Struttura delle comunità procariotiche nei sedimenti profondi del Mediterraneo

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1 INTRODUZIONE 
1.1 CARATTERISTICHE GENERALI DEI MARGINI 
CONTINENTALI 
I margini continentali e le relative regioni di scarpata rappresentano la 
zona di confine tra la piattaforma continentale e il mare aperto (Thomsen 
et al, 2002). 
I margini possono essere distinti dal punto di vista geologico in: 
• margini continentali passivi, tettonicamente inattivi (come ad 
esempio la Penisola Iberica occidentale) che si sono originati da fratture 
delle placche continentali; 
• margini continentali attivi, caratterizzati da forte instabilit . Sono 
margini formati dalla convergenza di due placche continentali, con 
conseguente formazione di fosse e archi insulari (ad esempio il Pacifico 
orientale). 
I margini continentali europei sono per la maggior parte tettonicamente 
inattivi, rientrando quindi nella categoria di  margini passivi . 
Si estendono per circa 15000 Km dall Artico fino al Mar Nero, ad una 
profondit  che varia dai 200 m ai 4000 m delle piane abissali. 
Sono zone caratterizzate da gradienti latitudinali molto marcati, che 
riguardano parametri come la produttivit  primaria, differenze 
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geomorfologiche e livelli di biodiversit  che variano da zona a zona . 
(Rex et al, 1993). 
Le caratteristiche geomorfologiche e idrodinamiche della scarpata, 
unitamente alla presenza di elevati apporti di acque dolci continentali, 
rivestono un importante ruolo nei processi sedimentari e di export di 
materia organica nei sistemi di margine (Thomsen et al, 2002). 
Recenti studi hanno messo in evidenza che i margini continentali 
rivestono un ruolo chiave nei cicli biogeochimici e sulla produttivit  
biologica su scala globale (circa il 25 % del totale) (Jahnke, 1996). 
Inoltre Ł stato visto che nei sedimenti profondi associati alle aree di 
margine, circa il 90% del carbonio organico che sedimenta viene infossato 
permanentemente, con risvolti importanti sul sequestro di CO2 
atmosferica (Harnett et al., 1998). 
I sistemi bentonici delle aree marginali sono caratterizzati da 
concentrazioni di carbonio organico significativamente piø elevate 
rispetto ai sistemi oceanici, con tassi di remineralizzazione del carbonio 
organico di 5-10 volte superiore (Anderson et al, 1994), con un  elevata 
attivit  di nitrificazione (Balzer et al, 1998). 
 
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1.2 IL GOLFO DEL LEONE 
Il Golfo del Leone Ł margine continentale nel nord-ovest del 
Mediterraneo, con una grande piattaforma continentale. E  un margine 
passivo che si Ł formato nel periodo che coincide con l Eocene 
superiore-Oligocene (circa 40 milioni di anni fa), durante un apertura 
dello Stretto di Gibilterra e la formazione di un micro-oceano che 
separava il blocco sardo-corso dal continente. 
Durante il Miocene (25 milioni di anni fa) Ł caratterizzato da un iniziale 
progressione, seguita da una riduzione per erosione durante la famosa 
 Crisi del Messiniano  (5.6 Ma, Krijgsman et al., 1999), dove il livello 
del mare si Ł ridotto di circa 1500 metri (Ryan, 1976), importante anche 
per il processo di formazione dei numerosi canyon che intagliano la 
scarpata continentale del margine franco-iberico. 
La piattaforma Ł caratterizzata da un regime idrodinamico di elevata 
energia e dominato da intensa attivit  ondosa. 
La circolazione generale delle masse d acqua all interno del Golfo del 
Leone Ł sotto l influenza della circolazione generale anticiclonica del 
Mediterraneo (Millot, 1990), e della corrente liguro-provenzale che 
scorre lungo la scarpata continentale da est ad ovest. 
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Inoltre queste forzanti idrodinamiche regolano la struttura sedimentaria 
dei depositi della piattaforma e la distribuzione delle zone caratterizzate 
da elevata sedimentazione. 
Piø di 10 fiumi con un bacino imbrifero di oltre 125000 Km2 di 
superficie sfociano nel golfo e il fiume Rodano nel nord-est del Golfo 
apporta, da solo, circa l’80% di tutti gli input di acqua dei fiumi (Van de 
Broeck et al., 2002).  
La linea di costa Ł fortemente urbanizzata (circa 1,5 milioni di abitanti) 
con la presenza di una grande citt  francese, Marsiglia (800.000 abitanti) 
situata a nord-est della foce del Rodano. 
L’apporto di nutrienti dal continente tramite i fiumi e il trasporto eolico Ł 
significativo, come hanno dimostrato Minas & Minas (1989), l’apporto 
di nutrienti del Rodano influenza la produzione primaria della 
piattaforma continentale. 
1.3 IL CANALE DI SICILIA 
Il Canale di Sicilia, situato tra la Sicilia e la Tunisia nord-orientale, e 
unisce il Mediterraneo occidentale con quello orientale giocando inoltre 
un ruolo fondamentale nella circolazione dell interno Mar Mediterraneo 
(Molcard et al., 2002) 
Il Canale Ł il risultato delle interazioni che negli ultimi 25 milioni di anni 
hanno regolato i rapporti tra la placca continentale africana ed europea. 
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La convergenza Nord-Sud tra questi due continenti ha prima costruito il 
segmento siciliano della catena alpina (catena a falde appenninico-
maghrebide) e poi, sul bordo nord del paleo-continente africano, in 
corrispondenza di una zona a crosta continentale assottigliata (20-22 
km), ha aperto il canale. 
Si tratta una vasta struttura geologica allungata in direzione NW-SE, 
obliqua quindi rispetto al fronte di collisione tra l’Africa e l’Europa (N-
S). 
Lo sviluppo di questa struttura Ł controllato da tre gruppi di faglie 
orientate, rispettivamente NW-SE, NE-SW e N-S e rinvenute sia sul 
fondale del Canale di Sicilia sia sulla terraferma. 
Lungo l’asse del canale, tra il Messiniano ed il Pliocene inferiore (5-6 
Ma), l’attivit  delle faglie ha generato le depressioni tettoniche di 
Pantelleria, Linosa e Malta, profonde fino a 1700 m e riempite da 
depositi torbiditici plio-pleistocenici (oltre 2000 m nel bacino di Linosa). 
Queste importanti subsidenze dei bacini sono da mettere in relazione con 
la vivace attivit  delle discontinuit  tettoniche che li governa e che 
genera tuttora una diffusa attivit  sismica. 
Pertanto il contesto tettonico e geodinamico del Canale di Sicilia, 
oggettivamente complesso e di difficile lettura, Ł ancora deficitario di un 
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modello funzionale univoco; le ipotesi sinora formulate interpretano 
questa struttura come: 
1) un tipico  rift  continentale, sottoposto ad estensione NE-SW, 
perpendicolare al suo asse; 
2) come una zona di taglio, attivata dagli sforzi collisionali N-S 
(Boccaletti et al., 1987).  
Un’ulteriore ambiguit  riguarda anche l’interpretazione della 
contemporanea attivit , tettonica e vulcanica dei sistemi di 
discontinuit , orientati NW-SE (direzione del canale, lungo cui si 
sono sviluppati i bacini) e circa NS (direzione della convergenza 
continentale). 
Queste ipotesi sono lacunose e comportano elementi di discussione e 
problematiche aperte. 
1.4 I CANYON SOTTOMARINI 
I canyon sottomarini sono valli sommerse che fanno parte del sistema di 
drenaggio dei margini continentali, sono viste come  hot spot  di 
diversit  di specie ed endemismi, (Bouillon et al., 2000, Gili et al., 
2000), e giocano un ruolo importante nella struttura di popolazione e sui 
cicli della fauna planctonica e megafauna bentonica (Mussi et al.,2003). 
La caratteristica piø importante dei canyon sottomarini Ł quella di essere 
un collegamento tra la zona costiera e la zona profonda degli oceani, e 
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fungono da condotti per il trasporto di materiale sedimentario verso il 
fondo del mare (Fabres et al., 2005). 
Il materiale organico ed inorganico che viene convogliato dai canyon Ł 
di diversa natura, da quella originatasi nella colonna d acqua sovrastante 
a quella che arriva dai sistemi fluviali terrestri. 
Il materiale fluisce lungo l asse del canyon e si infossa negli accumuli di 
sedimento nel bacino profondo sotto la scarpata (Canals e al., 2004). 
La sedimentazione Ł regolata principalmente dalle correnti che fluiscono 
lungo l asse del canyon e che hanno prevalentemente direzione verticale 
al fondo (Durrier de Madron et al, 1996), e recenti studi di circolazione 
dentro i canyon hanno mostrato interessanti fenomeni di upwelling e 
downwelling che influenzano i processi di trasporto e deposito di 
sedimento lungo l asse del canyon (Signorini et al, 1997). 
Tutti questi processi aiutano a creare  un biotopo speciale caratterizzato 
da elevate densit  locali e diversit  bentoniche e pelagiche non presenti 
in altri habitats della piattaforma e della scarpata continentale (Gage & 
Tyler, 1992; Vetter, 1995). 
 
Origine e caratteristiche dei canyon sottomarini: Due sono le 
interpretazioni principali proposte per spiegare l’esistenza dei canyon che 
intagliano i numerosi margini continentali del globo. 
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Queste possono essere riassunte "dall’alto verso il basso" e "dal basso 
verso l’alto" (BernØ et al., 2005). 
La prima ipotesi (dall’alto verso il basso) Ł basata sull’osservazione 
secondo la quale numerosi canyon della scarpata continentale possono 
essere associati a sistemi fluviali continentali. 
A volte si pu  notare nella morfologia sottomarina la continuit  della 
foce di alcuni sistemi fluviali, le loro valli incise durante il basso livello 
marino sulla piattaforma continentale e i canyon sulla scarpata. 
Per quanto riguarda il meccanismo di accrescimento dei canyon, i primi 
autori pensavano che ci  implicava una fase d’emersione, con erosione 
diretta della scarpata continentale da parte dei fiumi. 
Tuttavia i canyon detti "messiniani" non hanno niente a che vedere con i 
canyon che osserviamo oggi, le cui tracce non corrispondono alle 
incisioni sub-aeree formate in quel periodo. 
L’analisi sismica della piattaforma esterna mostra che Ł nel Pliocene 
superiore che appaiono le prime grandi incisioni, in relazione ad un 
aumento del flusso sedimentario e dell’estensione dei giacimenti glacio-
eustatici (Lofi, 2002); queste incisioni sono state mantenute e 
progressivamente ingrandite dalle correnti di torbidit , capaci di erodere 
e di trasportare importanti volumi sedimentari. 
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La seconda ipotesi (dal basso verso l’alto) invoca la formazione di 
smottamenti iniziali (ad esempio frane sottomarine) a livello della 
scarpata continentale, che si possono evolvere verso l’alto sottoforma di 
smottamenti regressivi. 
In una fase successiva, queste incisioni si possono connettere a delle 
sorgenti sedimentarie situate sul bordo della piattaforma, e le correnti di 
torbidit  aumenteranno il processo di erosione del canyon. 
I fattori morfo-batimetrici mostrano che questi due processi sono 
entrambi presenti nel Golfo del Leone. 
Alcuni canyon potrebbero, in effetti, essere connessi a sistemi fluviali 
dormienti, come dimostrano le analisi morfologiche della piattaforma 
continentale (Tesson et al., 2005). L’incisione assiale meandriforme nella 
testa del canyon Bourcart, ad esempio, suggerisce una diretta 
connessione di un fiume  con questo canyon in un periodo di 
abbassamento del livello marino (Tesson et al., 2005). 
Al contrario,si Ł osservato in maniera molto netta, ad esempio a est del 
Canyon Pruvot, delle zone da scivolamento che tagliano il margine, ma 
che non hanno ancora oltrepassato la scarpata. 
Un terzo caso, intermediario, mostra che i canyon non costituiscono solo 
una zona d’erosione, ma anche dei luoghi di accumulo sedimentario.