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Aggradazione

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Schema che illustra le geometrie di aggradazione e la distribuzione orizzontale e verticale delle facies in un contesto costiero (di spiaggia o di delta fluviale), in tempi successivi (t1-t3) corrispondenti a incrementi discreti del livello marino (o lacustre). È importante notare che in questo caso lo spazio disponibile per i sedimenti (accomodation) non varia sostanzialmente nel tempo. Scala verticale: da metri a decine di metri; scala orizzontale: da centinaia di metri a chilometri.

L'aggradazione è una modalità di deposizione dei sedimenti, che si realizza quando in tempi successivi si depongono corpi sedimentari sovrapposti, sempre nella stessa posizione rispetto alla sorgente dei sedimenti stessi. L'accumulo di sedimenti con questa modalità dà luogo a depositi caratterizzati da parallelismo degli strati e da incremento dello spessore in senso verticale.[1]

Tipologia

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Questa modalità di sedimentazione è applicabile a diversi contesti:

  • in ambiente litorale e deltizio (sia marino che lacustre) o di estuario, quando il livello dell'acqua nel bacino subisce un incremento relativo che tuttavia è compensato dall'apporto di sedimenti; in tal caso la linea di costa si mantiene nella stessa posizione nel tempo fino a che perdurano le condizioni di equilibrio tra i fattori citati;[2]
  • in ambiente alluvionale, quando i sedimenti fluviali e di piana alluvionale tendono ad accumularsi con tasso di sedimentazione superiore alla subsidenza, e si ha quindi un incremento di quota della superficie del territorio;[3]
  • in ambiente di piattaforma carbonatica, scogliera biocostruita e rampa carbonatica, quando il tasso di crescita verticale della piattaforma determinato dalla produttività carbonatica della comunità biologica risulta in equilibrio con l'innalzamento relativo del livello marino.[4]
  • in ambiente subacqueo profondo, in sistemi deposizionali torbiditici, quando l'elevato apporto di sedimenti porta I corpi sedimentari (canali e lobi) ad accumularsi velocemente al piede della scarpata continentale, formando depositi ad accrezione prevalentemente verticale.[5]

Genesi

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Nel contesto marino costiero la dinamica aggradazionale è determinata da due fattori:[6]

  • 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;[7]
  • s. Apporto di sedimenti (sediment supply): è il volume di sedimenti che vengono scaricati entro il bacino ricevente.

Per a = s [8] si ha equilibrio tra l'accumulo di sedimenti e l'incremento relativo del livello dell'acqua nel bacino ricevente.

L'effetto della compensazione tra apporto di sedimenti e accomodation è di mantenere la distribuzione delle facies sostanzialmente invariata nel tempo, senza progradazione o retrogradazione significativa dei sistemi deposizionali. La posizione della linea di costa si mantiene quindi sostanzialmente stabile.[9] Così in ambiente di delta fluviale le barre di foce e i sedimenti di piana e fronte deltizia tenderanno a sovrapporsi in verticale, individuando nelle sezioni stratigrafiche sequenze relativamente monotone di sedimenti riferibili allo stesso ambiente, con variazioni limitate (per esempio, facies di barra di foce potranno essere sostituite da depositi di baia interdistributaria per la migrazione laterale dei canali distributori).[10] Ugualmente, in un ambito litorale i depositi sabbiosi di spiaggia emersa, battigia e spiaggia sommersa si sovrapporranno nel tempo con variazioni limitate per la migrazione laterale dei subambienti (ad esempio, facies di barra intertidale potrebbero essere sostituite da facies di canale tidale, o facies di battigia da facies di ventaglio di rotta).[11]

Nel contesto alluvionale, occorre differenziare la dinamica della fascia montana e pedemontana, caratterizzata dalla presenza di conoidi di deiezione e influenzata da una minore maturità dei processi deposizionali e dei materiali disponibili, da quella della piana alluvionale vera e propria in cui prevalgono i processi fluviali con materiali più fini e selezionati. In ques'ultima, un innalzamento del livello di base (corrispondente generalmente a una fase climatica più umida), con cospicui apporti di sedimento, porta i corsi d'acqua ad adeguare il loro profilo di equilibrio deponendo più sedimenti e determinando un sovralluvionamento (deposizione rapida di sedimenti fluviali e di piana d'inondazione), causando in tal modo un sollevamento del territorio; in questa fase nella fascia pedemontana i depositi fini, di tracimazione, della piana alluvionale tendono a ricoprire le parti distali delle conoidi di deiezione, mentre nelle aree montane si ha un aumento dei processi erosivi e dell'instabilità dei versanti.[12] La dinamica delle conoidi alluvionali è ugualmente dominata dalle fasi climatiche, con fenomeni di aggradazione e progradazione durante stadi di forte deterioramento climatico e diminuzione della copertura vegetale in cui si ha maggiore mobilizzazione di sedimento e viceversa stabilità con sviluppo di suoli durante stadi di clima caldo-umido in cui si espande la copertura vegetale.[13]

In ambiente subacqueo a sedimentazione torbiditica, gli studi condotti su sedimenti sia attuali che fossili, soprattutto con l'ausilio della sismica a riflessione, indicano per i sistemi canale-argine naturale (channel-levee) geometrie prevalentemente aggradazionali, o inizialmente ad accrezione laterale evolventi rapidamente verso accrezione verticale ("hockey stick shape"), mentre i sistemi canalizzati fluviali mostrano geometrie a prevalente accrezione laterale, con tendenza decisamente più ridotta all'aggradazione[14] Questa peculiarità è interpretata come il risultato delle caratteristiche intrinseche dei flussi torbiditici:[5]

  • i flussi torbiditici hanno contrasto di densità fino a 50 volte inferiore rispetto all'ambiente circostante acqueo se comparati ai flussi subaerei, e questo favorisce la sopraelevazione del flusso rispetto alle sponde del canale, facilitandone la tracimazione, con deposizione di materiale fine e rapida crescita verticale degli argini;
  • la velocità massima, nel profilo verticale di un tipico flusso torbiditico, è molto più vicina al fondale rispetto a un flusso fluviale, e questo implica un minore sforzo di taglio verso gli argini naturali e una minore probabilità di erosione;
  • eventi di deposizione locali all'interno del canale, prodotti da variazioni di velocità del flusso torbiditico, possono provocare alterazioni dell'area della sezione del canale stesso e del suo profilo di equilibrio che causano ulteriore deposizione di materiale per ripristinare le condizioni di equilibrio, portando all'innalzamento dell'intero profilo del canale.

Nel caso di un contesto di piattaforma carbonatica, si ha aggradazione quando si verifica una compensazione tra il sedimento carbonatico prodotto dall'accumulo di spoglie di organismi a scheletro calcareo (coralli e altri invertebrati) e l'innalzamento relativo del livello marino[N 1]. Questo porta le biocostruzioni a crescere prevalentemente in altezza, mentre non si ha avanzamento significativo verso bacino o retrogradazione; le facies di avanscogliera (fore reef) e retroscogliera (back reef) "crescono" in senso verticale, parallelamente a quelle di reef.[15] Queste condizioni, secondo il modello della stratigrafia sequenziale, si verificano tra la parte terminale della fase trasgressiva (TST - Transgressive System tract) e la fase di stazionamento alto (HST - Highstand System Tract); in questo stadio le comunità biologiche di piattaforma, con il rallentamento della velocità di aumento relativo del livello marino, riescono a compensare lo spazio di accomodamento disponibile (catch-up), aggradando, e a esportare sedimento verso bacino, dando inizio ad una prima fase di progradazione.[4]

Nel record sedimentario, un pattern aggradazionale registra un evento di trasgressione marina o di stazionamento alto del livello del mare.

Lo stesso argomento in dettaglio: Stratigrafia sequenziale.

Note

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Esplicative

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  1. ↑ Questo effetto può essere prodotto sia da un innalzamento eustatico sia dalla subsidenza

Bibliografiche

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  1. ↑ Nichols (2009), p. 355, fig.23.3 III-IV.
  2. ↑ Nichols (2009), p.212; p.356.
  3. ↑ Nichols (2009), p. 140.
  4. 1 2 Catuneanu et al. (2011), p.38, fig. 36; p. 42, fig.40.
  5. 1 2 Jobe et al. (2016), pp. 933-934.
  6. ↑ Nienhuis et al. (2023), pp. 84-86; p. 85, fig. 1.
  7. ↑ Catuneanu et al. (2011), pp. 4-5, fig. 3.
  8. ↑ Nienhuis et al. (2023), p. 84, vedi eq. 1 (adattata e semplificata).
  9. ↑ Nichols (2009), p. 355, fig. 23.3-III; p 356.
  10. ↑ Nichols (2009), p. 198, fig. 12.23.
  11. ↑ Nichols (2009), p. 204, fig. 13.8; p. 205, fig. 13.10.
  12. 1 2 Cremaschi e Nicosia (2012), pp. 20-21; 25.
  13. ↑ Harvey et al. (2005), pp. 1-7.
  14. ↑ Jobe et al. (2016), pp. 932-933; fig.4.
  15. ↑ Catuneanu et al. (2011), pp. 4-5.
  16. ↑ Jobe et al. (2016), p. 931, fig.1A, modificata.
  17. ↑ Eberli et al. (1994), pp. 984, fig.2, modificata.

Bibliografia

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Voci correlate

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  Portale Geologia
Controllo di autoritàGND (DE) 4143400-6
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