Scienze della Terra per le superiori/Il modellamento marino

Indice del libro

Il Sistema Terra

I componenti del sistema Terra Scienze della Terra per le superiori/I componenti del sistema Terra
Forma e dimensioni Scienze della Terra per le superiori/Forma e dimensioni
Orientamento sulla superficie terrestre Scienze della Terra per le superiori/Orientamento sulla superficie terrestre
Rappresentazione della superficie terrestre Scienze della Terra per le superiori/Rappresentazione della superficie terrestre

Il Sistema Solare

L'atmosfera

Gli strati atmosferici Scienze della Terra per le superiori/Gli strati atmosferici
La troposfera Scienze della Terra per le superiori/La troposfera
Bilancio termico ed effetto serra Scienze della Terra per le superiori/Bilancio termico ed effetto serra
L'inquinamento atmosferico Scienze della Terra per le superiori/L'inquinamento atmosferico
Pressione atmosferica, venti e circolazione generale Scienze della Terra per le superiori/Pressione atmosferica, venti e circolazione generale
Umidità, nuvole e precipitazioni Scienze della Terra per le superiori/Umidità, nuvole e precipitazioni
La degradazione meteorica delle rocce Scienze della Terra per le superiori/La degradazione meteorica delle rocce
Le perturbazioni atmosferiche Scienze della Terra per le superiori/Le perturbazioni atmosferiche
Le previsioni del tempo Scienze della Terra per le superiori/Le previsioni del tempo

L'idrosfera

La litosfera

Il modellamento esogeno

Il modellamento endogeno

Storia della Terra Scienze della Terra per le superiori/Storia della Terra
CLIL

template

Fisiografia dell'ambiente marino

Per comprendere meglio i processi, i materiali e le morfologie del modellamento marino, vediamo prima i caratteri fisici fondamentali dell'ambiente.

Un margine continentale è composto, nell'ordine da terra verso mare, da:

Costa, sopra il livello medio del mare (medio tra i livelli di alta e bassa marea)

Piattaforma continentale, compresa tra il livello medio marino e 200 m sotto il livello del mare (isobata -200 m), con morfologia piatta o con debolissima inclinazione verso mare. La sua ampiezza è molto variabile, da pochi chilometri fino a centinaia di chilometri.

Scarpata continentale, con decisa inclinazione verso bacino. L'inclinazione media è 3°, ma può andare da 1° fino a 10° circa. Nella parte inferiore della scarpata continentale l'inclinazione diminuisce bruscamente fino a raccordarsi con la piana abissale.

Piana abissale, a circa 3000 m sotto il livello del mare, con morfologia decisamente piatta.

Le piane abissali tendono ad una leggera e graduale risalita fino alle dorsali medio-oceaniche, fenditure nella crosta terrestre corrispondenti alla minima profondità del mantello terrestre ove si genera nuova crosta oceanica per accrezione continua di magma a composizione prevalentemente basaltica.

In alcuni casi, (ad esempio la costa occidentale dell'America Meridionale, o la costa orientale del Giappone), la piattaforma continentale è molto ridotta e la scarpata continentale (molto ripida) passa direttamente ad una fossa oceanica, della profondità di diverse migliaia di metri (l'esempio più eclatante è la Fossa delle Isole Marianne che raggiunge circa 11000 m sotto il livello marino e rappresenta il punto più basso della crosta terrestre). Questi lineamenti corrispondono a zone di subduzione di crosta oceanica sotto continenti o archi insulari. le linee di subduzione, insieme alle dorsali medio-oceaniche, delimitano e definiscono le placche tettoniche che compongono la litosfera terrestre.

L'azione del moto ondoso

L'azione erosiva del mare modifica in continuazione il profilo delle coste. Le onde sono il principale agente erosivo. Le onde si generano su uno specchio d'acqua per l'azione del vento, per trasferimento di energia dal vento all'acqua. Le dimensioni delle onde dipendono da tre fattori:

velocità del vento
durata del vento
estensione del tratto di mare aperto (fetch) su cui il vento soffia

L'insieme di questi fattori determina e limita la dimensione delle onde. Per esempio, anche un vento molto veloce che soffi per lungo tempo non potrà generare onde molto grandi se il fetch è di ampiezza limitata.

Un'onda in generale è definita da due parametri fondamentali: ampiezza (indicata in genere con A; è la differenza tra il punto massimo dell'onda e il punto di equilibrio o di flesso. e lunghezza d'onda (spesso indicata come λ; è l'intervallo tra due creste o due valli dell'onda). L'altezza dell'onda (H) è poi la distanza verticale tra cresta e valle e il periodo (T) è il tempo impiegato dall'onda stessa per percorrere la distanza di una lunghezza d'onda^{[N 1]}

Moto orbitale delle particelle di un'onda in acqua profonda.

.

Il moto delle particelle di un'onda in acque profonde (in cui il fondale è abbastanza lontano da esercitare un'influenza trascurabile sull'onda) è oscillatorio, di tipo orbitale e di forma circolare. Le orbite in realtà non sono chiuse, ma le particelle d'acqua si spostano per piccoli incrementi successivi nella direzione di propagazione dell'onda.

Le onde esercitano la loro azione fino ad una profondità definita livello di base del moto ondoso (o limite di azione delle onde). Questo è anche il limite massimo fino a cui le onde possono esercitare trazione sui sedimenti (cioè smuoverli). Il livello di base delle onde si aggira sui 10 m in mari interni come il Mediterraneo, mentre arriva a 15-20 m sulle coste esposte agli oceani. Si parla ovviamente di moto ondoso medio, non di grandi tempeste o onde di maremoto (tsunami). La velocità del moto orbitale di un'onda può raggiungere alcuni metri al secondo, ma il diametro dell'orbita decresce rapidamente con la profondità dell'acqua, tanto che ad una profondità pari a λ/2 si riduce al 5% di quello superficiale.

Quando il fondale marino si trova a una profondità inferiore alla metà della lunghezza d'onda, l'acqua in movimento interagisce con esso, e il moto orbitale delle particelle diviene ellittico (con asse maggiore parallelo al fondale). In questo modo, l'onda inizia ad esercitare uno sforzo di taglio sul sedimento di fondo con velocità sempre maggiore a mano a mano che la profondità diminuisce: il sedimento inizia quindi ad essere smosso sempre di più dal fondale. In questa fase, quando le particelle si spostano verso mare nella parte bassa della loro traiettoria ellittica sono ritardate dall'attrito con il fondale, quindi gradualmente prevale lo spostamento verso terra, che avviene nella parte alta della traiettoria. Il risultato è che l'onda diviene asimmetrica: la velocità di traslazione alla base dell'onda diminuisce mentre quella della cresta si conserva; quindi la cresta si sposta e si inclina sempre più verso terra fino a rompersi (frangente) e riversarsi sulla spiaggia.

I granuli di sedimento smossi dalle onde in prossimità della riva sono trascinati ripetutamente verso terra e verso mare, quindi per abrasione diminuiscono di dimensioni (di granulometria) e si arrotondano sempre più. Quando la costa è rocciosa, i sedimenti portati avanti e indietro dalle onde colpiscono le rocce costiere e le modellano (abrasione marina).

I movimenti d'acqua prodotti dalle onde creano le correnti litoranee o correnti costiere.

Quando le onde si avvicinano alla linea di riva e la profondità diminuisce, tende a diminuire la velocità per l'attrito con il fondale, diminuisce la lunghezza d'onda (intuitivamente: con il diminuire della velocità i fronti d'onda tendono ad "affollarsi" in uno spazio più ridotto), e diminuisce quindi anche l'energia cinetica delle onde. Per un fenomeno fisico noto (il principio di conservazione dell'energia), l'energia cinetica si trasforma quindi in energia potenziale (che è energia "di posizione"): questo può avvenire solo aumentando l'altezza delle onde. Le onde quindi, quando si avvicinano a riva, acquisiscono una maggiore altezza che si traduce in una maggiore energia potenziale. Questa energia potenziale si trasforma di nuovo improvvisamente in energia cinetica quando l'onda si frange a riva, conferendo all'onda frangente una capacità erosiva sulla costa, in grado di smuovere il sedimento sciolto e di trasportarlo, oltre che di esercitare un'azione di disgregazione sulle rocce. Questo fenomeno avviene per tutti i tipi di onde che si propagano su una superficie liquida. Risulta però particolarmente evidente e pericoloso (come vedremo nel capitolo dedicato ai terremoti) nelle tsunami, o onde di maremoto che si producono in seguito a terremoti con epicentro sottomarino o anche a frane sottomarine e costiere: queste onde hanno una notevole velocità (centinaia di km/ora) e lunghezza d'onda (fino a centinaia di chilometri). La loro altezza (in mare aperto pochi centimetri o decimetri), per il rallentamento improvviso aumenta enormemente sotto riva, fino a decine di metri, con effetti devastanti.

Schema dell'innesco di un fenomeno di tsunami, in questo caso da un terremoto sottomarino causato da attività tettonica.
Schema che illustra il comportamento di un'onda di maremoto (tsunami) quando si avvicina alla costa. In realtà lo schema è valido anche per le onde "normali": cambia ovviamente la scala del fenomeno.

L'azione delle correnti costiere

Le correnti costiere sono prodotte al margine di un bacino (marino o lacustre) dallo spostamento di masse d'acqua in prossimità della linea di costa, perpendicolarmente e parallelamente ad essa^{[N 2]}.

All'origine del fenomeno vi è la combinazione di tre fattori:

Azione del vento. I venti dominanti in un dato periodo controllano la direzione del moto ondoso rispetto alla costa e l'afflusso d'acqua verso di essa, determinandone portata e velocità.
Azione del moto ondoso. Le onde, entrando in acqua bassa, interagiscono con il fondale rallentando e trasformando progressivamente il loro moto da oscillatorio a traslatorio. Infine si frangono dissipando gran parte della loro energia sotto forma di turbolenza e proseguendo la loro corsa fino alla battigia.^{[N 3]}
Azione della marea. L'escursione della marea, trasportando l'acqua del bacino alternativamente verso costa e verso mare provoca di conseguenza correnti prevalentemente perpendicolari alla linea costiera.

Tipi di corrente costiera

Flusso di ritorno. La frangenza delle onde determina un trasporto continuo di acqua verso costa, che deve essere compensato da un flusso di ritorno. Questo tipo di flusso è generalizzato e a bassa velocità (dell'ordine di pochi centimetri o decimetri al secondo).
Corrente di deriva. Quando i fronti d'onda sono obliqui rispetto alla linea di costa, le onde hanno due componenti di movimento: una perpendicolare e una parallela alla costa: la componente parallela alla costa determina una corrente, definita corrente di deriva (o corrente lungo costa), che può raggiungere velocità dell'ordine di alcuni decimetri al secondo, fino a circa 1 m/s. Questo tipo di corrente è responsabile del trasporto di sedimento parallelamente alla costa: la deriva litorale. La corrente di deriva è uno dei principali fattori che controllano la sedimentazione e l'erosione delle coste, trasportando il sedimento per notevoli distanze e dando origine a corpi sedimentari particolari, i cordoni litorali e i tomboli, in corrispondenza di rientranze e sporgenze della costa, come golfi, isole e delta fluviali, e dando origine talora a vere e proprie lagune.
Corrente di risacca. L'accumulo d'acqua parallelamente alla costa causato dalle correnti lungo costa determina una differenza di pressione rispetto alle acque esterne alla linea dei frangenti. Questa differenza di pressione richiede a sua volta una corrente di compensazione per ristabilire condizioni di equilibrio. Questo tipo di corrente si definisce corrente di risacca (o di risucchio). Si tratta di una corrente localizzata, perpendicolare alla costa, che raggiunge velocità intorno a 60 - 100 cm/s e "raschia" il fondale scavando veri e propri canali. La presenza di queste correnti può essere causa di notevole pericolo per le persone che si avventurano in acqua, sia per l'aumento improvviso della profondità in corrispondenza dei canali, sia per la forza stessa della corrente che le può trascinare verso il largo, soprattutto se il mare è mosso o agitato.
Corrente di marea. Un particolare tipo di correnti costiere sono inoltre le correnti di marea, che hanno origine dall'escursione mareale (differenza tra i livelli medi di alta e di bassa marea). Il fenomeno è presente nei mari e negli oceani ma anche in bacini lacustri di grande estensione (come ad esempio i grandi laghi del rift dell'Africa orientale, o i grandi laghi nordamericani). In tali contesti, su coste basse e debolmente inclinate, le correnti di marea possono raggiungere velocità e forza notevole (fino ad alcuni metri al secondo), e possono erodere i sedimenti costieri formando veri e propri canali che penetrano nell'entroterra dal mare. Il flusso e riflusso della marea, nella zona compresa tra i livello di bassa e di alta marea (zona intertidale) dà quindi luogo ad erosione, trasporto e ridistribuzione dei sedimenti sia verso terra che verso mare, formando un particolare ambiente sedimentario: la piana di marea. Nei delta fluviali che sfociano in bacini con forte con escursione di marea (superiore a 2 metri), le correnti di marea invadono i canali distributori del delta stesso, influenzandone il decorso e la sedimentazione, mentre nelle zone tra i canali deltizi, si possono formare piane di marea. Dove le maree hanno un'escursione notevole il trasporto di acqua e sedimento lungo costa è generalmente molto limitato, perché le componenti principali del moto sono perpendicolari alla costa. Le correnti di marea nella zona intertidale possono essere molto pericolose, sia nel periodo di flusso (marea montante) sia nel periodo di riflusso (marea calante), ma soprattutto in quest'ultimo caso, con il rischio per le persone eventualmente sorprese dal fenomeno di essere travolte e trasportate entro la zona subtidale ^{[N 4]} e di annegarvi. Il rischio è maggiore nelle piane di marea sulle coste oceaniche e comunque dove l'escursione di marea è più elevata, ma non deve essere sottovalutato in alcun caso, neppure sulle spiagge mediterranee.

L'azione delle correnti oceaniche

Schema delle principali correnti oceaniche: in **rosso** le correnti calde; in **blu** le correnti fredde; in **nero** le correnti alla stessa temperatura della massa d'acqua circostante.

In oceanografia la corrente oceanica (o corrente marina) è una massa di acqua marina in movimento rispetto all'acqua che la circonda e dalla quale si può differenziare per densità, salinità, temperatura. Negli oceani aperti, solo la parte superficiale delle acque è influenzata dal vento e dal moto ondoso (meno del 10% in volume) e dà origine alle correnti superficiali. Il vento tuttavia agisce prevalentemente entro alcune decine di metri di profondità, e cessa di avere influenza poche centinaia di metri sotto la superficie. Le correnti marine profonde hanno quindi un'origine essenzialmente termoalina (da differenze di temperatura e salinità delle masse d'acqua), e non vanno confuse con le correnti costiere (trattate in precedenza), la cui genesi è dovuta principalmente al vento e al moto ondoso. L'insieme delle correnti oceaniche dà vita alla circolazione termoalina, ossia la circolazione oceanica regolata dalla differenza di densità dell'acqua (la densità dell'acqua aumenta con il diminuire della temperatura, e aumenta all'aumentare della salinità).

Le correnti oceaniche hanno un forte impatto globale sul clima e sulla biosfera, guidando la distribuzione del plancton (sia zooplancton che fitoplancton) e dei nutrienti (materia organica e minerali indispensabili per gli organismi viventi). La velocità di queste correnti in profondità è piuttosto bassa (2 – 20 cm/s), ma dipende dalla morfologia del fondale: ad esempio nello stretto di Gibilterra sono state misurate velocità di corrente pari a 3 m/s.

L'azione delle correnti di torbidità

Le correnti di torbidità (o correnti torbide) sono correnti di fluido in movimento con materiale in sospensione che si muovono lungo un pendio attraverso l'acqua. La corrente si muove per gravità, a causa della propria maggiore densità rispetto al fluido nel quale scorre e alla presenza di particelle solide in sospensione.

Le correnti torbide hanno origine da sedimenti non consolidati deposti sulla piattaforma continentale. Questi sedimenti derivano principalmente dalle foci dei fiumi, ridistribuiti lungo il margine della piattaforma dalle tempeste. Avendo densità maggiore rispetto all'acqua circostante, queste correnti scorrono velocemente verso il basso, per forza di gravità, lungo la scarpata continentale. Si tratta di flussi ad elevata turbolenza, con forte capacità erosiva. La velocità di avanzamento della corrente dipende anche dall'inclinazione della scarpata. Aumentando la velocità, aumenta anche l'erosione e la quantità di sedimenti trasportati; questo a sua volta aumenta la densità della corrente e quindi la velocità in un meccanismo di "autoalimentazione", raggiungendo anche velocità dell'ordine di alcune centinaia di chilometri orari (fino a metà della velocità del suono). Le correnti di torbida possono provocare seri danni a strutture artificiali sottomarine, come condotte, cavi elettrici, impianti di produzione petroliferi offshore. L'azione erosiva delle correnti torbide scava con il tempo veri e propri canyon sottomarini, che incidono il margine della piattaforma continentale, nei quali si convoglia un numero sempre maggiore di questi eventi accentuando sempre più la profondità dei canyon. Spesso i canyon si situano in corrispondenza delle foci dei fiumi principali, per l'elevato volume di sedimenti che portano.

Con il diminuire della pendenza in corrispondenza del piede della scarpata continentale, le correnti perdono progressivamente velocità e capacità di carico, deponendo gradualmente i sedimenti: nelle parti più prossime alla scarpata i sedimenti più grossolani (ghiaia e sabbia grossolana), ed entro la piana sottomarina le frazioni più fini (sabbia fine, silt, argilla).

I depositi deposti dalle correnti torbide sono chiamati torbiditi. I depositi torbiditici possono dare luogo a corpi sedimentari di notevole entità: le conoidi sottomarine, grandi depositi a forma di cono o di ventaglio.

L'azione degli organismi viventi

Diversi gruppi di organismi viventi acquatici (in realtà sia marini che lacustri), possono esercitare un'influenza (anche di notevoli proporzioni) in termini sia di erosione che, soprattutto, di sedimentazione. Mentre tutti gli altri tipi di sedimento si accumulano passivamente sotto l'azione degli agenti atmosferici (onde e correnti, sia acquee che eoliche), i sedimenti organogeni o biogenici (essendo strettamente legati all'attività biologica) "crescono" attivamente per la proliferazione degli organismi. Quindi in questo caso la biocenosi (la comunità degli organismi viventi) è strettamente interconnessa con l'ambiente sedimentario (l'ambiente fisico e l'insieme dei processi che lo caratterizzano) e ne è parte attiva, molto più che negli altri tipi di ambiente. La sedimentazione organogena ha il suo massimo sviluppo nelle piattaforme carbonatiche, aree con sedimenti prevalentemente calcarei (composti di carbonato di Calcio: CaCO₃) che raggiungono dimensioni fino a decine e centinaia di chilometri (tipici esempi attuali sono la Grande Barriera Corallina australiana e le Isole Bahamas, nei Caraibi).

Le comunità biologiche che supportano le biocostruzioni si rinvengono entro un ampio intervallo di temperatura, salinità e profondità: si trovano sia in acque fredde, alle medie e alte latitudini, sia in acque calde, e sono il prodotto dell'attività di comunità molto diversificate.

Diversi gruppi di organismi sono strettamente legati alla disponibilità di luce solare. La luce del sole può penetrare nell'acqua solo per uno spessore limitato, la cosiddetta zona fotica. L'estensione della zona fotica(o anche zona eufotica) dipende dalla torbidità dell'acqua, e quindi varia a seconda dell'ambiente: da pochi centimetri in acque di estuario o delta fluviale con molto carico di sedimenti in sospensione, a 200 metri in oceano aperto.
● Tra i gruppi di organismi biocostruttori più sensibili alla luce solare ci sono le alghe calcaree, presenti sia in acqua dolce sia in acque marine (anche se le biocostruzioni più importanti sono in acque marine).
● Un altro gruppo molto significativo attualmente sono i coralli ermatipici: come tutti gli animali, sono in realtà organismi eterotrofi, ma vivendo in simbiosi con alghe verdi unicellulari (Zooxanthellae), sono strettamente vincolati alla disponibilità di luce solare. Sono quindi limitati alla zona fotica. Sono organismi sia coloniali^{[N 5]}che solitari. In entrambi i casi sono tra i biocostruttori più importanti (la Grande Barriera Corallina è opera soprattutto loro). Le biocostruzioni più significative sono alle basse latitudini (aree tropico-equatoriali), ma si trovano anche alle medie e alte latitudini (persino in alcuni fiordi norvegesi). Vi sono anche coralli aermatipici (non-simbiotici); sono meno importanti come costruttori, ma riescono a formare piccoli banchi organogeni intrappolando tra le loro colonie il sedimento.
● Anche organismi unicellulari possono dare luogo a biocostruzioni, soprattutto i Cianobatteri (noti impropriamente anche come alghe blu-verdi o anche alghe azzurre). Sono organismi unicellulari coloniali fotosintetici. I cianobatteri possono utilizzare anche parti dello spettro cromatico della luce solare non utilizzabili dalle alghe vere e proprie, e possono perciò sopravvivere in condizioni di scarsissima illuminazione, come quelle dei fondali marini o lacustri molto al di sotto della zona fotica. Le colonie di cianobatteri non hanno parti calcaree, ma la loro attività metabolica può indurre la precipitazione del carbonato di calcio dalle acque^{[N 6]}.
● Altri gruppi significativi sono i Vermetidi, gasteropodi con conchiglia ad avvolgimento complesso e parzialmente svolta. Costituiscono estesi accumuli lungo costa in mari sia temperati che tropicali in associazione con alghe calcaree (piattaforme a vermeti). Gli Ostreidi ("ostriche"), molluschi bivalvi incrostanti e gregari che vivono a bassa profondità cementandosi al substrato e danno luogo a banchi organogeni di estensione limitata. I Serpulidi, vermi (anellidi policheti) dotati di un tubo esterno calcareo, gregari, che formano colonie in cui gli individui crescono cementandosi gli uni agli altri. Questi gruppi si trovano in un intervallo molto ampio di salinità, da condizioni marine normali (36 per mille di concentrazione di NaCl), a condizioni salmastre o ipersaline.

In realtà molti altri gruppi faunistici contribuiscono secondariamente alla sedimentazione organogena, come i poriferi (spugne), i briozoi^{[N 7]}, i crinoidi^{[N 8]}, diversi altri gruppi di bivalvi e gasteropodi, concorrendo ad alimentare e consolidare il sedimento (oltre che ad incrementare la biodiversità nelle bio-costruzioni).

Gli organismi visti fino a qui vivono (nascono, crescono e muoiono) in uno stesso ambiente, con spostamenti molto limitati, e alla morte le loro spoglie mineralizzate si accumulano ugualmente nello stesso sito (o vengono rielaborate post-mortem dagli elementi in misura limitata e per distanze brevi). Sono quindi componenti autoctoni del sedimento.

Occorre dire che esistono anche sedimenti organogeni in cui i componenti sono esclusivamente alloctoni, cioè gli organismi non vivevano originariamente nello stesso ambiente dove le loro parti mineralizzate si sono accumulate. E' il caso tipico dei sedimenti organogeni oceanici (o comunque marini profondi) composti in massima parte dalle spoglie di microrganismi plactonici, come foraminiferi e radiolari (appartenenti allo zooplancton), chiamati appunto fanghi a globigerine (dal genere di foraminiferi più rappresentato, a composizione calcarea: CaCO₃), e fanghi a radiolari (a componente silicea: SiO₂). in questi sedimenti è ben rappresentato anche il fitoplancton (alghe unicellulari planctoniche), con i fanghi a diatomee (a scheletro siliceo) e i fanghi a coccoliti (formati dalle placchette calcaree che formano lo scheletro esterno delle alghe coccolitofore). Questi organismi infatti vivono in massima parte nella parte più superficiale delle acque marine (nella zona fotica), e dopo la morte vengono presi in carico dalle correnti marine e dalle correnti oceaniche e infine si sedimentano per decantazione (cioè passivamente, per il proprio peso) sul fondale.

Bio-costruzioni di origine batterica sulla costa del lago Clifton (Australia occidentale). Per questo tipo di bio-costruzioni si utilizza in letteratura il termine microbialiti. Vi è una nomenclatura dedicata piuttosto complessa: nel caso specifico si tratta di Tromboliti.
Alghe verdi calcaree appartenenti ai generi Halimeda (con fronde costituite da segmenti tondeggianti) e Penicillus (con fronde a ciuffo). Questi organismi danno un contributo determinante alla costruzione di molte piattaforme carbonatiche a latitudini temperato-tropicali.
Colonie ramificate di coralli ermatipici (genere Acropora) in posizione di vita, dal Mar dei Coralli (Oceania).
Coralli aermatipici solitari (non-coloniali) fossili.
Un vermetide del genere Serpulorbis in posizione di vita, associato ad alghe corallinacee (alghe rosse).
'Un banco sub-fossile di ostreidi (di età quaternaria), in posizione di vita. Notare le conchiglie cementate tra loro, la cui forma in parte si adatta a quella dello spazio lasciato disponibile dagli esemplari adiacenti.
Un serpulide cresciuto su una colonia corallina. Notare la colonia di tipo massiccio, non ramificato.
Mappa che mostra la distribuzione globale dei sedimenti oceanici. grigio: terre emerse; bianco: sedimenti di margine continentale, azzurro: sedimenti glaciali; arancio: sedimenti di mare profondo di provenienza continentale; marrone: argille pelagiche; verde: fanghi silicei (a radiolari o diatomee); giallo: fanghi calcarei (a globigerine e coccoliti).
Sedimento pelagico (di mare aperto) setacciato (per rimuovere l'argilla). E' visibile un ricco campionario di microfossili: foraminiferi planctonici (i piccoli gusci bianchi, calcarei, che appaiono come aggregati di sferette), un grande foraminifero bentonico (al centro, bianco), radiolari (le sferette grigiastre traforate di silice), spicole di spugne (le piccole sbarre trasparenti, sempre di silice).
I componenti principali dei sedimenti biogenici oceanici: a) radiolari; b) diatomee; c) foraminiferi; d) coccolitofore (scheletro formato da placchette circolari, i coccoliti).

Forme di erosione

L'erosione marina è molto evidente sulle coste rocciose, dove l'azione delle onde dà origine a falesie ("scarpate" a picco sul mare). Quando le onde (in particolar modo le onde di tempesta) si abbattono su una falesia comprimono l'aria che si trova all'interno delle sue fratture e quando esse si ritirano l'aria si espande causando l'allargamento delle fratture e la frammentazione delle rocce. Si forma quindi una nicchia di erosione che con il tempo si accentua progressivamente fino a provocare il crollo della parte superiore. In questo modo la pendenza della scarpata si accentua e la falesia arretra sempre di più (erosione regressiva). Nei climi freddi questo fenomeno è accentuato dall'azione del gelo dell'acqua marina e meteorica che penetra nelle fratture delle rocce ed espandendosi frantuma la roccia. Anche l'azione delle correnti costiere contribuisce all'asportazione di materiale dal piede delle falesie e all'abrasione ad opera dei sedimenti trasportati.

Sulle coste sabbiose (spiagge), l'azione delle correnti costiere e delle onde determina un processo continuo di erosione, trasporto e redistribuzione dei sedimenti. L'equilibrio di questi processi dipende da molti fattori: soprattutto dalla morfologia della costa e dalle condizioni del mare: se cambiano queste condizioni (per fattori naturali o antropici), aree prima sottoposte a deposizione possono essere erose, e viceversa il sedimento eroso può andare a deporsi in nuove aree. Quindi, modificare in un punto la morfologia della costa creerà inevitabilmente problemi di erosione o eccessivo apporto di sedimenti in un altro tratto della costa. In questo senso, l'azione dell'uomo sulle coste, con la modificazione del profilo e della morfologia della costa in seguito alla costruzione di strutture abitative, industriali, di opere a difesa dei litorali e dei porti, può portare in assenza di una pianificazione territoriale adeguata a diffusi problemi di erosione delle coste (o, al contrario, sovra-sedimentazione). Anche le variazioni del livello marino a medio e lungo termine (trasgressione e regressione marina), dovute a variazioni climatiche o alla tettonica contribuiscono alla redistribuzione dei sedimenti e delle aree in erosione.

L'erosione marina può avvenire anche in acque profonde, per opera di correnti ad alta densità e turbolenza, come le correnti di torbidità, flussi composti da acqua e sedimento in sospensione derivati da frane sottomarine al margine superiore ella piattaforma continentale che vengono rimobilizzati in seguito ad eventi sismici o tempeste, o convogliati direttamente dalle foci dei fiumi. Il passaggio ripetuto di queste correnti, dotate di forte capacità erosiva, nel corso del tempo scava dei veri e propri canyon sottomarini che incidono il margine della piattaforma continentale. Si tratta di forme di erosione di dimensioni cospicue, della lunghezza di decine di chilometri e di profondità da decine fino a centinaia di metri, e spesso molto articolate e ramificate, generalmente con profilo a "V". Sovente si creano in corrispondenza delle foci dei fiumi, per il passaggio frequente di sedimento portato dalle piene.

Falesia a Vieste (Puglia)
Falesie in Irlanda
I dodici apostoli, Australia
Le scogliere di Dover
Falesie nell'isola di Staffa, Scozia
Falesie sull'oceano
Falesie
Spiaggia e falesia in Danimarca
Piattaforma di erosione di una falesia
Diagramma prospettico di canyon sottomarini incisi nella piattaforma continentale presso Los Angeles (USA). La distanza rappresentata in ampiezza è circa 17 km. L'ampiezza del canyon A nel punto C è 815 m e la profondità dell'incisione nei sedimenti della scarpata continentale è circa 25 m.

Forme di deposito

Come abbiamo visto, onde e correnti danno luogo sulle coste ad un processo continuo di erosione-trasporto-sedimentazione. La sedimentazione dà origine a vari tipi di depositi.

Spiaggia

Una spiaggia, in senso geomorfologico, è un'area costiera sabbiosa prospiciente un bacino marino o lacustre, caratterizzata da un'inclinazione verso il bacino stesso e compresa tra il limite inferiore e il limite superiore di azione delle onde. In senso sedimentologico, una spiaggia è un corpo sabbioso, ciottoloso, più raramente siltoso-argilloso accumulato o rielaborato dalle onde.

Le spiagge possono impostarsi direttamente al limite della terraferma o su un cordone litorale (in tal caso viene detta anche spiaggia-barriera). In quest'ultimo caso, la spiaggia delimita verso mare un ambiente protetto (una laguna o una piana di marea). La formazione di una spiaggia è dovuta alla combinazione di fenomeni di erosione e sedimentazione, determinati dalle onde, dalle maree e dalle correnti costiere marine o lacustri costiere; il sedimento sciolto redistribuito da tutti questi agenti deriva nella maggior parte dei casi da apporti provenienti da delta fluviali o da litorali vicini.

In aree con un'elevata produttività biologica (proliferazione di organismi viventi), soprattutto nelle aree tropicali ed equatoriali, si possono avere anche spiagge costituite prevalentemente da detrito formato da resti o scheletri calcarei di organismi marini, quali ad esempio aculei e piastre di ricci di mare, frammenti di coralli e briozoi, frammenti di gusci di molluschi e ooliti (concrezioni sferoidali prodotte dalla precipitazione di carbonato di calcio intorno a nuclei microscopici di detrito in ambiente di acque basse e calde tropicali). A seconda del tipo di sedimenti disponibili, materiali di diversa granulometria possono accumularsi sulle spiagge: si va da ghiaia e ciottoli dove l'energia dell'acqua è maggiore, a sabbia per la grande maggioranza delle spiagge, fino a fango, soprattutto presso la foce di grandi fiumi che trasportano grandi quantità di sedimenti molto fini (come ad esempio il Mississippi).

Il profilo morfologico o topografico di una spiaggia presenta tre unità principali:

Spiaggia emersa: è posta al di sopra del livello massimo di alta marea e si estende verso terra fino al limite massimo di azione delle onde di tempesta; è composta da una rampa inclinata verso mare (la battigia, continuamente sommersa ed esposta dal flutto montante) che termina verso terra in una leggera cresta (la berma ordinaria corrispondente alle condizioni normali di moto ondoso). Una o più berme di tempesta possono seguire in posizioni più interne, e segnano l'influenza delle mareggiate. Dove termina la berma più interna si può trovare una fascia di dune costruite dai venti e alimentate dalla sabbia asciutta della spiaggia emersa. Al di là delle dune termina la spiaggia e inizia l'ambiente continentale. La fascia di dune eoliche (e talora anche la berma più interna) possono essere colonizzate da piante alofile (piante che vivono in un ambiente ad alta concentrazione di sali). Talvolta la potenza delle onde di tempesta arriva a scavare delle brecce nel deposito di spiaggia scagliando materiale verso l'interno, che si depone in piccoli corpi sedimentari a conoide (ventagli di rotta).

Spiaggia intertidale, tra il livello medio di bassa marea e il livello medio di alta marea: viene quindi ciclicamente sommersa e scoperta dalle acque due volte al giorno. Nelle coste molto basse con ampia escursione di marea (superiore ai due metri), si può sviluppare una vera e propria piana di marea, con caratteri peculiari che vedremo tra breve. Nelle coste in cui l'escursione della marea è molto limitata (meno di un metro), questa zona è generalmente molto ridotta o assente. Ove presente, la zona in esame è caratterizzata dallo sviluppo di barre (o "secche") in posizione esterna, la cui cresta segna il livello medio tra bassa e alta marea, separate dalla battigia da un solco (truogolo) che decorre lungo costa e sbocca verso mare attraverso canali di marea perpendicolari alla linea di costa. Il solco e i canali di marea sono percorsi due volte giorno dal flusso e dal riflusso mareale. Durante l'alta marea, se i fronti d'onda sono obliqui rispetto alla costa, in questo settore possono svilupparsi anche correnti lungo costa, generate dalla componente di movimento parallela alla spiaggia.
Spiaggia sommersa: posta al di sotto del livello minimo di bassa marea, questa unità si estende fino al limite inferiore di azione delle onde "normali" (pari a circa metà della lunghezza d'onda). Anche in questo caso si sviluppano comunemente barre lungo-costa, separate dalle zone più interne, e incise da canali perpendicolari alla costa percorsi dalle correnti di risucchio o di ritorno.

Come si vede, questa definizione è notevolmente più ampia e articolata rispetto all'accezione comune, che identifica usualmente come spiaggia solo la parte emersa del deposito sabbioso.

Le onde modellano continuamente la costa. Al modellamento contribuisce il fenomeno della rifrazione dei fronti d'onda, causato dall'irregolarità della linea costiera. Quando un fronte d'onda si avvicina a una costa con morfologia irregolare (ad esempio a baie e promontori, l'onda inizia a interagire con il fondale prima nelle zone più "sporgenti" della costa (e viene quindi "frenata" dall'attrito col fondo), e dopo in corrispondenza delle "rientranze". Questo provoca un'inflessione del fronte dell'onda, che tende a convergere sulle sporgenze della costa, dove l'energia dell'onda si concentra, e a divergere in corrispondenza delle rientranze, dove l'energia tende a disperdersi. La conseguenza è che l'erosione si concentra sui tratti sporgenti della costa (i promontori) da cui il sedimento viene eroso e trasportato verso le zone ad energia minore (le baie).

Come abbiamo visto, la sedimentazione di spiaggia è controllata, oltre che dal moto ondoso, principalmente dalle correnti di deriva (o correnti lungo costa, longshore nella terminologia anglosassone). Queste correnti trasportano il sedimento parallelamente alla linea di costa. Quando cambia l'orientazione della costa, l'interazione delle correnti con la fisiografia costiera dà origine a depositi con morfologie caratteristiche.

Quando ad esempio abbiamo una baia, ovvero una rientranza nella costa, la corrente di deriva tende ad aggirare la rientranza deponendo sedimento all'uscita della baia stessa, formando una freccia litorale, cioè un cordone di sedimento che si protende in mare. Possiamo avere varie generazioni di frecce litorali che si giustappongono e tendono ad isolare tra l'una e l'altra, verso terra, piccoli bracci di mare e pozze destinati ad impaludarsi e interrarsi (se l'escursione di marea è abbastanza forte si può impostare una piana di marea). Il cordone litorale oltre un certo limite tende ad "uncinarsi" verso terra per fenomeni di rifrazione delle onde che tendono ad aggirare il cordone stesso determinando quindi una deviazione della corrente. A causa della sedimentazione litorale continua, una baia può anche venire ad essere completamente chiusa (formando quindi una laguna o un lago costiero), o interrata.
Frecce litorali possono essere costruite dalla corrente anche a ridosso di un promontorio (una sporgenza della costa in questo caso): in somma, ogni qual volta la linea di costa cambia direzione con un angolo abbastanza pronunciato.
Quando abbiamo un'isola vicina alla costa, l'azione della corrente di deriva può dare origine ad un cordone litoraneo che collega la costa all'isola, cioè un tombolo. Talvolta l'aggiramento dell'ostacolo da parte della corrente permette la formazione di un secondo tombolo sotto corrente, isolando così una laguna tra i due tomboli. E' il caso del Monte Argentario, sulla costa della Maremma toscana (Grosseto), un tempo un'isola e ora collegato alla costa da due tomboli che formano la Laguna di Orbetello.
Quando abbiamo un cordone litorale che delimita una laguna interna, interrotto da più bocche in comunicazione col mare aperto, si parla di isola-barriera: un tipico esempio è il cordone che delimita la Laguna di Venezia tra Cavallino e Chioggia.

La spiaggia di Copacabana (Rio de Janeiro, Brasile)
Sabbia di spiaggia
Spiaggia hawaiana.
Spiaggia compresa tra promontori rocciosi.
Dune eoliche di spiaggia, parzialmente colonizzate da vegetazione alofila.
Dune di Piscinas (Sardegna)
Dune di Piscinas.
Esempio su un caso reale di rifrazione dei fronti d'onda. California (US).
Cordone litorale (isola-barriera) che protegge la Laguna di Venezia.
Cordone litorale. Le acque della laguna sono molto più torbide rispetto a quelle marine per la presenza della foce di un fiume.
Tombolo
Tombolo (Isole Shetland).
Tombolo (Giappone).
Laguna di Orbetello (delimitata dal tombolo che unisce l'Argentario alla Toscana)
Esempio di cordone litorale delimitante una laguna, con fascia interna colonizzata dalla vegetazione; sono ben visibili i ventagli di rotta originati da materiale deposto dalle onde di tempesta. Venezuela.
Tipica "freccia litorale" formata da correnti di deriva che isola pozze d'acqua salata e piccoli bracci di mare (i Laghetti di Marinello - Tindari, Sicilia).
Veduta dei Laghetti di Marinello e dei relativo cordoni litorali.

Piana di Marea

Si definisce piana di marea o piana tidale un ambiente sedimentario in cui la sedimentazione è controllata dal flusso e riflusso della marea: le piane di marea si sviluppano lungo coste basse, a debole inclinazione, con elevata escursione di marea, nelle quali quindi l'innalzamento e l'abbassamento del livello marino comporta sommersione ed esposizione ciclica di ampie estensioni di territorio. In generale, le aree di piana di marea si suddividono in tre zone, definite dall'escursione tra il livello medio di alta marea e il livello medio di bassa marea:

Zona sopratidale. Questa zona è al di sopra del livello medio di alta marea, ed è invasa completamente dal mare solo eccezionalmente (maree eccezionali, mareggiate, precipitazioni eccezionali se in clima umido, piene eccezionali se in ambiente deltizio). Vi si possono formare paludi di acqua salata o salmastra e saline naturali, talora con piante alofile (che resistono in un ambiente salino). In clima arido vi sono depositi salini precipitati in seguito all'intensa evaporazione dell'acqua, in forma di croste. I sedimenti sono prevalentemente fangosi. Spesso si formano suoli poligonali (fessurazioni dello strato superficiale del terreno (pochi millimetri o centimetri), che si sviluppano per essiccazione su terreni fangosi e assumono una configurazione poligonale più o meno irregolare).
Zona intertidale. Compresa tra i livelli medi di bassa e alta marea, questa zona è generalmente la più estesa di questo ambiente, e costituisce la vera e propria piana di marea, in cui la distribuzione del sedimento è determinata principalmente dalle correnti di marea. Si tratta di un'area pianeggiante e debolmente inclinata verso mare, con canali di marea e i relativi argini naturali, e da barre tidali (dune di sabbia subacquee da corrente tidale). I canali di marea, scavati dalle correnti mareali, solcano tutta la piana e penetrano nella zona supratidale formando reticoli molto complessi, intrecciati e a meandri, e sono riempiti da sedimenti prevalentemente sabbiosi. Gli argini naturali sono prodotti dalla tracimazione e dall'accumulo di sedimento fine oltre l'alveo del canale, durante le maree più pronunciate e le mareggiate.
Zona subtidale. Si trova sotto il livello medio di bassa marea, e costituisce la fascia più esterna della piana, che sfuma gradualmente nell'ambiente di piattaforma continentale. La sedimentazione è ancora influenzata dalle maree nell'area più prossima alla piana, dove abbiamo i canali più ampi, intervallati da barre e secche sommerse. I sedimenti più grossolani (sabbie medio-grossolane) corrispondono agli assi dei canali, mentre sulle secche si accumulano i sedimenti più fini. Nella parte più distale tendono gradualmente a prevalere sedimenti fini con influenza sempre maggiore delle onde.

Le piane di marea, come altri ambienti di transizione tra il dominio marino e il dominio continentale, costituiscono ecosistemi molto complessi, in cui trovano rifugio elementi faunistici e floristici appartenenti ad entrambi i domini, e in cui si sviluppano adattamenti peculiari alle caratteristiche estreme dell'ambiente (correnti continue sia verso mare che verso terra, ampie variazioni di salinità, alternanza di condizioni subacquee ed emerse)

D'altro canto, si tratta di aree protette sia nei confronti delle condizioni marine franche (onde, correnti costiere, tempeste e mareggiate), che delle condizioni climatiche continentali, spesso più estreme. In queste aree, anche gli organismi predatori di terraferma e di mare aperto si addentrano con difficoltà o tendono a evitarle. Inoltre si ha un'elevata esposizione alla luce solare (a tutte le latitudini). Per tutti questi motivi, le piane di marea costituiscono aree rifugio per numerose specie, in particolare gli uccelli migratori.

Tipico aspetto di zona sopratidale, con canali di marea, piccoli stagni e aree emerse colonizzate da piante alofite.
Canali di marea
Canali di marea
Piana di marea terrigena a Brewster (Massachusetts), che si estende per centinaia di metri in direzione del mare durante la bassa marea. L'allineamento di conchiglie visibile in primo piano indica la linea del livello medio dell'alta marea
Esempio di suolo poligonale (mud cracks) da disseccamento.
Tipico aspetto della zona intertidale, da una piana di marea a sedimentazione terrigena sulla costa settentrionale della Germania. Notare il canale di marea, percorso dalla corrente di riflusso mareale (il mare è sullo sfondo della fotografia).
Strutture di bioturbazione, da attività di organismi (vermi e crostacei) su sedimenti fangosi di piana intertidale (Germania settentrionale).
Ripple marks e strutture di bioturbazione da vermi su sedimenti sabbiosi fini di piana intertidale (Francia).
Granchi Chiromantes dehaani su una piana di marea (Giappone).
Una piana di marea (Florida Bay) colonizzata da giovani piante di mangrovia. Le radici e le fronde di queste piante, adattate ad un ambiente ipersalino e ad un substrato mobile, giocano un ruolo importante nel trattenere il fango nella parte più interna delle lagune tropico-equatoriali.
Sezione geologica da una piana tidale fossile (Permiano, Galles). Si tratta di livelli di arenarie (chiari) alternati a livelli argillosi (scuri). Le arenarie presentano strutture sedimentarie da corrente (lamine) che immergono alternativamente in direzioni opposte, a destra e a sinistra, in conseguenza del flusso e riflusso di marea.

Piattaforma carbonatica

Con il termine piattaforma carbonatica si intende, in sedimentologia e in biologia, un'area situata in ambiente marino o lacustre, caratterizzata da un rilievo topografico più o meno accentuato e da un'elevata produzione di materiale carbonatico autoctono^{[N 9]} prevalentemente biogenico^{[N 10]}, derivato dall'accumulo di parti dure di organismi a scheletro calcareo oppure dalla precipitazione di carbonato indotta dall'attività di organismi viventi. Il termine deriva dalla morfologia generalmente tabulare di questi corpi geologici e dal fatto che i sedimenti componenti sono carbonatici, composti da carbonato di Calcio (CaCO₃). Una piattaforma carbonatica è un complesso molto articolato, che comprende diversi ambienti.

I termini piattaforma carbonatica e barriera corallina (o reef) non sono sinonimi. Una barriera corallina è una scogliera bio-costruita e costituisce solo una parte della piattaforma carbonatica: tipicamente la sua fascia marginale esterna (più o meno estesa). Un esempio di piattaforma carbonatica sviluppata lungo una costa continentale, in cui la parte di reef è molto estesa, è la Grande Barriera Corallina australiana.

D'altro canto, sono esistiti nella storia geologica complessi di piattaforma carbonatica privi di un vero e proprio reef (esempi molto studiati sono le piattaforme del Triassico, molto diffuse nelle Dolomiti e in tutte le Alpi meridionali). Anzi, i complessi di reef sono presenti in realtà solo in alcuni periodi della storia della terra.

Le piattaforme carbonatiche più tipiche e più studiate sono le piattaforme tropicali di bassa profondità. Si tratta di piattaforme di ambiente marino e di clima tropico-equatoriale, con acque molto pulite e ben ossigenate, e sono degli indicatori ambientali molto sensibili alla presenza di inquinamento (di origine sia naturale che antropica) e alle variazioni del clima. Si trovano attualmente solo in acque calde (>20 °C di temperatura media annua), in una fascia di latitudine compresa tra 30° S e 30° N. Un tipico esempio di piattaforma carbonatica attuale è costituito dalle Isole Bahamas. Si tratta di aree più o meno estese, a bassa profondità d'acqua (mediamente di pochi metri), con zone più profonde di laguna interna e spesso bordate verso il mare aperto da un sottile margine di reef (scogliera bio-costruita).

Un atollo è una piattaforma carbonatica isolata in ambiente oceanico, in ambiente tropicale ed equatoriale. Le sue caratteristiche distintive sono la presenza di una barriera esterna, formata dagli organismi biocostruttori (coralli), che può avere tratti emersi colonizzati da vegetazione ed eventualmente abitati, e una laguna interna poco profonda con acque calme e piccole biocostruzioni a fior d'acqua. L'origine di queste formazioni è stata dibattuta a lungo. La teoria di Charles Darwin sostiene che gli atolli deriverebbero, per subsidenza, da scogliere coralline a isole oceaniche vulcaniche che, a causa di un lento e progressivo sprofondamento, si sarebbero evolute in scogliere a barriera circolari con una laguna interna. Contemporaneamente allo sprofondamento, la barriera tende ad espandersi verso mare, sviluppandosi verso l'alto e verso l'esterno e allontanandosi progressivamente dalla linea di riva, aumentando così l'ampiezza e la profondità della laguna. In realtà la teoria di Darwin, sebbene per molti casi sia tuttora accettabile, è eccessivamente semplificativa: non tutti gli atolli infatti hanno al nucleo edifici vulcanici sepolti. Nella costruzione degli atolli intervengono anche fattori climatici a lungo termine che determinano l'innalzamento o l'abbassamento del livello marino su scala globale.

Secondo la teoria di Darwin la prima fase dello sviluppo di un atollo deriva da un'isola vulcanica estinta.
Con la subsidenza e lo smantellamento dell'apparato vulcanico, la crescita dei coralli costruisce una scogliera corallina (reef); gradualmente si sviluppa una laguna tra il reef principale e la terraferma.
Continuando la subsidenza, si sviluppa una laguna sempre più ampia.
Infine, con il completo sprofondamento dell'isola vulcanica rimane la barriera esterna con una laguna interna ad anello.

Esistono anche piattaforme di bassa profondità in acque temperato-fredde. Sono piattaforme presenti alle medie e alte latitudini, caratterizzate dalla predominanza di organismi bio-costruttori interamente eterotrofi (molluschi, anellidi, coralli non-simbionti). Gli organismi autotrofi (alghe calcaree) sono spesso presenti in percentuale molto variabile, e talora forniscono un contributo significativo. Le biocostruzioni di questo tipo sono generalmente di dimensioni più ridotte. In territorio italiano, tra le bio-costruzioni più conosciute di questo tipo sono le tegnue^{[N 11]} di Chioggia, presenti diffusamente al largo della costa Mare Adriatico settentrionale, i cui organismi costruttori sono principalmente alghe calcaree.

Dal punto di vista geometrico, una piattaforma carbonatica è suddivisibile in diverse unità morfologiche:

Avanscogliera. È la parte più esterna della piattaforma, costituita da una fascia di detrito che si raccorda gradualmente verso l'esterno con i sedimenti del fondale marino. È composta di strati di sedimento inclinati verso l'esterno, la cui inclinazione tende a diminuire gradualmente fino a raccordarsi con i normali sedimenti fangosi di fondale. Vi sono spesso fenomeni di crollo del margine della scogliera dovuti soprattutto alle onde di tempesta.
Scogliera (reef). È la parte più propriamente biocostruita, composta di organismi biocostruttori. La parte superiore del reef è piatta, e segna il livello di alta marea (oltre il quale gli organismi costruttori, ovviamente, non possono vivere).
Retroscogliera. La parte di piattaforma (spesso prevalente in volume ed estensione areale) che si sviluppa dietro la scogliera. Si tratta di aree di laguna in cui possono proliferare alghe calcaree e molluschi. La piattaforma interna può essere interessata da canali di marea e può raccordarsi con una piana di marea vera e propria (è il caso delle piattaforme costiere della Florida e di quelle del Golfo Persico). Localmente, possono esservi aree permanentemente emerse colonizzate da vegetazione e animali terrestri.

Vari fattori, come un aumento eccessivo del tasso di subsidenza, un incremento eccessivo e subitaneo del livello marino, la mancanza di nutrienti, variazioni di temperatura e di salinità dovute a cambiamenti nella circolazione oceanica, proliferazione incontrollata di predatori degli organismi biocostruttori, inquinamento, possono portare ad una crisi, anche irreversibile, della comunità che sostiene la piattaforma e causarne quindi la morte. Analogamente, un abbassamento improvviso del livello marino può portare ad emersione gran parte della piattaforma e causare la morte della sua comunità biologica.

Tipico margine di piattaforma carbonatica (Isole Cook, Nuova Zelanda), che mostra la transizione tra la barriera corallina (reef) e la laguna (verso destra nell'immagine), e tra la barriera stessa e il mare aperto (verso sinistra), delineando una caratteristica successione di ambienti: avanscogliera (verso mare), scogliera biocostruita e retroscogliera (verso terra). Ciascuno di questi ambienti è caratterizzato da un particolare ecosistema e da peculiari modalità di sedimentazione.
Fotografia satellitare dell'arcipelago delle isole Bahamas. Si tratta in realtà di un complesso di piattaforme carbonatiche visibili come altifondi marini a profondità notevolmente più bassa rispetto alle aree oceaniche circostanti (più chiare nell'immagine fotografica), di cui le isole vere e proprie costituiscono solo la parte emersa. La piattaforma più estesa è il Great Bahama Bank, che supporta l'isola di Andros, la più grande dell'arcipelago. Questa piattaforma è attraversata da una lingua di acqua profonda (fondale oceanico).
Diagramma a blocchi che mostra una tipica configurazione delle aree di piattaforma carbonatica tropicali, con alternanza tra piattaforme carbonatiche vere e proprie e solchi intra-piattaforma a sedimentazione bacinale. Isole Filippine.
Animazione che mostra la formazione di un atollo secondo la teoria di Darwin.
Atollo di Kaafu (Isole Maldive)
Barriera corallina esterna dell'Atollo di Bikini (Pacifico).

Depositi torbiditici

Le conoidi torbiditiche si depongono in mare profondo, nella parte basale della scarpata continentale e nella piana abissale, per l'azione delle correnti di torbidità, flussi ad alta densità composti da acqua e sedimento in sospensione derivati da frane sottomarine al margine superiore ella piattaforma continentale che avvengono in seguito ad eventi sismici o tempeste, oppure convogliati direttamente dalle foci dei fiumi. Le correnti di torbidità scorrono dapprima entro canyon sottomarini scavati al margine della piattaforma continentale dall'erosione operata del susseguirsi di eventi torbiditici, poi, quando i canyon "sfociano" al piede della piattaforma nella piana abissale, i flussi si espandono rallentando e diluendosi, e perdono gran parte della loro capacità di carico, deponendo gradualmente i sedimenti trasportati.

I depositi torbiditici danno spesso luogo ad una morfologia simile a quella fluviale, con veri e propri canali (spesso meandriformi), e argini naturali, nelle aree più prossimali (dove prevalgono i processi erosivi). Nelle parti distali del sistema deposizionale torbiditico prevalgono invece i processi deposizionali, con morfologie a lobo (corpi convessi verso l'alto, con scarso rilievo e con forma generalmente a ventaglio se non confinati dalla morfologia del fondale). La stratificazione è generalmente grossolana nelle aree prossimali, con banchi sabbiosi o arenacei di spessore anche notevole, a base erosiva; è invece fine, con sottili alternanze tra livelli arenacei e pelitici, nelle aree distali.

Ogni evento torbiditico genera un singolo strato caratterizzato da una gradazione diretta, cioè con diminuzione della granulometria verso l'alto: tipicamente abbiamo sabbie grossolane e medie alla base, che passano a sabbie fini e silt nella parte intermedia e ad argille verso l'alto. Questo assetto riflette la deposizione della parte più grossolana, la parte più avanzata della frana, seguita dalle frazioni più fini che la seguono e infine dalla componente argillosa che si depone per decantazione.

I termini di questa sequenza corrispondono a velocità e densità progressivamente minori della corrente torbida, e sono stati verificati sperimentalmente, riproducendo in laboratorio correnti torbide con velocità decrescente. Quindi nelle parti più vicine al punto di origine della corrente avremo sequenze prevalentemente sabbiose, perché la corrente è ancora molto veloce e le frazioni più fini del sedimento tendono a restare in sospensione nel flusso. In situazioni intermedie avremo sequenze complete, dalla sabbia all'argilla. Nella parte più lontana dal punto di origine della corrente avremo prevalentemente silt e argille, che possono essere alternati (tra un episodio torbiditico e un altro) a fanghi di sedimentazione normale, con forte componente biogenica (ad esempio fanghi a globigerine o a radiolari).

Singoli episodi deposizionali corrispondenti ad eventi catastrofici (ad esempio terremoti di notevole magnitudine), possono dare origine a livelli spessi diverse decine di metri.

Le torbiditi si depongono spesso in aree tettonicamente attive. Si tratta di sedimenti tipici di bacini al margine di catene montuose in fase di sollevamento (orogenesi).

Di seguito sono riportate le dimensioni (lunghezza x larghezza) di alcuni apparati torbiditici attivi attualmente (denominati come i sistemi fluviali collegati):

Rodano (Europa occidentale) 166 x 166 km
Congo (Africa occidentale) 520 x 185 km
Gange-Brahmaputra (India) 2.570 x 1.091 km (la più grande conoide sottomarina del mondo, conosciuta anche come conoide sottomarina del Bengala)
Mississippi (America settentrionale) 22 x 148 km

Tutti questi sistemi sono caratterizzati dalla presenza di canyon sottomarini che solcano la piattaforma continentale e di enormi edifici torbiditici alla base della scarpata continentale.

I depositi torbiditici di conoide sono stati ampiamente studiati soprattutto nei sedimenti fossili, in affioramento in tutte le terre emerse e anche nelle perforazioni offshore, sia oceanografiche che petrolifere (tramite carotaggi), oltre che mediante prospezioni sismiche. In Italia si trovano affioramenti rocciosi interpretabili come torbiditi in tutto il territorio nazionale (frequentati per ragioni didattiche e di studio da geologi di tutto il mondo).

Modello sperimentale di flussi a diversa densità, che esemplifica il comportamento di un flusso torbiditico, in visione frontale.
Modello sperimentale di flusso torbiditico in visione laterale.
Depositi torbiditici molto prossimali, composti di sedimenti caotici e mal selezionati, con granulometria molto eterogenea). Si vedono sabbie grossolane, ciottoli, massi e grossi frammenti di argilla e silt. Como, galleria ferroviaria Monte Olimpino 2. Oligocene.
Depositi torbiditici prossimali in sezione. Il livello indicato dal metro è a base erosiva (irregolare), "scavata" nei sedimenti più fini sottostanti e con gradazione normale. Como, galleria ferroviaria Monte Olimpino 2. Oligocene.
Sequenza di strati torbiditici di arenarie alternati ad argille e silt. San Diego, California.
Uno strato torbiditico con gradazione evidente verso l'alto. Alla base arenaria grossolana (a), poi arenarie più fini con laminazioni di vario tipo (strutture da corrente) (b-c) e silt (d).
Sezione geologica di strati torbiditici. Flysh di Gorgoglione (Italia). Si tratta di lobi torbiditici (torbiditi distali) caratterizzati da morfologia tabulare, forte continuità laterale e spessore costante.
Strati torbiditici molto fini (spessore da decimetrico a centimetrico), di lobo distale, con elevata continuità laterale e spessore costante. Gli strati sono verticalizzati per opera della tettonica (da sub-orizzontali all'epoca della deposizione, sono stati deformati e sollevati fino ad assumere posizione verticale). Cordigliera Cantabrica (Spagna).

La protezione delle aree costiere

Il moto ondoso e le correnti costiere possono accelerare i processi di erosione, comportando l'asportazione dei materiali delle aree costiere non compensata da un adeguato deposito. Possono aversi anche d'altro canto fenomeni di sovra-sedimentazione (deposizione eccessiva di sedimento), che possono portare all'interramento di strutture portuali e turistiche.

I tipi di strutture artificiali che possono essere approntati a difesa da questi fenomeni si differenziano principalmente in due categorie:

Flessibili: come le spiagge artificiali, realizzate mediante ripascimento (trasporto di sabbia da altri siti). Sono molto ecosostenibili ma possono essere soggette a rapida erosione se non progettate accuratamente (tenendo conto delle caratteristiche di direzione e velocità di venti, onde e correnti costiere). Inoltre la sabbia di ripascimento deve avere caratteristiche di composizione e selezione (dimensione dei granuli) simili a quelle della sabbia in situ, sia per ragioni estetiche (per evitare un contrasto eccessivo rispetto alle aree adiacenti), sia soprattutto per evitare che le correnti costiere la erodano troppo in fretta (se troppo fine).
Rigide: sono le vere e proprie strutture realizzate in mare o vicino alla costa. Tra le principali troviamo:
- Strutture di difesa trasversale (pennelli): sono i più diffusi: si tratta accumuli di massi o blocchi di cemento disposti ortogonalmente alla linea di riva (o comunque ad alto angolo rispetto ad essa), distanziati tra loro di circa 2-3 volte la loro lunghezza. Il distanziamento va calcolato con cura tenendo conto della direzione dei venti dominanti e della velocità delle correnti costiere, in modo da evitare eccessiva erosione o eccessivo accumulo tra i pennelli successivi;
- Strutture longitudinali distanziate emergenti: sono massi naturali o artificiali disposti parallelamente alla linea di riva. Il principale scopo è quello di dissipare l'energia dovuta agli attacchi frontali delle onde, tuttavia possono provocare l'accumulo di materiale dovuto alle correnti lungo costa;
- Strutture longitudinali soffolte come le dighe soffolte (cioè sommerse): lo scopo è ridurre il moto ondoso prima che arrivi a riva, provocando il frangimento delle onde. Sono collocate alla profondità di alcuni metri, disposte parallelamente alla linea di riva. Devono essere segnalate perché possono creare rischi alle imbarcazioni.
- Strutture aderenti: sono realizzate in prossimità della riva, con il compito di contenere i terreni e mantenere fissa e costante la linea di riva. Molto efficienti se l'attacco delle onde è frontale. Un esempio sono i Murazzi veneziani (1744-1782), fatti costruire dalla Repubblica di Venezia.

Nella progettazione delle opere di difesa costiera occorre sempre considerare che modificare un tratto della costa può trasferire semplicemente il problema in un altro tratto della costa stessa.

Struttura di difesa perpendicolare alla linea di costa (pennello).
Esempio di pennello (struttura di difesa perpendicolare alla costa)
Strutture di difesa costiera, disposte parallelamente alla costa.
Altro esempio di struttura di difesa longitudinale rispetto alla costa.
struttura di difesa costiera aderente alla linea di costa.
I Murazzi fra Pellestrina e Ca' Roman, a sinistra il mare Adriatico, a destra la laguna di Venezia.

Note

↑ La rappresentazione di un'onda che si propaga in un liquido come una forma semplice di tipo sinusoidale è una semplificazione didattica: le onde marine in realtà sono forme molto complesse e non esiste un'onda di forma uguale all'altra, perché la forma delle onde dipende da molti fattori tra cui predomina la direzione e l'intensità del vento, che sono difficilmente costanti, ma localmente sono influenzati dalla morfologia delle onde stesse.
↑ Non vanno confuse con le correnti oceaniche, che interessano le acque profonde (ben oltre la linea dei frangenti). Queste sono influenzate in maniera minima (meno del 10% in volume), e solo nella parte più superficiale, dal vento o dal moto ondoso, avendo prevalentemente un'origine termoalina (ovvero da differenze di densità dovute a variazioni di salinità e temperatura)
↑ Questo è, per inciso, il fenomeno che permette l'esercizio sportivo del surf, di solito praticato in spiagge oceaniche con onde ad alta energia e bassissima pendenza, nelle quali la zona di traslazione è particolarmente sviluppata
↑ la zona subtidale è la parte di piana di marea sotto il livello di bassa marea, perennemente sommersa e spesso confinante con il mare aperto.
↑ Negli organismi coloniali, gli individui sono biologicamente collegati tra loro (tramite tessuti viventi) e strettamente interdipendenti.
↑ la presenza di anidride carbonica (CO₂) contribuisce a tenere in soluzione il carbonato di Calcio (CaCO₃), aumentando l'acidità delle acque, secondo la reazione: $\mathrm {CO_{2}} +\mathrm {H_{2}O} +\mathrm {CaCO_{3}} \longrightarrow \mathrm {Ca(HCO_{3})_{2}} \;$ (carbonato acido di Calcio solubile). In questo caso, l'attività fotosintetica porta alla rimozione di anidride carbonica dal sistema secondo la reazione: 6CO₂ + 6H₂O + energia solare → C₆H₁₂O₆ + 6O₂. L'allontanamento di CO₂ dal sistema favorisce la precipitazione di carbonato di calcio, secondo la reazione: $\mathrm {Ca(HCO_{3})_{2}} \longrightarrow \mathrm {CO_{2}} +\mathrm {H_{2}O} +\mathrm {CaCO_{3}} \;$ (carbonato di Calcio insolubile)
↑ I Briozoi compongono un phylum a sé stante; sono organismi coloniali che formano colonie incrostanti. Sono molto antichi (dal Cambriano).
↑ I crinoidi sono echinodermi; per la maggior parte sono organismi bentonici (cioè di fondale), costituiti da una teca di piastre di calcite, ancorata al fondo da un peduncolo fatto di segmenti calcarei. Nel Paleozoico e nel Mesozoico sono stati tra i più grandi produttori di carbonato, anche se non biocostruttori in senso stretto.
↑ Cioè di origine locale, non trasportato da altri siti per opera di agenti erosivi quali onde e correnti.
↑ Derivato dall'attività di organismi viventi.
↑ Si tratta di un ambiente ben conosciuto e recentemente valorizzato anche dal punto di vista turistico. Alcune informazioni reperibili on line:Substrati solidi naturali del litorale clodiense Parco Delle Tegnue di Chioggia

Bibliografia

le informazioni riportate in questo capitolo si trovano nei testi seguenti.

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[1] La rappresentazione di un'onda che si propaga in un liquido come una forma semplice di tipo sinusoidale è una semplificazione didattica: le onde marine in realtà sono forme molto complesse e non esiste un'onda di forma uguale all'altra, perché la forma delle onde dipende da molti fattori tra cui predomina la direzione e l'intensità del vento, che sono difficilmente costanti, ma localmente sono influenzati dalla morfologia delle onde stesse.

[2] Non vanno confuse con le correnti oceaniche, che interessano le acque profonde (ben oltre la linea dei frangenti). Queste sono influenzate in maniera minima (meno del 10% in volume), e solo nella parte più superficiale, dal vento o dal moto ondoso, avendo prevalentemente un'origine termoalina (ovvero da differenze di densità dovute a variazioni di salinità e temperatura)

[3] Questo è, per inciso, il fenomeno che permette l'esercizio sportivo del surf, di solito praticato in spiagge oceaniche con onde ad alta energia e bassissima pendenza, nelle quali la zona di traslazione è particolarmente sviluppata

[4] zona subtidale è la parte di piana di marea sotto il livello di bassa marea, perennemente sommersa e spesso confinante con il mare aperto.

[5] Negli organismi coloniali, gli individui sono biologicamente collegati tra loro (tramite tessuti viventi) e strettamente interdipendenti.

[6] resenza di anidride carbonica (CO₂) contribuisce a tenere in soluzione il carbonato di Calcio (CaCO₃), aumentando l'acidità delle acque, secondo la reazione: $\mathrm {CO_{2}} +\mathrm {H_{2}O} +\mathrm {CaCO_{3}} \longrightarrow \mathrm {Ca(HCO_{3})_{2}} \;$ (carbonato acido di Calcio solubile). In questo caso, l'attività fotosintetica porta alla rimozione di anidride carbonica dal sistema secondo la reazione: 6CO₂ + 6H₂O + energia solare → C₆H₁₂O₆ + 6O₂. L'allontanamento di CO₂ dal sistema favorisce la precipitazione di carbonato di calcio, secondo la reazione: $\mathrm {Ca(HCO_{3})_{2}} \longrightarrow \mathrm {CO_{2}} +\mathrm {H_{2}O} +\mathrm {CaCO_{3}} \;$ (carbonato di Calcio insolubile)

[7] I Briozoi compongono un phylum a sé stante; sono organismi coloniali che formano colonie incrostanti. Sono molto antichi (dal Cambriano).

[8] I crinoidi sono echinodermi; per la maggior parte sono organismi bentonici (cioè di fondale), costituiti da una teca di piastre di calcite, ancorata al fondo da un peduncolo fatto di segmenti calcarei. Nel Paleozoico e nel Mesozoico sono stati tra i più grandi produttori di carbonato, anche se non biocostruttori in senso stretto.

[9] Cioè di origine locale, non trasportato da altri siti per opera di agenti erosivi quali onde e correnti.

[10] Derivato dall'attività di organismi viventi.

[11] Si tratta di un ambiente ben conosciuto e recentemente valorizzato anche dal punto di vista turistico. Alcune informazioni reperibili on line:Substrati solidi naturali del litorale clodiense Parco Delle Tegnue di Chioggia

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