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192 CHIOCCI F.L. - D’ANGELO S. - ROMAGNOLI C. - RICCI LUCCHI F. E GRUPPO DI DISCUSSIONE TDS+
APPLICAZIONI 1: NEOTETTONICA
Uno dei classici campi di applicazione dello studio dei terrazzi marini costieri
(al quale proposito si veda SPOSATO, questo volume) è la definizione della mobili-
tà verticale del margine continentale. Attualmente la quota cui si rinvengono i
depositi tirreniani è ancora il miglior indicatore dell'assetto neotettonico di un set-
tore di costa per l'intervallo cronologico tardo Pleistocene-attuale (ultimi 125 ka
circa) ovvero per l'ultimo grande ciclo glaciale/interglaciale.
Una simile applicazione è ipotizzabile anche (e forse maggiormente) per i ter-
razzi deposizionali sommersi, nonostante le differenze morfologiche, stratigrafi-
che e genetiche tra questi e i terrazzi costieri. Infatti anche i TDS sono controllati
dal (paleo)livello del mare, come dimostrato dal fatto che essi si sviluppano sui
fondali a profondità costante anche per decine di chilometri.
Esistono poi elementi che rendono particolarmente idonei i TDS per studi di
neotettonica, tra cui: a) il fatto che essi siano facilmente identificabili, anche da un ad esempio, dai rapporti isotopici dell'ossigeno nei gusci di foraminiferi bentonici
punto di vista esclusivamente batimetrico, e si possano seguire con continuità;
b) l'assenza di erosione post-deposizionale in grado di alterarne i parametri depo-
sizionali (essenzialmente profondità del ciglio); c) il fatto che essi rappresentino un
buon "marker" soprattutto per stazionamenti molto recenti del livello del mare
(20 ka o ancora più recenti), rispetto ai terrazzi costieri (120 ka o ancora più anti-
chi).
Esistono, peraltro, anche delle limitazioni alla loro utilizzazione: a) la relazione
tra la profondità dei principali parametri deposizionali dei TDS e il paleolivello del
mare non è ancora del tutto chiarita e, nel caso dell'ipotesi di una loro genesi lega-
ta al livello di base del moto ondoso, fattori quali l'esposizione del paraggio e la
rifrazione dei treni d'onda potrebbero assumere un'importanza rilevante (questa
incertezza, che è un problema comune ai terrazzi costieri, non impedisce comun-
que un uso comparativo dei TDS nell'ambito di una stessa zona); b) il fatto che i
TDS non sono sempre presenti (si formano solo su margini molto acclivi) e, dove
presenti, sono localizzati di norma nella piattaforma esterna a una certa distanza
da costa, dove alla neotettonica possono sommarsi gli effetti della subsidenza da
carico dovuta alla piattaforma stessa; c) la usuale mancanza di datazioni dovuta alla
difficile campionabilità, almeno con tecnologie di costo contenuto, dei depositi
giacenti sui fondali.
Pur con le limitazioni ora descritte, alcune indicazioni di neotettonica sono
state desunte da alcuni dei casi presentati in questo Atlante. Così, la graduale varia-
zione di profondità (2m/km) del TDS nelle Isole Pontine occidentali è risultata
congruente con l'entità del sollevamento stimata per una spiaggia olocenica nell'i-
sola di Palmarola; la mancata osservazione di più ordini di terrazzi sommersi sulla
piattaforma continentale calabra è congruente con il sollevamento tettonico regio-
nale che avrebbe portato all'emersione e rimozione di tutti i TDS più antichi; infi-
ne è del tutto in linea con l'assetto vulcanotettonico la presenza, in zone caratte-
rizzate da vulcanismo recente e/o attuale, di settori con differente o alternata
mobilità verticale, contrapposta alla relativa stabilità di margini continentali dove si
osservano TDS a profondità relativamente costante.
APPLICAZIONI 2: CONFRONTO CON ANALOGHI LINEAMENTI
PRESENTI IN CICLI PIÙ ANTICHI ALL'INTERNO DEI MARGINI
CONTINENTALI
L'età (laddove sono stati prelevati campioni) e i meccanismi di formazione sug-
geriti per i TDS portano ad attribuire la maggior parte di queste forme a processi
attivi in prossimità della linea di costa nel corso dell'ultimo basso stazionamento
eustatico, durante il pleniglaciale würmiano, circa 20.000 anni fa.
Considerando le curve delle fluttuazioni glacio-eustatiche quaternarie desunte,
in carote di fondo oceanico, è ragionevole attendersi che il livello del mare abbia
stazionato a quote prossime a quelle raggiunte durante l'ultimo pleniglaciale circa
ogni 100.000 anni. Le fasi di stazionamento basso del livello del mare rappresen-
tano momenti di completo rinnovamento dei corpi sedimentari, per la caduta del
livello di base, la migrazione verso mare di tutti gli ambienti deposizionali e l'e-
mersione ed esposizione agli agenti esogeni subaerei di tutta la piattaforma conti-
nentale. La definizione di strutture (di morfologia molto peculiare) che possano
essere considerate caratteristiche dei minimi eustatici (o di fasi di stazionamento
durante una risalita discontinua del livello marino) ha, quindi, un indubbio inte-
resse per l'interpretazione sismostratigrafica dei margini continentali, basata essen-
zialmente sul riconoscimento di geometrie deposizionali.
In particolare, se ci si sposta da coste molto acclivi e poco alimentate (dove i
TDS spesso rappresentano la totalità dei corpi sedimentari presenti) a zone di mar-
gine continentale ben alimentate, la situazione diviene ancor più interessante:
depositi cuneiformi del tutto simili ai TDS affioranti sui fondali, possono essere
presenti all'interno della colonna sedimentaria, in genere costituita da unità sedi-
mentarie piano-parallele potenti decine o centinaia di metri. Nelle situazioni più
favorevoli si può anche osservare, a conferma della loro formazione in periodi di
basso stazionamento eustatico, la loro ubicazione in corrispondenza di superfici di
erosione, laddove queste perdono i caratteri erosivi in prossimità di paleocigli della
piattaforma. La situazione in altri casi è meno definita (fig.2) e l'individuazione di
TDS può essere l'unico elemento in grado di identificare riflettori indicanti
momenti di minimo eustatico.