Gds_1 Anno 2011 - Ordine Regionale dei Geologi di Sicilia

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tico e, pertanto, la deposizione delle evaporiti del ciclo inferiore sarebbe avvenuta in acque profonde (circa 5,96 - 5,60Ma) (Krijgsman et alii, 1999, Krijgsman e Meijer, 2008). Alla fine della deposizione del ciclo evaporitico inferiore lo spessore della colonna d’acqua sarebbe divenuto estremamente ridotto. Questo evento avrebbe coinciso con il breve episodio di prosciugamento/erosione coevo alla disconformità che in Sicilia separa le evaporiti del ciclo evaporitico inferiore da quello superiore. Questa interruzione intra Messiniana sarebbe durata circa 90.000 anni. Alla deposizione delle evaporiti inferiori seguì quella delle evaporiti del ciclo superiore (5,60 - 5,33Ma) in un ambiente tipo lago-mare (biofacies lago-mare) caratterizzato da faune (molluschi, ostracodi e dinoflagellati) ad affinità paratetidea, figura 5. L’ipotesi avanzata da Butler et alii (1996, 1999), si fonda sullo studio del bacino evaporitico della Sicilia centrale che viene associato ad un complesso gruppo di sub-bacini poco profondi (inferiori a 200 m di profondità) coincidenti con depressioni strutturali (sinclinali) antistanti alla catena Maghrebide. Secondo Butler et alii, 1995; Clauzon et alii, 1996 e Riding et alii, 1998, la deposizione evaporitica nei bacini profondi del Mediterraneo sarebbe avvenuta in tempi differenti rispetto a quella avvenuta nel bacino siciliano. Questa diacronia, secondo l’ipotesi di Butler (1996), postdaterebbe la deposizione del ciclo evaporitico inferiore della Sicilia perché durante la deposizione evaporitica nei bacini profondi del Mediterraneo, il bacino evaporitico della Sicilia si sarebbe trovato in condizioni di prosciugamento. gdiS 1 • 2011 gennaio-aprile Tale ipotesi è suffragata, secondo Butler (1996, 1999), dalla presenza in Sicilia della marcata disconformità che separa il ciclo evaporitico inferiore da quello superiore. Secondo questa ipotesi, inoltre, il rapporto geometrico di onlap delle evaporiti superiori rispetto a quelle inferiori sarebbe la conseguenza del progressivo ripristino della tavola d’acqua, nel bacino siciliano, in concomitanza della deposizione del ciclo evaporitico superiore. Secondo Butler (1996, 1999), inoltre, il ritorno alle condizioni marine normali del bacino sarebbe stato sancito (in Sicilia) dalla deposizione dell’Arenazzolo durante il tardo Messiniano. L’Arenazzolo è un sedimento post-evaporitico d’acqua profonda contenente delle faune dulcicole-salmastre, ad affinità paratetidea, che rappresenta la cosiddetta fase di lago-mare, figura 5. Secondo Clauzon et alii (1996), la deposizione evaporitica sarebbe avvenuta in due momenti distinti. Inizialmente la deposizione avrebbe interessato i bacini marginali poco profondi (compreso il bacino della Sicilia centrale) e, successivamente, quelli profondi. Anche per questo autore, le evaporiti “profonde” postdaterebbero tutta la successione evaporitica dei bacini marginali tra cui quella del bacino della Sicilia centrale. Per Clauzon et alii (1996), durante la deposizione delle evaporiti nei bacini profondi, il bacino della Sicilia centrale sarebbe stato sottoposto ad erosione subaerea, figura 5. Il modello evaporitico proposto da Riding et alii (1998) si basa sullo studio effettuato nel bacino di Sorbas (Spagna sud-orientale). Secondo questo autore, si sono succedute tre fasi evaporitiche. Durante la Fig. 5. Correlazione tra i principali eventi Messiniani secondo i vari modelli interpretativi proposti da vari autori (da Rouchy e Caruso, 2006). 13
prima fase sarebbe avvenuta la deposizione del gesso nei bacini marginali. Durante la seconda fase sarebbe avvenuto il prosciugamento dei bacini marginali (con erosione dei margini) e la contemporanea deposizione delle evaporiti nei bacini profondi del Mediterraneo. La terza fase sarebbe stata segnata dal ritorno delle condizioni marine durante il tardo Messiniano e dalla deposizione del gesso all’interno di piccoli bacini marginali (come quello di Sorbas). Secondo Riding (1998), inoltre, le condizioni di lago-mare sarebbero state raggiunte, nel tardo Messiniano, solo in alcune aree marginali di limitata estensione, figura 5. Secondo le ipotesi formulate da Lu e Meyers (2006), invece, la deposizione delle evaporiti del ciclo inferiore sarebbe avvenuto in un contesto dominato dall’esistenza di acque relativamente profonde, mentre la deposizione delle evaporiti del ciclo superiore si sarebbe verificata in seguito alla precipitazione dei sali da salamoie marine miscelate con un significativo apporto di acque continentali (Lu et alii, 2001, 2002). Per Lu e Meyers (2006), inoltre, l’abbassamento del livello del mare e gli eventi erosivi che ne conseguirono avrebbero coinvolto solo le aree marginali mentre nella parte centrale dei bacini la presenza d’acqua sarebbe stata costante. Anche per Rouchy e Caruso (2006) le fasi evaporitiche a scala mediterranea furono due. Secondo il loro modello interpretativo, le evaporiti del ciclo inferiore – contenenti calcari, gessi, spesse e massicce unità di sale (alite) e di sali di potassio e di magnesio (depositatisi nei bacini più profondi ed in Sicilia) – si sarebbero deposte durante il maggiore periodo d’abbassamento del livello dell’acqua nei bacini e contemporaneamente con il principale evento erosivo dei margini. Per Rouchy e Caruso (2006), inoltre, la deposizione evaporitica nei bacini marginali ed in quelli profondi sarebbe iniziata con una lieve diacronia. Essi concordano con Butler (1995) e Krijgsman (1999) sul fatto che la disconformità intra-messiniana – che in Sicilia separa il ciclo evaporitico inferiore da quello superiore – rappresenterebbe un importante evento erosivo avvenuto in concomitanza con il massimo abbassamento del livello dell’acqua nel bacino del Mediterraneo. Durante la deposizione delle evaporiti del ciclo superiore il chimismo dell’acqua del Mediterraneo iniziò a cambiare – a causa dell’incremento dell’apporto d’acqua dolce nel bacino – fino a quando, alla fine del Messiniano, tutto il Mediterraneo fu caratterizzato da un ambiente dominato da acque salmastre (facies lago-mare) contenenti organismi oligoalini (Rouchy, Caruso et alii, 2006). Tale ipotesi verrebbe suggerita anche da Roveri e Manzi (2006) and Krijgsman et alii (2008) sulla base dello studio di alcuni bivalvi paratetidei. 14 Secondo Butler et alii (1995), Riding et alii (1998) e Braga et alii (2006), invece, la facies lago-mare sarebbe stata determinata da localizzati fenomeni di diluizione dell’acqua (dovuti ad apporti d’acqua dolce) contenuta all’interno dei bacini marginali. Essi ritengono, inoltre, che il ripristino nel Mediterraneo delle condizioni marine sarebbe avvenuto durante il Messiniano superiore. Anche Grossi et alii (2008) ipotizza che durante l’evento lago-mare il Mediterraneo sarebbe stato suddiviso in vari bacini indipendenti e che ciascuno di questi, indipendentemente dagli altri, avrebbe subito dei cambiamenti ambientali differenziati. È stato stimato che la fase lago-mare durò da 175.000 anni (Krijgsman et alii, 1999a, b) a 250.000 anni (Vai, 1997). Il record sedimentario relativo alla biofacies lagomare è costituito da una notevole varietà di litologie tra cui marne, carbonati, sabbie, conglomerati, paleosuoli, brecce (Rouchy et alii, 2001), mentre dal punto di vista paleontologico, generalmente, tale biofacies è caratterizzata dalla presenza di una fauna dulcicolasalmastra ad affinità paratetidea indicativa di acque poco profonde con fondali prossimi all’esposizione subaerea. Sedimenti caratterizzati da biofacies tipiche di lagomare sono stati ritrovati nel bacino del Mediterraneo centrale (bacino delle Baleari, bacino tirrenico), del Mediterraneo orientale e di quello occidentale (bacino algero-provenzale), in Spagna e in Francia (bacino del Rhone), nelle isole Egee e nell’isola di Corfù. In Italia depositi ascrivibili alla facies lago-mare si ritrovano sia sul versante tirrenico sia sul versante adriatico della penisola, negli Appennini settentrionali e centrali, in Toscana (Cava Serredi, bacino di Ribolla e di Volterra), in Sicilia (Eraclea Minoa, Pasquasia-Capodarso), in Emilia Romagna e Marche. All’inizio dello Zancleano (Pliocene inferiore), l’ambiente lago-mare subì un progressivo cambiamento del proprio chimismo grazie all’apporto, nel Mediterraneo, di acqua marina proveniente dall’Atlantico. Tale evento condusse al ripristino delle normali condizioni marine nel Mediterraneo (circa 5,2 Ma) – testimoniate dalla ricomparsa di microfaune marine e dalla scomparsa degli organismi oligoalini – e sancì la fine della crisi di salinità. Il ritorno del Mediterraneo alle condizioni marine normali, durante il Pliocene inferiore, avvenne grazie alla riapertura dello Stretto di Gibilterra (5.33Ma, Hilgen e Langereis, 1993) ed al conseguente ripristino della comunicazione tra l’Atlantico ed il Mediterraneo (Cita, 1975a,b; Iaccarino et alii,1999; Blanc, 2002; Rouchy et alii, 2001 e 2007). Quest’apertura si sarebbe prodotta come diretta conseguenza della tettonica (Kastens, 1992; Hodell et 1 • 2011 gennaio-aprile gdiS
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