Contourite

Una contourite è un deposito sedimentario che si forma comunemente sulle scarpate continentali inferiori e nelle aree di rialzo continentale, anche se può svilupparsi in qualsiasi ambiente situato al di sotto della base d'onda di tempesta. Le contouriti sono prodotte da correnti di fondo profonde indotte dalla circolazione termoalina e possono essere influenzate anche da forze dovute al vento o alle maree.^[1][2] La geomorfologia dei depositi contouritici è principalmente influenzata dalla velocità delle correnti di fondo profonde, dall'apporto di sedimenti e dalla topografia del fondale marino.^[3]

La definizione del termine contourite ha subito diverse variazioni nel corso dei decenni. Originariamente, Heezen et al. (1966)^[4] definirono il concetto, pur senza utilizzare il termine vero e proprio, come un deposito sedimentario del rialzo continentale derivato da correnti geostrofiche di fondo indotte dalla circolazione termoalina, che scorrono parallelamente alle curve batimetriche. Essi introdussero questa definizione per sottolineare la differenza tra tali depositi e le torbiditi, al fine di spiegare la diffusa regolarità e l'assenza di irregolarità morfologiche del rialzo continentale nel Bacino Blake-Bahama. Prima di allora, si riteneva che soltanto le correnti di torbidità fossero in grado di depositare e rimaneggiare sedimenti a profondità superiori a quelle della scarpata continentale.^[1]

Successivamente, Hollister e Heezen (1972)^[5] adottarono il termine contourite per indicare tali depositi e fornirono un elenco di caratteristiche descrittive dei relativi sedimenti.

Faugères e Stow (1993)^[6] osservarono che, con lo sviluppo delle ricerche sull'argomento, il termine contourite era stato utilizzato per descrivere diverse tipologie di depositi sedimentari generati da correnti di fondo, comprese quelle formatesi a profondità molto inferiori e perfino in ambienti lacustri. Essi proposero pertanto di ritornare alla definizione originaria di contourite, ossia quella di depositi formatisi a profondità superiori a 500 m per effetto di correnti geostrofiche di fondo stabili indotte dalla circolazione termoalina (cioè correnti di fondo profonde), al fine di evitare l'impiego dello stesso termine per descrivere depositi sedimentari originati da processi differenti. Gli autori suggerirono inoltre l'adozione del termine ombrello "deposito da corrente di fondo" (bottom-current deposit), comprendente sia le contouriti sia i depositi generati da altri tipi di correnti di fondo.

La circolazione termoalina è la principale forza motrice delle correnti di fondo profonde. Il termine si riferisce al movimento dell’acqua su grandi distanze come conseguenza dei gradienti di densità oceanica globali. Questa circolazione si sviluppa comunemente a velocità comprese tra 2 e 20 cm/s.^[4] Si noti che, in questo intervallo di velocità e considerando la forma generale del diagramma di Shields^[7][8], valido anche in queste condizioni, un flusso sarà in grado soltanto di continuare a trasportare sedimenti più fini già in sospensione, ma non sarà in grado di erodere sedimenti della stessa granulometria una volta che questi si siano depositati. Tuttavia, la velocità del flusso può intensificarsi come conseguenza della forza di Coriolis, che spinge le correnti verso ovest contro i margini continentali, oppure quando la corrente viene compressa tra due dorsali.^[3]

Periodicamente, le velocità possono aumentare drasticamente o addirittura invertirsi a causa di tempeste atmosferiche che incrementano l’energia cinetica locale dei vortici superficiali, la quale viene in parte trasmessa alle profondità abissali in episodi chiamati tempeste bentoniche.^[9] Queste velocità possono raggiungere valori ben superiori a 40 cm/s e variare significativamente a seconda della località specifica. Nel rialzo continentale inferiore a sud di Halifax, Nuova Scozia,^[9] e sul versante inferiore attorno alle Isole Fær Øer^[10], queste velocità possono raggiungere rispettivamente fino a 73 cm/s e 75 cm/s. Nello Stretto di Gibilterra sono state misurate velocità di corrente di fondo fino a 300 cm/s.^[11][12] Queste tempeste bentoniche si verificano solo 5–10 volte all’anno e durano generalmente tra 3 e 5 giorni,^[1] ma ciò è sufficiente a erodere intensamente il sedimento bentonico e a mantenere in sospensione i granuli più fini anche dopo che la velocità del flusso è tornata normale e il carico di fondo si è depositato.^[3][9] Durante le tempeste bentoniche, il sedimento eroso può essere trasportato per migliaia di chilometri e depositarsi piuttosto rapidamente (cioè circa ~1,5 cm/mese) una volta che la tempesta si attenua. Tuttavia, il tasso netto di sedimentazione su migliaia di anni può essere molto più basso (cioè circa ~5,5 cm/anno) a causa dei periodi intensi di erosione durante le tempeste bentoniche.^[6]

L’erosione del fondale contribuisce alla formazione di un profondo strato nepheloide. Questo strato svolge un ruolo chiave nell’apporto dei sedimenti necessari alla deposizione delle contouriti in condizioni di flusso adeguate.^[3]

L’apporto di sedimenti terrigeni alle correnti di fondo profonde e allo strato nepheloide dipende principalmente dal clima e dalla tettonica dell’ambiente continentale.^[3] Il tasso di sollevamento tettonico è direttamente correlato alla quantità di sedimenti disponibili, e le variazioni del livello del mare determinano la facilità con cui tali sedimenti vengono trasportati verso il bacino oceanico. Il sedimento raggiunge più probabilmente le profondità marine sotto forma di flussi torbiditici, che attraversano le curve batimetriche per poi essere “spinti” parallelamente ad esse quando i sedimenti più fini attraversano una corrente di fondo profonda.^[1] Altre fonti di sedimento terrigeno possono includere detriti vulcanoclastici trasportati dall’atmosfera o dal mare.^[3]

La deposizione biogenica da sospensione può inoltre contribuire all’apporto di sedimenti a queste correnti di fondo profonde. La deposizione di questo materiale ha forti implicazioni per la biologia, la chimica e le condizioni di flusso al momento della deposizione. Essa deve avvenire in aree a elevata produttività biogenica, durante periodi di flusso relativamente calmo e, se calcareo, deve inoltre verificarsi a profondità superiori alla profondità di compensazione dei carbonati.^[3][6] Esiste anche un contributo alla concentrazione del sedimento in sospensione dovuto all’attività di bioturbazione degli organismi bentonici.^[6]

L’accumulo e la geomorfologia dei depositi contouritici sono principalmente influenzati da tre fattori: l’intensità delle correnti di fondo profonde, la topografia del fondale marino e l’apporto di sedimenti.^[3] Esistono cinque principali tipi di accumuli contouritici: drift elongati giganti, fogli contouritici, drift associati a canali, drift confinati e sistemi drift-torbiditici modificati.^[3][13]

I drift elongati giganti formano geometrie molto estese, in rilievo e allungate, parallele al flusso delle correnti di fondo profonde. Sono caratterizzati da una quasi completa assenza di stratificazione parallela. I drift in rilievo sono spesso delimitati su uno o entrambi i lati da canali non deposizionali o erosivi, talvolta noti come moat.^[2] Questi drift possono essere “lunghi da decine a centinaia di chilometri, larghi decine di chilometri e presentare un rilievo compreso tra 0,1 e più di 1 km rispetto al fondale circostante”.^[3] Il loro rapporto lunghezza/larghezza varia da 2:1 a 10:1.^[13] Possono raggiungere spessori superiori a 2 km e formarsi in qualsiasi ambiente, dalla scarpata superiore alle parti più profonde del bacino, a seconda della posizione specifica della corrente di fondo.^[3][13] I tassi di sedimentazione variano da 20 a 100 m/Ma. Tendono a essere a granulometria fine, con abbondanza di fango, silt e materiale biogenico. Le contouriti a granulometria grossolana sono molto rari.^[3] Possono anche formarsi versioni separate o distaccate a causa della topografia del fondale e delle condizioni di flusso.^[13] I drift distaccati sono isolati e migrano verso il basso lungo il pendio, mentre i drift separati hanno tipicamente forma asimmetrica, tendono a formarsi alla base di un pendio e migrano verso l’alto lungo il versante.^[2] Su alcuni drift elongati giganti sono state osservate grandi onde sedimentarie che li ricoprono parzialmente.^[3]

I fogli contouritici sono strutture ampie e a basso rilievo che si estendono su aree molto vaste (cioè ~1.000.000 km²) e si osservano sia a copertura delle piane abissali sia aderenti ai margini continentali.^[3] Sono caratteristici di acque molto profonde.^[2] Presentano uno spessore relativamente costante fino a poche centinaia di metri, con un leggero assottigliamento verso il margine continentale.^[13]

I campi di onde sedimentarie sono una variante generalmente localizzata vicino alla transizione tra scarpata e rialzo continentale. I profili sismici a riflessione mostrano che le onde sedimentarie tendono a migrare verso l’alto lungo il pendio.^[14]

I drift associati a canali si formano quando le correnti di fondo profonde vengono confinate in un’area di sezione trasversale più ridotta del flusso e, di conseguenza, la loro velocità aumenta notevolmente. Questo può accadere se la corrente di fondo profonda rimane intrappolata in un canale profondo o in un passaggio (gateway) che collega due bacini. A causa delle elevate velocità, è comune osservare fenomeni di scouring e strutture erosive, così come diversi tipi di depositi sul fondo del canale, sui fianchi e all’uscita a valle del canale.^[3][13]

I depositi dei fianchi sono generalmente discontinui e di piccole dimensioni (decine di km²), possono essere allungati e sub-paralleli alla direzione del flusso e possono avere geometria tabulare o in rilievo. All’uscita a valle del canale, la velocità del flusso diminuisce drasticamente e si forma un ventaglio contouritico a forma di cono, molto più grande dei depositi di fianco, con un raggio di circa 100 km e uno spessore di circa 300 m. I depositi del fondo canale possono essere discontinui e contenere sabbia, ghiaia e clasti di fango sotto forma di channel lag^[15].^[13]

I drift confinati sono accumuli contouritici che si formano all’interno di piccoli bacini. I bacini in cui si sviluppano tendono a essere tettonicamente attivi, in modo da consentire il confinamento topografico del deposito.^[13]

I sistemi drift–torbiditici modificati si riferiscono alle interazioni tra depositi contouritici e depositi torbiditici. Questi possono essere osservati come modificazioni reciproche, a seconda del processo dominante in un determinato momento. Gli esempi spaziano da levee^[16] di canali torbiditici asimmetrici causati da forti correnti di fondo profonde, come osservato nel Margine della Nuova Scozia, fino ad alternanze tra depositi torbiditici/debritici e contouritici sia nel tempo sia nello spazio, come osservato nel Margine delle Ebridi.^[13] Le formazioni di Caledonia e Judith Fancy a Saint Croix sono state studiate da Stanley (1993)^[17], nelle quali è stato identificato un antico analogo di un deposito alternante torbiditico e contouritico, e in cui è stato elaborato un modello stratigrafico di continuità tra un ambiente dominato da torbiditi e uno dominato da contouriti.

La distinzione tra torbiditi, contouriti e depositi torbiditici modificati da correnti di fondo è essenziale per la ricostruzione del paleoambiente in contesti di acque profonde. Le strutture di trazione, come la cross-stratificazione, indicano rielaborazione da correnti di fondo, poiché è più probabile che si verifichino valanghe in correnti di fondo “pulite” rispetto a flussi torbiditici saturi di sedimento.^[18] La deposizione da sospensione nei flussi torbiditici non genera un contatto superiore netto, a differenza dei depositi rielaborati da correnti di fondo, che mostrano un contatto superiore definito a causa delle condizioni energetiche altamente oscillanti. Stanley (1993)^[17] propone che la transizione da un deposito torbiditico a uno contouritico comporti una transizione continua da sedimenti sabbiosi a stratificazione lenticolare, passando attraverso una stratificazione ondulata.

La deposizione contouritica è attiva in molte località del mondo, ma in particolare nelle aree influenzate dalla circolazione termoalina.

L’identificazione delle contouriti nelle successioni sedimentarie antiche è difficile, poiché la loro morfologia distintive viene oscurata dagli effetti successivi di bioturbazione, sedimentazione, erosione e compattazione. La maggior parte degli esempi di contouriti identificati nel record geologico proviene dal Cenozoico, ma esempi sono stati riconosciuti fino all’Ediacarano.^[20]

• Torbidite

• (EN) contourite, su Enciclopedia Britannica, Encyclopædia Britannica, Inc.