Questo capitolo è dedicato alla descrizione della geologia e stratigrafia della fascia marina-costiera, nell’arco temporale degli ultimi 5000 anni.
E’ noto che le oscillazioni eustatiche del tardo Pleistocene-Olocene (Grant et al. 2012) hanno determinato la migrazione dei sistemi costieri verso terra e verso mare in funzione delle variazioni della posizione della linea di riva. Tuttavia negli ultimi 5 ka i sistemi costieri hanno migrato in misura minore (relativamente alle variazioni osservabili alla scala geologica) come conseguenza della stabilizzazione del livello marino intorno alla posizione attuale, successivamente al rapido innalzamento eustatico post-glaciale, che si è realizzato tra i 18 ka e i 5 ka BP (Lambeck et al. 2004). Le variazioni di ordine minore, osservabili alla scala storica e generazionale (vedi cap. 3), sono imputabili a variazioni nell’apporto sedimentario (Budillon et al. 2012; Lirer et al. 2013; Sacchi, et al. 2014a), a subsidenze o ad uplift locali (Carbognin et al., 2004; Vilardo et al., 2009) e/o glacioisostatiche (Antonioli et al., 2006; Antonioli e Silenzi, 2007), a movimenti vulcano-tettonici (Milia et al., 2006; Sacchi et al., 2014b).
La conoscenza della stratigrafia del sottofondo in aree marino-costiere è di notevole importanza, perché il sistema di piattaforma interna rappresenta un archivio ad alto potenziale di conservazione dei livelli da evento (event beds: tempestiti, livelli vulcanoclastici, depositi da flussi di piena fluviale, superfici erosive, etc.) e registra le migrazioni dei litosomi di spiaggia, consentendo pertanto una ricostruzione degli eventi geologici che hanno impattato lungo le fasce costiere.
L’area di studio, che riguarda il settore prospiciente la Foce del Volturno, occupa una posizione centrale nel Golfo di Gaeta e corrisponde ad un’area strutturalmente ribassata dove il basamento acustico è a profondità di oltre 3 s (twtt) (Torrente e Milia, 2013), sul quale si è accumulata una successione di depositi marini, epiclastici e vulcanoclastici.
4.2 Inquadramento geologico
La Piana Campana ed il Golfo di Gaeta si impostano in un settore ribassato del basamento carbonatico meso-cenozoico lungo il margine tirrenico appenninico, orientato perpendicolarmente alla catena, e colmato da migliaia di metri di sedimenti clastici e vulcano-clastici del Quaternario. Savelli e Wezel (1979) inclusero questa struttura, analogamente ad altre lungo il margine campano, tra i “bacini peritirrenici”, in quanto geneticamente collegato all’apertura del Mar Tirreno meridionale, interpretato da un punto di vista geodinamico, come un bacino di retroarco (Patacca et al., 1990). Gli alti flussi di calore relativi ad una litosfera assottigliata, sono associati a imponenti risalite magmatiche (Lavecchia e Stoppa, 1996) che dal Pliocene superiore hanno dato origine ai complessi vulcanici delle Isole Pontine, Ischia, Procida e Campi Flegrei e agli edifici vulcanici di Roccamonfina e Vesuvio (Torrente e Milia, 2010 e riferimenti). Recentemente sono stati localizzati nel sottofondo del Golfo di Gaeta altri edifici vulcanici di età dal tardo Pleistocene fino a 0.1 Ma (Zitellini et al., 1984; Bartole et al., 1994; de Alteriis et al., 2006; Torrente e Milia, 2013). La diacronia dell’età di attività delle faglie, più antica nel Golfo di Gaeta (0.4–0.1 Ma) e relativamente più recente nei Campi Flegrei e nel Golfo di Napoli (<0.1 Ma; Milia e Torrente, 2003; Bellucci et al., 2006; Torrente e Milia, 2010), rivela che la tettonica estensionale ed il vulcanismo associato hanno migrato progressivamente verso est.
79 La baia di Gaeta include tre bacini (settentrionale, centrale e meridionale) con una complessa compagine stratigrafica (Fig. 1): nei bacini settentrionale e centrale un deposito sin-rift (unità PP) pliocenico è sepolto da un deposito aggradante (unità A, 1.2-0.7 Ma) del Pleistocene inferiore, che sutura i dislivelli morfo- strutturali; una successione del Pleistocene medio, post 0.7 Ma (unità B), si è deposta nel bacino con geometrie di aggradazione laterale; successivamente, un ampio deposito (unità C) marca lo shift del sistema piattaforma-scarpata verso mare a partire dai 0.4 Ma (Torrente e Milia, 2013; Milia e Torrente, 2014) per oltre 20 km. Le unità oloceniche di piattaforma che registrano la trasgressione post-glaciale e a partire dai 6000 la regressione sedimentaria del tardo Olocene (Sacchi et al., 2014a), sono state interessate da fenomeni di creep nel settore di prodelta del fiume Volturno (Iorio et al., 2014).
Figura 1 - Isocrone (in secondi, twtt) del riempimento clastico Plio-Pleistocenico nel Northern Gaeta Basin (NGB), Central Gaeta Basin (CGB) e Southern Gaeta Basin (SGB) sul substrato Meso-Cenozoico (da Torrente e Milia, 2013).
Nelle aree costiere, i dati di pozzo evidenziano la presenza in sottosuolo di depositi vulcanoclastici relativi alla deposizione dell’Ignimbrite Campana (CGT, 39 ka BP; De Vivo et al., 2001). La parte sommitale di tale deposito (CGT), intensamente pedogenizzato, risulta essere a circa -28 m nei settori circostanti la Foce del fiume Volturno, mentre si approfondisce oltre i -30 m, precedendo verso i Campi Flegrei (Amorosi et al., 2012). Al di sopra del CGT sono stati segnalati depositi alluvionali, palustri, lagunari, estuarini e marini in diacronia ed eteropia di facies, con geometrie tipiche dei cicli regressivi-trasgressivi nelle aree costiere (Amorosi et al., 2012). Gli autori evidenziano una fase di reincisione dell’alveo fluviale nel TGC guidata anche dalla fase di regressione eustatica che da circa 39 ka a 20 ka BP ha portato la linea di riva da circa -60 m a circa -120 m rispetto alla posizione attuale.
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4.3 Analisi dei dati
Sono stati analizzati i dati sismostratigrafici (Subbottom Chirp e Sparker), litostratigrafici e di batimetria acquisiti con ecoscandaglio multifascio (Fig. 2). I dati Subbottom e Sparker sono stati acquisiti durante due campagne oceanografiche, la prima realizzata nell’ambito del Progetto CARG (GMS02_01) e la seconda realizzata nell’ambito del progetto I-AMICA (campagna I-AMICA_2013_01) e danno informazioni rispettivamente sui primi 50 m e 200 m del sottofondo.
La calibrazione degli orizzonti stratigrafici nelle sezioni sismiche di alta risoluzione è stata effettuata con la carota a gravità C5, prelevata durante la campagna I-AMICA_2013_01 (7,11 m di penetrazione) e con i dati bibliografici litologici dei sondaggi alla foce del fiume Volturno (Amorosi et al., 2012; Sacchi et al., 2014a).
Figura 1 - Ubicazione delle linee sismiche Sparker (traccia in verde) e Subbottom (traccia in nero), utilizzate in questa relazione. La carota a gravità C5 è in rosso mentre il sondaggio CV005 in giallo (Amorosi et al., 2012; Sacchi et al., 2014)
Una zona acusticamente sorda si amplia dalla linea di riva fino a -53 m, per circa 9 km dalla costa e corrisponde ai settori di piattaforma interna caratterizzati da livelli sabbioso-siltosi, gas biogenico nei livelli permeabili, sigillati da alternanze con livelli pelitici e probabilmente da orizzonti di materiale vulcanoclastico. In questo settore non è possibile avere informazioni dalla stratigrafia sismica, se non una scansione a bassa risoluzione di passaggi verticali di facies attribuibili a corpi deposizionali di ampio spessore.
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