Le torbiditi cosa sono e come si formano?

Le correnti torbiditiche sono tipici flussi di trasporto in massa che avvengono in regime turbolento. La distinzione tra regime turbolento e laminare si può spiegare facilmente attraverso l’applicazione del numero di Reynolds dato dal rapporto tra la Forza Inerziale e la Forza Viscosa.

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    A seconda del valore di questo rapporto possiamo distinguere due casi limite:

    • con numero di Reynolds < 500 ci troviamo in flussi laminari;
    •  con numero di Reynolds > 2000 abbiamo flussi turbolenti;

    In un regime di tipo laminare abbiamo un’unica direzione di flusso e le particelle seguono traiettorie laminari, diversamente nel flusso turbolento le particelle si muovono caoticamente, ma seguendo una direzione di flusso comune.

    I flussi laminari generano depositi caratterizzati dalla totale assenza di organizzazione (es. debris flow). Il movimento avviene una volta superata una soglia critica di stress, durante il trasporto i clasti sono immersi in matrice fine per cui quando il flusso si arresta, questi non hanno possibilità di migrare verso le porzioni inferiori del deposito.

    I flussi turbolenti generano invece depositi organizzati, con strutture sedimentarie ben riconoscibili. La deposizione avviene in generale per diminuzione progressiva od improvvisa dell’energia e quindi della velocità del sistema. Come vedremo più avanti, nel caso delle torbiditi, una volta che la velocità della corrente inizia a diminuire drasticamente avviene la deposizione delle frazioni più grossolane del flusso tramite la creazione di livelli di ciottoli seguiti verso l’alto da porzioni massive di arenarie e da strati con gradazione normale.

    Un evento torbiditico produce un deposito organizzato secondo una sequenza sedimentaria (Bouma).

    Fig. 1: sequenza sedimentaria (Bouma). Immagine tratta dalle dispense del corso di sedimentologia del prof. Giovanni Sarti

    La sequenza comprende 5 livelli:

    a: ha una base erosiva ed è costituito da sabbie massive o gradate deposte rapidamente senza trazione.;

    b: è costituito da sabbie a laminazione piano parallela deposte in regime caratterizzato da elevate velocità del flusso;

    c: presenta ripples e ripples rampicanti, la velocità della corrente diminuisce.;

    d: strato debolmente laminato a granulometria siltitica.;

    e: l’energia è prossima a 0, lo strato è omogeneo e costituito da argilla.

    In generale con il termine density current si intendono correnti innescate da differenze di densità esistenti tra la corrente stessa ed il fluido circostante, in generale troviamo densità più elevate all’interno della corrente.

    Le differenze di densità sono generate da variazioni di temperatura o di salinità, o come nel caso delle torbiditi dalla presenza di sedimento in sospensione in regime turbolento.

    Le correnti torbiditiche essendo una miscela di acqua e sedimento risultano avere densità superiore a quella del fluido circostante creando un gradiente di pressione che innesca il movimento. Sono sufficienti anche piccole inclinazioni dello slope e differenze di densità dell’orsine di 0,0001 g/cm3.

    Studi sperimentali eseguiti in laboratorio mostrano lo sviluppo longitudinale nella direzione del moto di una regione frontale (testa- head), di una intermedia (corpo-body) e di una posteriore (coda- tail).

    Fig. 2: Immagine tratta dalle dispense del corso di sedimentologia del prof. Giovanni Sarti

    La regione frontale è rispetto alla coda:

    a) Una o due volte piu spessa.

    b) più turbolenta, con vortici ascendenti nella parte superiore (materiale grossolano in sospensione) e discendenti nella parte inferiore (possibilita di fenomeni erosivi) Il corpo costituisce la parte principale della corrente e rappresenta l’area dove più facilmente si raggiungono condizioni di equilibrio con il fondo e dove si deposita buona parte del materiale. La corrente di torbida si arresta quando la sua testa non e più alimentata.

    La parte frontale della testa è leggermente sollevata dal fondo e quindi l’acqua del fluido ambiente si mescola con il fluido della torbida innescando processi di diluizione con riduzioni di densità e velocità. Lo stesso fenomeno avviene nella parte alta della testa.

    Fig. 3: Immagine tratta dalle dispense del corso di sedimentologia del prof. Giovanni Sarti

    Il corpo della torbida non è coinvolto nei processi di diluizione e procede a velocità leggermente superiore a quella della testa. I processi di mescolanza sarebbero però più intensi nella parte alta della testa con turbolenza ed aumento della competenza della corrente; questo processo favorirebbe la presa in carico nella testa di materiali grossolani presenti nel corpo.

    Fig 4: Immagine tratta dalle dispense del corso di sedimentologia del prof. Giovanni Sarti

    In una corrente di torbida il movimento è controllato dal meccanismo dell’autosospensione: la presenza di sedimento in sospensione crea un gradiente di pressione che innesca il movimento che assieme alla forza di gravità si muove lungo lo slope.

    Il movimento genera una turbolenza e quindi sospensione la quale a sua volta può innescare nuovamente movimento a causa del gradiente di pressione. Il meccanismo di autosospensione spiega i processi di bypass sedimentario, mediante il quale non si hanno processi ne di sedimentazione ne di erosione, ma solo trasporto.

    Tuttavia il processo appena descritto non sembra essere molto comune in natura, se non in casi particolari.

    Classificazione delle Torbiditi

    Dal punto di vista teorico possiamo affermare che da un flusso di tipo massivo debris-flow (frana-slump) durante il suo percorso, si generano tutta una serie di flussi che hanno la caratteristica di essere sempre più diluiti procedendo verso le porzioni distali; questa classificazione fornisce una descrizione completa delle facies, inserendole in un modello genetico di evoluzione spazio-temporale. Ciascuna facies è originata da un flusso genitore e i suoi cambiamenti latero-verticali hanno caratteristiche che possono essere predette. L’efficienza del flusso è la capacità del flusso di trasportare il suo carico e dipende principalmente dalla granulometria.

    Lowe nel 1982 suddivide il carico solido all’interno di un flusso gravitativo in tre popolazioni granulometriche:

    1. argilla-silt-sabbia fine (correnti torbiditiche a bassa densità)
    2. sabbia media-piccoli ciottoli (correnti torbiditiche ad alta densità)
    3. ciottoli-blocchi (correnti torbiditiche dominate da granulometrie ghiaiose)

    Mutti 1992 propone una classificazione di tutti i depositi che si possono originare da un unico flusso genitore:

    F1 Debris Deposizione per cohesive freezing flow. Assenza strutture erosive. Tendenza alla gradazione inversa.

    F2 Flusso iperconcentrato derivante dalla trasformazione di un debris flow coesivo a causa del progressivo mescolamento con il fluido ambiente circostante. Deposizione per cohesive freezing Presenza di strutture erosive. Clasti di dimensioni maggiori concentrati alla base.

    F3 Flusso iperconcentrato residuale che si trasforma in una corrente torbiditica ghiaosa ad alta densità. Conglomerati casto sostenuti, spesso con gradazione inversa, e strutture erosive.

    CgRF Residui del debris flow coesivo. Lenti all’inetrno di F1 di spessore variabile da 20 a 100 cm.

    WF,F4,F5,F6 Da correnti torbiditiche ghiaoso-sabbiose ad alta densità.

    WF Passaggio da flusso iperconcentrato a corrente di torbida ad alta densità 5-20 cm di spessore, granulometria arenitica grossolana a laminazione obliqua. Si intercala nel F2 e nella F4.

    F4 Corrisponde all’intervallo S2 di Lowe, 1982. Traction carpet. Frequente la gradazione inversa. Possibili superfici erosive alla base.

    F5 (S3 di Lowe) Grado di classazione in funzione della distanza percorsa dalla corrente di torbida dopo la sua trasformazione. Strutture erosive alla base e spesso evidenze di strutture da fuga di fluidi. Da non gradati a gradati.

    F6 Salto idraulico con passaggio da un regime supercritico ad uno subcritico. Stratificazione parallela ed incrociata, ben selezionati non gradati.

    F7-F8-F9 Da correnti torbiditiche in regime subcritico in cui il carico solido è mantenuto in sospensione dalla turbolenza del flusso.

    F7 Corrente torbiditica arenitica ad alta densità Granulometria arenitica medio-grossolana, con laminazione orizzontale che può essere confusa con i tappeti di trazione della F4 o con l’intervallo Tb di Bouma (corrisponde alla facies F9a). Si tratta di tappeti di sottili tappeti di trazione a gradazione inversa.

    F8 Corrisponde all’intervallo Ta di Bouma. Granulometria arenitica media e gradazione diretta, Possibili strutture da fuga di fluidi. Rispetto alla facies F5 ha granulometria minore e maggior grado di classazione.

    F9 Laminazione piano parallela ed incrociata con al top deposizione di peliti. Corrispondono agli intervalli Tb-e, Tc-e, Td-e, te di Bouma. Suddivisi in F9a e F9b.

    F9a Flussi di grande volume che trasportano elevate quantità di sedimento fine e con processi deposizionali relativamente lenti Tb-e della sequenza di Bouma.

    F9b Flussi di piccolo volume con trasporto di sedimento relativamente più grossolano e processo deposizionale relativamente più rapido. Caratterizzata da un maggior rapporto sabbia/argilla, da una minore cassazione, e da un’aspetto generalmente massivo.

    1) Flussi aventi granulometria grossolana depositano in porzioni prossimali all’area sorgente con andamento delle facies continuo, al contrario flussi con abbondante frazione fine depositano il carico in porzioni distali in maniera discontinua (bypass sedimentario).

    2) Depositi torbiditici con prevalenza di materiale fine sono solitamente associati a sistemi deltizi alimentati a sua volta da importanti sistemi fluviali.

    3) Fan sottomarini conglomeratici sono alimentati per lo più ad eventi catastrofici generati dal collasso di porzioni di margine continentale e si formano in corrispondenza di faglie.

    4) I sistemi di fan dominati da granulometrie arenitiche presentano dimensioni intermedie tra i due estremi, sono alimentati dalla rielaborazione di sistemi di shelf-slop relitti. Generano torbiditi ad alta densità che si sviluppano prevalentemente nelle porzioni distali del sistema torbiditico, queste passano a facies più diluite man mano che ci spostiamo verso le porzioni distali del fan.

    5)I sistemi torbiditici dominati dalla componente pelitica contengono meno del 30% di sabbia, hanno alle spalle sistemi deltizi che garantiscono un continuo ed abbondante apporto di materiale fine. Costituiscono i più importanti sistemi torbiditici presenti sulla terra in quando presentano dimensioni rilevanti (da 50 a 300 km di raggio del fan torbiditico). Presentano canalizzazioni diffuse a sviluppo sinuoso dominati da sistemi channel-leeve (canale-argine)

    Morfologia delle Torbiditi

    I sedimenti di mare profondo comprendono due grandi gruppi:

    1. i sedimenti torbiditici;
    2. sedimenti non torbiditici.

    Entrambi sono caratterizzati da sedimenti che provengono dalle aree continentali (erosione catene montuose) e da quelli che si originano all’interno del bacino sedimentario (decantazione organismo marini). I sedimenti torbiditici sono messi in posto da flussi gravitativi intermittenti e catastrifici, mentre gli altri sedimenti sono deposti da altri processi che comprendono prevalentemente la decantazione. I depositi marini profondi sono distinti in emipelagiti( mescolanza di particelle terrigene e indigene) e pelagiti (privi di componente terrigena).

    Il sistema scarpata-canyon-conoide-piana sottomarina

    Questo sistema de posizionale comprende la parte profonda dei margini continentali e parte del fondo oceanico; i vari componenti sono tra loro legati anche se uno può essere ridotto o mancante. Il sistema può essere attivo in diversi margini continentali e richiede tre condizioni base:

    1. Una fonte adeguata di sedimenti che può essere fornita dalla connessione diretta con un sistema fluviale, da sabbie litorali, o da piattaforme carbonatiche (schelf continentale);
    2. Una zona di transito a forte pendenza e con asperità , tale da permettere l’accelerazione dei flussi gravitativi e l’erosione dei canali e valli sottomarini (slope continentale).
    3. Una diminuzione di gradiente alla base del pendio tale da promuovere la deposizione (piana abissale)

    Scarpata continentale

    La scarpata è l’elemento de posizionale meno attivo dell’intero sistema, essa è un’area di erosione, equilibrio o di sedimentazione.

    Le scarpate continentali hanno origine tettonica; i processi strutturali che le hanno formate sono stati diversi, ma si possono collegare quasi tutti alla deriva delle placche litosferiche (processi di rift). Successivamente le scarpate sono state modificate da erosione e sedimentazione; la sedimentazione è soprattutto laterale (progradazione) e attiva al largo di grandi fiumi e delta.

    I processi di accumulo tendono a localizzarsi alla base della scarpata, mentre nella parte alta possono dominare quelli erosivi (processi di rimozione del sedimento ad opera di frane sottomarine e flussi gravitativi).

    Canyon sottomarini

    Costituiscono il più importante , anche se non il solo tipo di valli e canali sottomarini, e le maggiori irregolarità morfologiche delle scarpate.

    I canyon sottomarini sono caratterizzati da un profilo trasversale a V e da pareti alte anche centinaia di metri; essi sono incisi in sedimenti pre-quaternari o rocce di vario tipo. Hanno corso più o meno sinuoso con rami tributari che entrano nel canyon principale nella zona di piattaforma e di scarpata superiore (morfologia ad imbuto).

    Sebbene grandi quantità di sedimenti vengano forniti continuamente alle testate del canyon, questi non appaiono in fase di riempimento. I sedimenti vengono dunque trasferiti continuamente verso le maggiori profondità. I canyon sottomarini presentano una notevole somiglianza con la morfologia dei sistemi fluviali, ma la principale e intuiva differenza sta nel fatto che i primi vengono scavati in ambiente subacqueo, mentre i secondi in ambiente subaereo.

    Entrambi presentano morfologia sinuosa e sono strettamente connessi in quanto il sistema fluviale fornisce il materiale sedimentario che verrà trasportato successivamente verso la piana abissale tramite i sistemi di canalizzazione sottomarina.

    Fig 5: Esempio di Canyon sottomarino

    Le conoidi sottomarine

    Le conoidi sottomarine o torbiditiche sono gli accumuli di sedimento che si formano allo sbocco dei canyon sottomarini nella zona di raccordo tra scarpata e fondi del bacino. Le conoidi sottomarine occupano una posizione del tutto analoga a quella delle conoidi alluvionali, cioè al limite tra una zona di erosione (canyon- scarpata) e una di deposizione (piana); ciò si riflette in una forma del tutto simile.

    Idealmente questa dovrebbe essere simmetrica in pianta, ma spesso è distorta dalla forma irregolare del bacino in cui la conoide cresce e dalla migrazione asimmetrica del suo sistema di canali. Generalmente le conoidi sono più lunghe che larghe, e spesso allungate parallelamente e non perpendicolarmente alle scarpate. Le dimenzioni delle conoidi non sono sempre proporzionali a quelle del canyon alimentatore; esse dipendono dalla quantità di sedimento che passa il canyon. All’aumentare delle dimenzioni diminuisce il gradiente topografico e la granulometria dei sedimenti.

    Come detto in precedenza, conoidi di dimensioni ridotte hanno granulometria grossolana, invece conoidi molto estese e sviluppate presentano granulometrie prevalentemente fini. Tipicamente una conoide ha lo spessore massimo presso l’apice (zona prossimale) e si assottiglia sia verso l’esterno che procedendo verso le soni più distali di questa. Le zone prossimali al sistema di alimentazioni presentano granulometrie grossolane (ruditiche e arenitiche), spostandoci lungo l’asse della conoide troviamo nelle porzioni intermedie granulometrie arenitiche e siltiti che; infine le porzioni distali sono caratterizzate dalla presenza di sedimenti fini quali sitltiti e argilliti.