Imp.07Carobene LE VARIAZIONI AMBIENTALI NELL’AREA DI VADO LIGURE DAL NEOLITICO AD OGGI Luigi Carobene, Marco Firpo & Alessio Rovere Dipartimento per lo studio del Territorio e delle sue Risorse (DipTeRis), Università di Genova, carobene@dipteris.unige.it Corso Europa, 26 – 16132 Genova, Italy RIASSUNTO: Carobene L., Firpo M. & Rovere A., Le variazioni ambientali nell’area di Vado Ligure dal Neolitico ad oggi (IT ISSN 0394- 3356, 2008). Sono stati studiati i profili sismici e 13 sondaggi effettuati nella Rada di Vado Ligure, in corrispondenza della foce del T. Segno. La località si trova 4-5 km a SO di Savona, lungo la costa della Liguria occidentale. La trasgressione olocenica documentata dai sondag- gi è stata messa in relazione con le variazioni del paesaggio degli ultimi 8-9000 anni; il periodo coincide con l’inizio e lo sviluppo del Neolitico. Sono state prese in considerazione le caratteristiche morfologiche e geologiche dell’area sia emersa che marina, al fine di confrontare la sua evoluzione recente con lo sviluppo dell’eustatismo e della tettonica quaternaria. Questi due eventi sono documen- tati da 5 ordini di terrazzi marini che hanno permesso di valutare la velocità di sollevamento dell’area durante il Quaternario. I sondag- gi, di cui 10 effettuati a mare, hanno consentito di riconoscere il substrato, costituito da argille marnose del Pliocene inferiore, i depo- siti continentali riferibili al periodo di basso eustatico (Würm) ed il corpo sedimentario marino della trasgressione olocenica. Le 25 datazioni C14 effettuate hanno fornito età calibrate comprese tra 8225 e 510 anni B.P.; le date sono state utilizzate per effettuare la cronostratigrafia del deposito marino olocenico. La correlazione dei risultati ricavati dall’analisi del profilo sismico, dallo studio sedi- mentologico delle carote e dalle datazioni C14 ha consentito di riconoscere: una fase trasgressiva, terminata 6000 anni fa, seguita da un periodo di relativa stabilità della linea di riva; un successivo periodo di progradazione e, infine, il periodo dell’alto eustatico intergla- ciale che arriva ai nostri giorni. Le varie tappe della risalita eustatica sono state ricostruite lungo un profilo geologico che ha portato a determinare le linee di riva di 8000 anni fa (-12 m), di 7000 anni fa (-6,5 m), di 6000 anni fa (-3 m) e di 5000 anni fa (-1,5 m). Sulla base di questi dati è stata costruita una curva di risalita del livello marino e sono state riconosciute le grandi modificazioni del paesaggio causate dalla trasgressione olocenica. Circa 9000 anni fa, un’ampia superficie emersa si estendeva per almeno un chilometro verso mare. Nell’arco di 3000 anni la piana viene però ricoperta dall’avanzata del mare, mentre il fondovalle del T. Segno diventa inospitale. Dopo un periodo di relativa stabilità, durato fino al 5000 B.P., il forte accumulo di detriti lungo costa provoca la progradazione della spiaggia emersa e sottomarina e la contemporanea aggradazione della piana alluvionale del T. Segno. A partire da 1800 anni fino ad oggi, la linea di costa ritorna relativamente stabile; la pianura alluvionale del T. Segno diventa di nuovo abitabile o utilizzabile per le coltivazioni, anche se non in maniera continuativa. La diminuzione dello spazio e l’aumento probabile della popolazione porta però all’uso della deforestazione; ciò innesca il dilavamento dei versanti e l’erosione dei suoli, come sembra documentare lo spesso corpo limoso che si viene rapidamente a formare nell’antistante area marina. ABSTRACT: Carobene L., Firpo M. & Rovere A., The environmental variations in the Vado Ligure area from the Neolithic age until pre- sent (IT ISSN 0394-3356, 2008). Seismic profiles and 13 drilling cores were studied in the Vado Ligure Gulf, in front of the Segno river delta. The study area is located 4-5 Km SW from Savona, along the western Ligurian coast. The Holocene transgression highlighted by the surveys was related to the variations of the landscape in the last 8-9000 years; this period corresponds to the beginning and the development of the Neolithic. Subaerial (Fig. 1) and marine (Fig. 2) morphological features were taken into account in order to compare the recent evolution of the study area with the most important Quaternary events, such as eustatism and tectonic activity. These two events are documented by 5 orders of marine terraces comprised between 185 and 35 m a.s.l.; this allowed us to conclude that the tectonic rising rates of the study area during Quaternary have been low, and successively decreased. This evidence supported the assertion that the study area has been substantially stable during Holocene. Moreover, systems of Quaternary faults have conditioned the direction of crests and the drainage patterns. The cores, 10 of which were made in the marine part of the study area, allowed us to recognize the substratum, that is constituted by lower Pliocene marly clays, by the continental deposits referable to the low eustatic stand (Würm) and by the marine sedimentary body of the Holocene transgression (Fig. 8). The marine deposits of the Tyrrhenian transgression (Stage 5.5) are absent. 25 C14 datings provided calibrated ages comprised between 8225 and 510 yrs BP; the data were used to obtain the chronostrati- graphy of the marine deposit (Fig. 12). The correlation of the results obtained by the seismic profile analysis (Fig. 4), by the sedimento- logical study of the drilling cores (Fig. 5) and by the C14 datings allowed us to recognize a transgressive phase, which ended 6000 yrs BP; a period of relative eustatic standing (from 6000 to 5000 yrs BP); a subsequent period of progradation (from 5000 to 1800 yrs BP) and, finally, the period of the interglacial high eustatic stand that continues to the present (Fig. 14). The whole sedimentary marine body reaches a thickness of about 14 meters. The various stages of the eustatic sea level rise were reconstructed along a geologic profile that continues landward. The seismic profile was documented by the alignment of 9 cores; this allowed us to recognize the shorelines dated 8000 BP (-12 m), 7000 BP (-6,5 m), 6000 BP (-3 m), and 5000 BP (-1,5 m) (Fig. 14). On the basis of these data an eustatic curve was obtained (Fig.15) and the large modifications of the landscape caused by the Holocene transgression were recognised. About 9000 yrs BP a large surface with a low inclination spread landward for at least 1 Km; taking into account the improvement of the clima- te, this plain could be used for agriculture. However, in the space of 3000 years, the plain was flooded by the rising sea level, while the valley floor of the Segno river became inhospitable, because it began to be flooded by continuous inundations. After a period of relati- ve stability, that had lasted since 5000 yrs BP, the continued accumulation of debris along the coast caused the progradation of both the emerged and submerged beaches and the contemporaneous aggradation of the alluvial plain of the Segno river. This drove the ancient inhabitants to live and build mainly on the hillsides, mainly in the terraced surfaces. Starting from 8000 yrs BP till present, the coastline became again relatively stable; in the sea bottom the deposition of the sedimentary sequence relative to the last eustatic interglacial peak began. The alluvial plain of the Segno river became stable again or useful for agriculture, even if not in a permanent way. The reduction of space and the probable increase in the population lead to the use of deforestation; this started with the washing of the hillsides and the erosion of soils, as documented by the thick silty-clayey body that rapidly formed in the marine area. Parole chiave: trasgressione olocenica, curva eustatica, Neolitico, rilievo sismico, carotaggi, stratigrafia, datazioni C14, Vado Ligure, Italia Keywords: Holocene transgression, eustatic curve, Neolithic, seismic survey, drilling cores, stratigraphy, C14 radiometric datations, Vado Ligure, Italy Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 21(2), 2008 - 433-456 434 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere PREMESSA Il rapporto tra la variazione degli ambienti, causa- ta da fattori climatici, e l’uomo che li abita, è un tema di attualità, ma il problema è sempre esistito. Con riferi- mento all’Olocene, è dimostrabile che determinati cam- biamenti siano stati ben più veloci e più importanti di quelli che oggi tanto preoccupano (quali l’effetto serra, la desertificazione, le alluvioni, le attività dell’uomo, ecc.). Al notevole aumento della temperatura, ad esem- pio, verificatosi da 11.000 a 8.000 anni fa (vedasi curve isotopiche dell’Ossigeno), è corrisposto un innalzamen- to del livello marino di circa 35-45 metri; tra 8000 e 5000 anni fa la temperatura è rimasta sostanzialmente uguale (ottimo termico), mentre appare in leggera dimi- nuzione da allora ad oggi. A livello locale (dove l’influen- za della tettonica appare trascurabile), il livello marino è risalito, negli ultimi 8000 anni, di circa 12 metri. Contemporaneamente variavano le precipitazioni atmo- sferiche, le portate dei corsi d’acqua, la copertura vegetale sui versanti, ecc. Il tentativo di mettere in relazione gli antichi ambienti con le popolazioni umane che, dalla fine del Mesolitico - inizio Neolitico, hanno frequentato la costa ligure, obbliga pertanto a riconoscere gli eventi princi- pali (climatici, eustatici, tettonici) che si sono succeduti nel tempo e gli effetti che essi hanno provocato nel paesaggio fisico. Il problema è stato affrontato utilizzando svariate metodologie: ci si è avvalsi di carotaggi effettuati nella Rada di Vado Ligure (Savona), dell’analisi di carte topo- grafiche e batimetriche, dell’interpretazione di foto aeree, di analisi granulometriche di laboratorio, di data- zioni C14 e della distribuzione dei siti archeologici dell’a- rea. Lo studio sedimentologico delle carote ha fornito indispensabili elementi per la comprensione della risali- ta eustatica olocenica e dei processi erosivi e sedimen- tari ad essa connessi, sia marini che subaerei. L’interpretazione cronostratigrafica è metodologica- mente interessante; essa ha permesso di determinare superfici isocrone e la posizione di quattro antiche linee di riva mediante un originale procedimento grafico. Gli eventi e i processi evidenziati hanno compor- tato grandi cambiamenti morfologici del paesaggio, la sedimentazione di decine di metri di sedimenti marini e continentali, lo spostamento della linea di riva di circa 1 km verso terra nel giro di 3000 anni. Le carote di Vado hanno costituito, pertanto, una fonte di informazioni forse unica, non solo per ciò che è successo a mare, ma anche a terra, nella piana, sui ver- santi e nel bacino idrografico del T. Segno. Uno studio ulteriore, rivolto all’analisi palinologica e a quella geochimica, potrà fornire preziosi dati per comprendere anche gli aspetti climatici ai quali è legato lo sviluppo della vegetazione e la formazione dei suoli. 1. CENNI DI GEOLOGIA Nel bacino idrografico del T. Segno affiorano in gran parte terreni riferibili agli “Scisti di Gorra”; essi appartengono al così detto “Tegumento Permo- Carbonifero” (con metamorfismo solamente alpino) che si interpone tra il Basamento cristallino paleozoico e le rocce sedimentarie della Copertura mesozoica. Gli Scisti di Gorra comprendono numerosi litotipi, tra i quali prevalgono quarzoscisti, scisti quarzo-sericitici e cloriti- ci e micascisti. Al loro interno sono presenti lenti della Formazione di Eze (metabasiti) e di Porfiroidi del Melogno (metavulcaniti acide). Gli scisti sono compresi stratigraficamente tra la Formazione di Murialdo (a letto) e i Porfiroidi del Melogno (a tetto); lo spessore è di alcu- ne centinaia di metri. Sul promontorio di Vado Ligure (Capo Vado) e, in parte, sul versante sinistro della valle, affiora la “Formazione di Murialdo”, attribuita al Carbonifero superiore-medio. Essa è costituita in prevalenza da Filladi e Micascisti carboniosi scuri; frequenti le lenti di quarzo cristallino. Sul promontorio di Vado Ligure affiorano anche piccoli lembi di “Graniti del Torrente Letimbro”, appar- tenenti al “Basamento cristallino”, molto diffusi più a Nord (Massiccio Cristallino Savonese). I graniti sono biotitico-muscovitici o muscovitico-cloritici, foliati o con tessitura occhiadina, a grana grossolana; la roccia si presenta molto fratturata e milonitizzata. Sul versante destro del T. Segno affiorano local- mente le “Dolomie di S. Pietro dei Monti”, visibili anche sul promontorio di Bergeggi. La formazione appartiene alla “Copertura meso-cenozoica”; la sua età è anisico- ladinica. Le dolomie si presentano spesso stratificate, a volte con livelli o interstrati pelitici, con aspetto scisto- so. Il metamorfismo ha dolomitizzato e ricristallizzato l’originario sedimento carbonatico, mentre la tettonica ha prodotto una fitta e intensa fratturazione. In sinistra idrografica del T. Segno, lungo la fascia costiera tra Vado e Savona, affiora infine il Pliocene inferiore in facies argillosa (“Argille di Ortovero” Auct.); a volte le argille sono sormontate da sabbie e conglome- rati (BONI, 1984; FANUCCI et alii, 1980). Le formazioni affioranti nel bacino idrografico del T. Segno, sopra brevemente descritte, comprendono in gran parte litotipi facilmente erodibili: scisti quarzosi e micacei, filladi e argille; nettamente subordinati i graniti e le dolomie. Ciò permette di comprendere che la sedi- mentazione marina, alimentata dal trasporto solido del T. Segno, è stata (ed è ancora) costituita in prevalenza da particelle siltose e da sabbie fini quarzose. La sedimentazione continentale, durante le fasi di basso eustatico (periodi glaciali), è stata dominata da clasti spigolosi generati dalla degradazione fisica (favo- rita dalla scistosità e dalla fitta fratturazione), e dalla abbondante presenza, derivante da prevalenti processi di alterazione pedogenetica, della componente argillo- so-siltoso-sabbiosa. Questa ha favorito il meccanismo del trasporto e della messa in posto del detrito mediante prevalenti colate detritiche. 2. ASPETTI MORFOLOGICI DEL PAESAGGIO L’interpretazione dei carotaggi effettuati nella rada di Vado non può prescindere né dagli aspetti morfologi- ci dell’area emersa, né da quelli dell’area marina anti- stante. Ampiezza del bacino del torrente Segno, altitu- dini, pendenze dei versanti e reticolo idrografico hanno sicuramente condizionato i processi subaerei e, quindi, l’erosione e la sedimentazione. Analogamente, morfolo- gia dei fondali e batimetria hanno influenzato i processi sia durante le fasi di basso eustatico, sia durante i periodi di trasgressione e di alto stazionamento. Il pattern del drenaggio ha una forma parzialmen- te condizionata dalla tettonica; in particolare, l’asta principale ha un netto andamento rettilineo in direzione circa ENE-OSO (65°); lo spartiacque settentrionale (cri- nale Rocca dei Corvi, 793 m – Cima Pian Mora, 383 m) ha identico andamento (Fig. 1B). La direzione del T. Segno è anomala lungo la riviera di Ponente, dove prevalgono i drenaggi verso SE circa; la direzione di 65° (drenaggio verso ENE) del T. Segno (escludendo il tratto finale relativo alla piana allu- vionale) è infatti coincidente con quella del tratto di costa che va da Albissola (Savona) a Voltri (Genova) 435Le variazioni ambientali ... (direzione media 60°). Questo importante aspetto morfologico (CAROBENE & FIRPO, 2002) è da riferire ad un sistema di faglie dirette (direz. 60-65°) che caratterizza il margine interno della piattaforma continentale (FANUCCI, 1978; CNR, 1987). La parte occidentale del bacino idrografico è chiusa da un tratto di spartiacque con andamento retti- lineo avente direzione circa NNO – SSE (circa 150°) (cri- nale Rocca dei Corvi, 793 m – Bric Berba, 560 m) (Fig. 1). Numerose aste fluviali, sia all’interno che all’esterno del bacino del Segno, presentano direzioni simili, e per- tanto il loro andamento risulta controllato da un sistema di faglie subverticali a 145-150°. I due citati sistemi di dislocazioni (60-65° e 145- 150°) (ricavati mediante un’analisi morfotettonica che in questa sede non viene presentata), sono da riferire alla Fig. 1 - A) Schema semplificato della topografia dell’area. Profilo a-b (vedi Fig. 13). PAT= lembo della piana alluvionale riferibile al MIS 5.5 (quota: 9÷10 m); RT=relitto di terrazzo marino antico. B) Bacino idrografico del T. Segno. Principali rilievi lungo il crinale: 1-M. Pian Mora (383 m); 2-Rocca dei Corvi (793 m); 3-Rocca dei Corvi Sud (785 m); 4-Bric del Forno (542 m); 5-Bric Berba (560 m); 6- Bric Colombino (433 m). A) simplified scheme of the study area topography. Transect a-b (see Fig. 13 for details). PAT=relic of the alluvial plain, which can be attributed to the MIS 5.5 (altitude 9÷10 m); RT= marine terrace relic. Legend: 1) Bathymetry; 2) Delta; 3) Relief base; 4) Hydrography; 5) Alluvium, valley floor terraces, fans and fan deposits; 6)Late holocene shoreline deposits; 7)Pre-quaternary substratum; 8)Artificially levelled areas; 9) Harbour; 10) Maximum holocenic marine ingression 11) Archaeological sites. B) Hydrographic basin of the Segno river. Main relieves along the crest: 1-M. Pian Mora (383 m); 2-Rocca dei Corvi (793 m); 3-Rocca dei Corvi Sud (785 m); 4-Bric del Forno (542 m); 5-Bric Berba (560 m); 6- Bric Colombino (433 m). tettonica fragile che ha accompagnato il sollevamento dell’area durante il Plio-quaternario. L’area a mare antistante Vado Ligure presenta una morfologia complessa deducibile dall’analisi delle batimetriche; tre sono gli elementi morfologici principali (Fig. 2): 1) un ampio Canyon, con asse principale dispo- sto a 130° circa, la cui testata diventa visibile a partire dalla profondità di 60-70 metri. La valle si amplia pro- gressivamente verso il basso ed è ancora ben visibile oltre i 900 m di profondità (FANUCCI et alii, 1996). 2) Un promontorio sommerso che delimita a SO il canyon; esso si prolunga verso SE, a partire dall’Isola di Bergeggi, con una inclinazione media del fondale (tra 0 e -250 m) di 2,6°, lungo un asse avente direzione 120°. 3) Un altro promontorio sommerso delimita a NO il canyon, con asse di allungamento disposto a 130° circa; l’inclinazione media del fondale lungo l’asse (tra 0 e -100 m) è di 1° circa. Il fondale che si estende di fronte alla foce del T. Segno, tra la linea di riva e la batimetrica di -70 m, degrada regolarmente verso Est con una inclinazione di poco inferiore a 2°, per un’ampiezza di circa 2 km. La regolarità della superficie e l’assenza di incisioni vallive in corrispondenza dei torrenti Segno e Quiliano (che sfocia circa 1 km più a Nord), permettono di dedurre che la trasgressione olocenica ha prodotto una coper- tura sedimentaria capace di livellare ogni asperità, col- mando anche le incisioni vallive formatesi durante il basso eustatico würmiano. Verso Savona questa ampia superficie sedimentaria si allarga ulteriormente fino al ciglio della piattaforma. Da quanto esposto, si ricava che i maggiori aspetti morfologici dell’area sottomarina a Est di Vado risultano condizionati da un sistema di faglie trasversali alla costa disposto ESE – ONO (120° – 130°); tale dire- zione è deducibile anche dall’analisi delle isocrone raffi- guranti il basamento acustico pre-pliocenico, che forni- sce valori di 125-130° per la direzione dell’asse del Canyon sottomarino, oggi sepolto da un considerevole spessore di sedimenti plioquaternari. Ciò permette di concludere che il sistema a 120° - 130° corrisponde probabilmente a faglie antiche, preplioceniche; esse sono presenti tuttavia anche nel reticolo idrografico del T. Segno (lungo il prolungamento del promontorio som- merso che parte dall’Isola di Bergeggi). Il sistema di faglie con direzione prevalente a 65° (circa parallela alla linea di costa), ricavato dall’analisi dell’area emersa, è stato segnalato anche a mare (FANUCCI, 1979), dove origina nella piattaforma una struttura a gradinata verso il largo o strutture tipo Horst e Graben. I terrazzi fluviali e marini sono un altro aspetto morfologico che caratterizza l’area e che fornisce importanti informazioni sulla sua evoluzione quaterna- ria. Cinque ordini di superfici terrazzate sono stati rico- nosciuti lungo il settore costiero Quiliano-Segno, a 165÷185 m, a 130÷145 m, a 115÷130 m, a 55÷70 m e a 35÷45 m s.l.m. (CAROBENE, da dati inediti). I terrazzi sono da ritenersi, per le loro caratteristiche e per la posizione lungo costa, di genesi marina; la loro quota è maggiore a Sud. Lungo la valle del T. Segno sono state invece riconosciuti 25 relitti di superfici terrazzate fluviali in destra idrografica tra le quote di 395 e 45 m e, in sini- stra idrografica, 20 relitti tra 255 e 75 m s.l.m. Forme terrazzate a quote più basse (sia fluviali che marine) non sono state prese in considerazione, a causa delle incer- tezze dovute alla loro marcata antropizzazione. La correlazione dei relitti sopra citati ha permesso di identificare 8 ordini di terrazzi fluviali, di cui 5 ben si correlano con gli ordini di terrazzi marini sopra citati. Detti ordini sono attribuibili al Quaternario; ciò si può dedurre indirettamente dalle velocità di sollevamento che il settore costiero ha subito durante il Plio-quater- nario, successivamente alla deposizione delle argille che (v. cap. 1) sono state attribuite al Pliocene inferiore e che oggi affiorano lungo costa fino alla quota massi- ma di 100 m. La metodologia utilizzata per ricavare il tasso di sollevamento è stata esposta in dettaglio in CAROBENE & FIRPO (2002) e in CAROBENE & CEVASCO (2007); in base alla probabile profondità di sedimenta- zione delle argille, alla loro quota massima attuale di affioramento e alla data presunta di inizio sollevamento, il tasso medio risulterebbe di 0,15 mm/a. In base a tale valore, un terrazzo marino del Pleistocene inferiore 436 Fig. 2 - La carta batimetrica evidenzia un tratto di piattaforma privo di incisioni fino alla profondità di circa 70 m; un canyon molto evidente con asse (A.C.) disposto a 130° fino alla profondità di 1000 m; 2 promontori a SO e NE con assi di allungamento, rispettivamente, a 120° (A.P.2) e a 130° (A.P.1). Le direzioni 120°-130° corrispondono ad un sistema di faglie ortogonali alla costa. The bathymetric map highlights a tract of the platform without incision until 70 m depth; an evident canyon with the axis (A.C.) oriented 130° until 1000 m depth; 2 promontories in the SW and NE part with axes respectively oriented 120° (A.P.2) and 130° (A.P.1). The directions 120°-130° correspond to a faults system perpendicular to the coast. L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere potrebbe essersi sollevato (nell’arco di 1,8 milioni di anni) di 270 m al massimo; il terrazzo a 180-185 m, in base a tale valore, avrebbe quindi 1,2 milioni di anni. In realtà si ritiene che tale ordine terrazzato sia più antico, in quanto il valore del tasso di sollevamento è sicura- mente stato più alto nel Pliocene medio e superiore, mentre è andato via via calando nel Quaternario. Ciò si può dedurre con certezza dalla quota del Tirreniano (MIS 5.5) osservabile nella vicina Grotta di Bergeggi (pochi chilometri a Sud – vedi Fig. 2), pari a 5,20 metri (CAROBENE & FIRPO, ricerca in corso). Ciò documente- rebbe un sollevamento tettonico massimo di 0,04 mm/a, ponendo l’originale paleolivello alla stessa quota del livello attuale. Un relitto del terrazzo a 35÷45 m è considerato il lembo indicato con RT in Fig. 1; esso si presenta rimo- dellato da eventi successivi, in particolare da livelli di stazionamento marino più bassi. Esso è circondato da aree fortemente antropizzate, che non sono state quindi prese in considerazione. Il lembo indicato con PAT in Fig. 1 corrisponde, invece, ad un relitto dell’antica piana alluvionale riferibi- le al periodo dell’alto eustatico tirreniano (MIS 5.5). Al suo interno sono stati ritrovati (BULGARELLI, 2007) resti romani e della tarda età del Ferro (v. Cap. 7). La superfi- cie dell’area PAT presenta quote massime di 9-10 m, e si eleva con evidenza dall’area circostante: a NE le quote variano da 5 m fino alla linea di riva attuale; a SO le quote partono da 7,5 m circa, per salire poi progres- sivamente verso monte; a SE, oltre il T. Segno, l’area si presenta decisamente depressa, con quote tra 2 e 5 m sul l.m.m. L’area indicata con PAT testimonia sicuramente un relit- to dell’antica piana (o area di retrobarriera) riferibile alla tra- sgressione tirreniana. Essa è stata poi incisa ed erosa duran- te il periodo glaciale würmiano e ricoperta da depositi fangoso- detritici provenienti dai versanti. I dati sopra esposti hanno permesso di ricavare il quadro tettonico e dinamico dell’area nel corso del Plio-quaternario; esso permette di ritenere che, durante l’Olocene, siano stati impercettibili i movimenti verti- cali di origine tettonica lungo la fascia costiera emersa e sotto- marina esaminata. Ciò è deduci- bile anche dallo studio degli spessori dei sedimenti quater- nari, e in particolare olocenici, presenti sulla piattaforma conti- nentale (CORRADI et alii, 1984; FANUCCI et alii, 1984). 3. PROSPEZIONI SISMICHE E STRATIGRAFIA DEI SONDAGGI L’area marina antistante la foce del T. Segno è stata ogget- to di rilievi sismici ad alta risolu- zione mediante apparecchiatura Boomer; i profili sismi- ci, effettuati sia perpendicolarmente, sia parallelamente alla costa (Fig. 3) hanno fornito indicazioni molto accu- rate sulle strutture dei sedimenti, consentendo il ricono- scimento di 4 corpi sedimentari principali, separati da orizzonti riflettenti molto netti (linee 2-3-4-5 in Fig. 4B). Lo studio sedimentologico dei sondaggi ha permesso la loro attribuzione all’Olocene (v. Cap. 4) e di ricono- scere che essi poggiano su un deposito prevalente- mente ruditico, attribuito genericamente al Würm; que- sto a sua volta si sovrappone ad argille siltoso-marnose grigio-azzurre del Pliocene inferiore. La prospezione sismica, effettuata nel settembre 2003, è stata integrata da 13 sondaggi effettuati in parte nel 2003 (BH1, BH2 e BH3) e in parte nel luglio del 2004 (da SG1 a SG10). Lo studio si è concentrato in particolare sul profilo sismico lungo il quale si trovano allineati 9 carotaggi (Fig. 3), dal BH2 a terra al SG1 a mare; la distanza tra questi è di oltre 600 m. Profili e sondaggi hanno permesso di ricavare conoscenze su un’area significativa e abbastanza vasta, estesa dalla batimetria di circa 20 m fino ad un centinaio di metri a monte dell’attuale linea di riva. Il substrato è stato inda- gato da una profondità massima di 35 m (sondaggi SG1, SG2 e SG3) ad una minima di 10 m (sondaggio SG6). Sulle carote prelevate si è proceduto ad una descrizione “continua” dei caratteri macroscopici, al fine di individuare ogni variazione di granulometria, di colore, di contenuto in fossili e parti vegetali. Ciò ha dato la possibilità di ricavare subito i limiti tra corpi 437 Fig. 3 - Mappa dei profili sismici e dei carotaggi effettuati nell’area di Vado Ligure. Map of the seismic profiles and core drillings made in the Vado Ligure area. Legend: 1) Bathymetry; 2) Core drillings; 3) Seismic profiles; 4) Harbour infrastructures. Le variazioni ambientali ... diversi per tessitura, struttura, litologia, alterazione o, in ogni caso, separati da superfici di discontinuità. Sulla base di que- ste distinzioni è stata effettuata una campionatura mirata, al fine di ricavare, da analisi di labora- torio, ulteriori e più precisi aspetti dei corpi riconosciuti con le osservazioni preliminari. Di norma sono stati prele- vati da 2 a 6 campioni per ogni metro di carotaggio, per un totale di circa 650 campioni. Le successive analisi di laboratorio hanno permesso di confermare o di meglio definire i caratteri tessiturali dei sedimenti e, in particolare, di ottenere la sepa- razione del contenuto in gusci e in materiale organico. Quest’ul- timo (resti vegetali di Posidonia oceanica) è stato utilizzato per effettuare 25 datazioni C14 (vedi Cap. 4). Le caratteristiche litologi- che e sedimentologiche delle carote hanno permesso di defi- nire meglio i singoli corpi sedi- mentari riconosciuti, che sono risultati differenti per età e per genesi. La descrizione dettaglia- ta degli aspetti granulometrici e delle principali caratteristiche sedimentarie è riportata in Fig. 5 (descrizioni relative alle suddivi- sioni utilizzate in Tab.1). 3.1. I principali corpi sedimen- tari riconosciuti 1)Argille marnoso-siltose del Pliocene inferiore. La base dei sondaggi più esterni (SG1, SG2, SG3) ha evi- denziato la presenza di argille marnoso-siltose massicce, compatte, spesso indurite, attri- buibili al Pliocene inferiore. Esse non sono state oggetto di studi particolari, in quanto non utili alla comprensione del tema in oggetto. Le argille marnose plioceniche si presentano più o meno siltose; il colore può essere: grigio, grigio-verda- stro, grigio-giallastro, grigio-azzurro e grigio scuro (Fig. 6). Al suo interno è spesso visibile tritume conchigliare in quantità variabile, a volte diffuso, a volte concentrato in livelli decimetrici; presenti anche grosse conchiglie e, nella carota SG3, anche clasti spigolosi sparsi. Le argille sono normalmente ricche di microfauna che documenta una sedimentazione di mare profondo, di tipo epibatiale, riferibile ad un periodo di alto eustati- co relativo. La deposizione nella piattaforma continen- tale avveniva in un contesto morfologico e strutturale caratterizzato da Horst e Graben originatisi a seguito della tettonica distensiva che caratterizzò il Mar Ligure al termine del Miocene (CORRADI et alii, 1984). I sedi- menti, trasportati dai corsi d’acqua, si depositavano in mare lungo valli sommerse, dando origine ad estesi conoidi profondi. Le argille plioceniche costituiscono il substrato antico che compare (nei sondaggi) tra -15 e -35 m in SG1, tra -16,7 e -35 m in SG2 e tra -31,2 e -35 m in SG3. L’assetto stratigrafico ha fornito una indicazione indiretta non trascurabile; nel sondaggio SG1, infatti, il 438 Fig. 4 - A) Profilo sismico lungo l’allineamento SG1-SG6. B) Andamento delle superfici riflet- tenti. Sono numerate da 1 a 5 le superfici più marcate e più continue. A) Seismic profile along the alignment SG1-SG6. B) Trend of the reflection surfaces. The more continuous and well-marked surfaces are numbered from 1 to 5. L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere top del Pliocene si trova sola- mente 1,5 m più basso della base del corpo marino oloceni- co, separato da ruditi würmiane; nel sondaggio SG2 lo spessore delle ruditi würmiane comprese tra i l Pliocene e la base del corpo olocenico è di 2,30 m. Questo debole spessore di deposito continentale permette di dedurre che l’area non ha subito subsidenza apprezzabile. 2) Silt sabbioso-argillosi alterati del Pliocene inferiore. La litofacies compare tra –18,1 e -15 m nel sondaggio GS1, tra -20 e -16,7 m in GS2 e tra -33 e -31,2 m in GS3. Il sedi- mento è poco indurito, a volte plastico, ed è costituito general- mente da silt sabbioso, silt sab- bioso-argilloso e silt argilloso. Sono presenti localmente fossili marini. Il colore da grigio diven- ta giallastro o color ocra-bruno (5Y - 4/2) al passaggio con la litofacies superiore, probabil- mente per l’alterazione causata dall’esposizione agli agenti eso- geni. In GS1 i colori variano da 5Y – 4/1 a 5YR – 5/8 e 4/6. Quanto descritto, pertan- to, rappresenta la coltre d’alte- razione del substrato pliocenico, rimasto esposto alla degrada- zione meteorica dopo i violenti processi erosivi che portarono alla completa asportazione della copertura marina tirreniana sicuramente esistente. 3) Ruditi würmiane. Nei sondaggi SG1, SG2, SG3 è visibile un brusco cambio litologico testimoniato dal pas- saggio dalla sedimentazione pelitica marina pliocenica ad una ruditica (conglomerati o brecce) continentale (Fig. 7). Tali apporti detritici, riscontrati in 5 dei carotaggi a mare ed in BH3, si sono deposti in gran parte durante il periodo würmiano, in ambiente conti- nentale. Il deposito continentale würmiano è costituito da clasti spigolosi e arrotondati in percentuali variabili; il diametro dei clasti varia da meno di 1 cm a più di 10 cm; la matrice è più o meno abbondante, da limosa a sabbiosa. Questi caratteri conferiscono notevole diver- sità d’aspetto non solo tra un sondaggio e l’altro, ma anche nell’ambito di uno stesso sondaggio. I vari aspetti riscontrati sono i seguenti: a) ciottoli quarzosi e metamorfici, in prevalenza arro- tondati, di diametro inferiore a 3 cm, in matrice sab- bioso-siltosa; 439 Litologia della formazione olocenica / Lithology of the Holocenic formation Sigla / Label Ghiaia Gravel Gh Sabbia Sand S Silt Silt Si Argilla Clay A Formazioni pre-oloceniche / Pre-Holocenic formations Sigla / Label Rudite Würmiana Würmian rudite RW Argille plioceniche Pliocenic clays AP Colore / Color Sigla / Label nero black -ne grigio gray -gr marrone brown -ma giallastro yellow -gi chiaro bright .chi scuro dark .scu Strutture / Structures Sigla / Label Livello(i) Level(s) -Li Lamina(e) isolata(e) Thin bed (s) -La sedimento gradato graded sediment -g sedimento laminato laminated sediment -l Fossili / Fossils Sigla / Label fossili fossils -f piccoli gusci little shells -pg tritume organogeno organic crumbs -to Inclusi organici / Organic matter Sigla / Label matte morta di Posidonia oceanica Posidonia oceanica dead matte -p sostanza organica organic matter -so carboni coal -ca Percentuale / Percentage Sigla / Label scarso scarce .sc abbondante abundant .ab Ordine / Sequence Litologia della formazione Olocenica / colore / strutture / fossili / sostanza organica / percentuale Lithology of the Holocenic formation / color / structures / fossils / organic matter / percentage Tab. 1 - Sigle utilizzate per la descrizione sedimentologica delle singole suddivisioni riportate in Fig. 5. Nella descrizione della Litologia, due o più sigle non sono separate da trattino; la seconda o la terza sigla sono in questo caso aggettivi. Nel caso di più livelli o lamine, il simbo- lo “li” o “la” viene preceduto dal numero. Labels used in the sedimentological description of the single subdivisions reported in Fig.5. In the description of the lithology, two or more labels are not separated by an hyphen; the second or third labels are in this case adjectives. In case of more lamins or levels, the symbols “Li” or “La” is preceded by their number. Le variazioni ambientali ... b) clasti da spigolosi ad arrotondati, eterometrici, con diametri fino a 12 cm, in prevalenza metamorfici, con matrice limosa abbondante; c) clasti eterometrici, da pochi millimetri a 6 cm, in pre- valenza arrotondati, in matrice limosa scarsa; d) clasti spigolosi, con diametri fino a 2-3 cm, sparsi in matrice limoso-argillosa predominante; e) clasti con discreto arrotondamento, con prevalenza di diametri di 1-2 cm, in matrice sabbiosa abbon- dante; f) depositi ruditici più o meno gradati, in matrice di sabbia siltosa, prevalente in alto. Diametri alla base di 2-4 cm; g) deposito prevalentemente composto da sabbia da Fi g. 5 - S tr at ig ra fia d ei s on d ag gi d a S G 1 a S G 6. P er o gn i s on d ag gi o è in d ic at a la li to lo gi a p re d om in an te ; n el la c ol on na d i d es tr a so no in ve ce in d ic at e le s ud d iv is io ni e ff et tu a- te . I l s ig ni fic at o d el le s ig le u til iz za te è r ip or ta to in T ab .1 S tr at ig ra p hy o f th e co re d ril lin gs f ro m S G 1 to S G 6. F or e ac h co re t he d om in an t lit ho lo gy is in d ic at ed ; in t he r ig ht c ol um n ar e re p or te d t he a d op te d s ub d iv is io ns . Th e si gn ifi - ca nc e of t he la b el s is r ep or te d in T ab .1 440 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere tinua di tritume conchigliare o di gusci interi; dalla com- parsa in determinati livelli di resti di Posidonia; dalla laminazione che può essere presente o meno e, infine, dal colore variabile dal grigio chiaro al nero. La combinazione di questi caratteri definisce corpi aventi un ben preciso significato, legato essen- zialmente al processo trasgressivo e al raggiungimento delle condizioni finali di alto eustatico. Vengono di seguito descritti sinteticamente gruppi di litofacies, sulla base di alcune caratteristiche predo- minanti. Le singole facies, definite su base prevalente- mente granulometrica, sono riportate in Fig. 5. Facies del corpo trasgressivo comprese tra gli orizzonti 2 e 3: (Fig. 8) a-Facies a sabbia gradata con ciottoletti Compare al top della litofacies continentale attri- buita al würmiano. In SG1, tra 13,45 e 12,05 m, inizia con ciottoletti arrotondati, il cui diametro può arrivare a 5 cm, immersi in abbondante sabbia da media a fine. Verso l’alto la granulometria diminuisce progressiva- mente, fino a sabbie finissime siltose. Il colore è bruno- giallastro (10YR-5/4), probabilmente causato dall’ero- sione del substrato würmiano pedogenizzato. In SG4, tra 14,40 e 13,90, si ripete la stessa situazione, con dia- metro dei ciottoli alla base fino a 7 cm; il colore è 7.5YR-5/4 (Fig. 9). Questa facies è indicativa di una Fig. 6 - Aspetto delle argille marnose attribuite al Pliocene infe- riore. Il cartello indica il sondaggio e la profondità. Aspect of the marly clays attributed to Lower Pliocene. The tablet shows core number and depth. Fig. 7 - Deposito attribuito al periodo würmiano (ultimo glacia- le). È possibile osservare la facies (c) con clasti abbondanti; la facies (b) prevalentemente sabbiosa e la facies (g) composta da sabbie fini (al centro) (vedi testo). Deposit attributed to würmian (last glacial). Facies (c) with an abundant amount of pebbles; facies (b), mainly sandy and facies (g), composed by fine sands (in the center) are recogni- sable (see text for details). medio fine a fine, siltosa, ricca di clasti millimetrici, a volte gradato; h) deposito prevalentemente composto da sabbia grossolana, mal classata, con clasti sparsi aventi diametro massimo di 1 cm. L’abbondanza delle facies è indicativa della varietà dei processi subaerei che hanno contribuito alla deposizione di questo corpo sedimentario, la cui origi- ne è sicuramente continentale. Da sottolineare i conti- nui passaggi tra orizzonti ricchi di clasti spigolosi, oppure spigolosi e arrotondati, fino a passare ad oriz- zonti con clasti prevalentemente arrotondati. Interessante anche la mescolanza oppure la separazio- ne tra clasti metamorfici e clasti quarzosi bianchi; infine le variazioni granulometriche della matrice, da siltoso- argillosa a sabbiosa. Il colori Munsell misurati variano da 2,5 Y (3/6, 5/2, 5/4, 5/6) a 7YR (4/4, 5/6) fino a 10YR (4/4, 4/6, 5/6, 5/8, 6/6, 6/8); essi sono indicativi dell’alterazione subita dal deposito durante il prolungato periodo di esposizio- ne agli agenti atmosferici che ha preceduto la trasgres- sione olocenica. In conclusione, il deposito descritto è il risultato di prevalenti episodi di trasporto in massa, con colate ora prevalentemente fangose, ora prevalentemente detritiche; non mancano episodi dove è riconoscibile un trasporto trattivo da corrente ad alta concentrazione. La pendenza delle superfici di deposizione non superava i 2°. 4) Depositi marini olocenici. Sono caratterizzati da granulometrie variabili dalle sabbie con ghiaietto alle argille; dalla presenza discon- 441Le variazioni ambientali ... Fig. 8 - L’analisi sedimentologica dei sondaggi ha portato al riconosci- mento del substrato pliocenico (P), che si presenta alterato per alcuni metri nella sua parte superiore; dei depositi ruditici Würmiani (ultimo gla- ciale) (W); del deposito marino oloce- nico (O). The sedimentological analysis of the core drillings leaded to the recogni- tion of the Pliocene substratum (P), that was found to be altered for some meters in its lower part; of the Würmian rudite (last glacial) (W); of the Holocene marine deposit (O). Fig. 9 - Sabbie siltose laminate nel sondaggio SG3 (tra 15,40 e 15,50 m circa - Vedi Fig.5). Il colore è 10 YR - 5/4. Laminated silty sands in the SG3 core (between nearly 15,40 and 15,50 m - See Fig.5). The Munsell colour is 10 YR - 5/4. 442 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere linea di riva (battigia) che si spostava velocemente verso terra, a causa del rapido innalzamento eustatico (circa 10 mm/a in questo tratto). Nel suo spostamento essa andava a ricoprire o a distruggere la facies descritta successivamente. b-Facies a silt laminati e argillosi con sostanza organica Compare direttamente sopra alla superficie tra- sgressiva in 3 sondaggi. In SG2, tra 14,45 e 13,80 m, compaiono silt laminati grigio-giallastri a volte legger- mente gradati. Sono sovrapposti a 20 cm di clasti in prevalenza arrotondati, con diametri compresi tra 2 e 4 cm, immersi in matrice sabbioso-limosa. I silt laminati sono ricoperti in alto, tramite una superficie erosiva, dalle “sabbie e silt sabbiosi di color grigio” del corpo trasgressivo di spiaggia (Fig. 10). In SG3, tra 15,75 e 14,90 m, si riconoscono sabbie fini siltose bruno-grigiastre (2.5Y–5/4 e 5/2), alterate nella parte alta (10 YR-4/6 e 4/4), ricoperte da argille siltose scure, ricche di resti carboniosi. Infine, in SG5, tra 14,80 e 10 m, compaiono sabbie fini siltose, nettamente lami- nate (lamine siltoso-argillose e lamine siltoso-sabbiose) di colore bruno-giallastro (2.5Y-6/4). Il colore, anche in questo caso, dovrebbe derivare dal rimaneggiamento dei sottostanti depositi würmiani pedogenizzati. La facies indica decantazione lenta di peliti in ambiente di retrospiaggia. c-Facies a silt nerastro con contenuto organico Compare con spessore massimo di 40 cm, tra SG1 e SG4. Si presenta come un silt più o meno argil- loso, di colore grigio-scuro nerastro, ricchissimo di sostanza organica, di resti vegetali ed anche (in SG3) di tritume conchigliare. La mancanza di dati specifici su questi resti permette due interpretazioni: il deposito potrebbe indicare gli effetti dello spostamento della linea di riva all’interno della piana del T. Segno, causata dall’innalzamento del livello marino. L’aumento della batrimetria avrebbe diminuito drasticamente l’energia sul fondo e così pure il tasso di sedimentazione. Come seconda ipotesi, il silt argilloso nerastro potrebbe esse- re la testimonianza di un ambiente lagunare (o di retro- barriera) ricoperto dalle sabbie trasgressive sovrastanti. d-Facies a sabbie e silt sabbiosi di color grigio Questa litofacies e quella maggiormente rappre- sentata tra gli orizzonti 2 e 3; il suo spessore raggiunge un massimo di 5 metri i corrispondenza dei carotaggi SG6, BH1 e BH3 (Fig. 10). Il deposito è a volte ricco di tritume organogeno o presenta livelletti a piccoli lamellibranchi. La granulo- metria tende a diventare più fine verso l’alto. Il colore grigio, spesso chiaro, indica buona ossigenazione e carenza di sostanza organica. Litofacies compresa tra gli orizzonti 3 e 4: (Fig. 8) Facies a silt argilloso nero con tritume organogeno È ben riconoscibile in SG1 tra 10,20 e 9 m; in SG2 tra 10,60 e 9 m; in SG3 tra 11,20 e 8,75 m; in SG4 tra 10,20 e 8 m; in SG5 tra 9,70 e 7,50 m; in SG6 tra 7,70 e 5,30 m. Rari i livelletti di silt con fossili o tritume organo- geno. A volte è presente la Posidonia. Il corpo argilloso rappresentato da queste facies corrisponde ad una deposizione pelitica distale, quando la linea di riva sta- zionava all’interno dell’attuale piana del T. Segno, dopo aver raggiunto il punto di massima ingressione. Si può immaginare che, in questa situazione paleogeografica, il materiale più grossolano si depositasse in gran parte nell’area di retrospiaggia. Litofacies compresa tra gli orizzonti 4 e 5: (Fig. 8) Facies a sabbie e silt di color grigio con Posidonia oceanica Si differenzia nettamente dalla sottostante per la presenza di sabbia e per il colore prevalentemente più chiaro, mentre il passaggio con la sovrastante è sfumato. Si riconoscono diversi aspetti: in SG3 alla base compare un livello gradato a ghiaietto e sabbie; in altri casi la facies inizia con sabbie siltose o silt sabbioso con o senza fossili. Caratteristica è la presenza di più cicli gradati consecutivi con sabbia fine o silt sabbioso in basso, di colore grigio chiaro, passante a silt grigio scuro in alto, a volte argilloso, con Posidonia e resti organogeni. La facies termina in prevalenza con silt o silt argilloso scuro con Posidonia. La litofacies è la conseguenza della prima fase di alto stazionamento eustatico, tra 5000 e 1800 anni fa, caratterizzata dal riempimento progressivo della piana attuale del T. Segno e dalla conseguente progradazione della linea di riva verso la sua attuale posizione; posi- zione che probabilmente era già delineata da barre o da frecce litorali. All’esterno di queste, la sedimentazione riprende dopo la stasi della fase precedente; il fondale si rinnova continuamente con nuovi apporti terrigeni e prosperano organismi sul fondo e le praterie di Posidonia. Gli orizzonti riflettenti (Fig. 8) sono chiaramente in downlap sulla sottostante litofacies. Litofacies compresa tra la superficie 5 e l’attuale fondale: Facies a silt argillosi nerastri Prevalgono silt argillosi neri e argille siltose nere, oltre a silt argillosi con Posidonia. La litofacies com- prende anche livelli sottili di silt e silt sabbiosi con o senza Posidonia. Lo spessore è minimo verso riva, mentre aumenta verso il largo, raggiungendo i 7 metri di spessore nel sondaggio più esterno. Il corpo sedimen- tario si è deposto negli ultimi 1800 anni, come risposta all’alto stazionamento eustatico e alla stabilizzazione della linea di riva su una posizione simile all’attuale (Cap. 4). 3.2. Considerazioni stratigrafiche L’analisi degli orizzonti visibili nel profilo sismico, integrata dal riconoscimento delle litofacies sopra Fig. 10 - In alto è visibile la sedimentazione di retrobarriera, costituita da silt argilloso nerastro, con resti vegetali carboniosi e tritume di conchiglie. Nella parte bassa della foto compaiono silt grigi del sedimento trasgressivo. Nota: la polarità nella colonna stratigrafica è rivolta verso il basso. (Sondaggio SG3 da 15 a 14,75 m circa). On the top the retrobarrier sedimentation, constituted by black clayey silt, which becomes rich of carbonic plant remains and crumbs of shells, is visibile. In the lower part of the photo gray silts assigned to the transgressive sediment are visible. Note that the stratigraphic column is reversed (Core SG3, from about 15 to 14,75 m). 443Le variazioni ambientali ... descritte, ha permesso una rico- struzione dell’andamento del substrato pre-olocenico e del corpo olocenico (Fig. 8). La geo- metria del top del Pliocene (osservabile lungo questo profilo sismico) è interpretabile come una sezione del paleoalveo del T. Segno che, durante l’abbas- samento eustatico würmiano, ha eroso tutti i sedimenti tirre- niani preesistenti, fino ad incide- re direttamente il substrato plio- cenico. L’alveo aveva in questo punto (tra SG3 e SG4) una profondità di circa 15 m ed una larghezza reale di 100-150 metri. In figura la larghezza è “apparente”, in quanto la dire- zione del paleoalveo non è per- pendicolare alla direzione del profilo sismico, ma la interseca con un angolo di 10-20°; l’alveo aveva una probabile direzione verso ESE. L’andamento del top del Pliocene è stato controllato nel carotaggio BH3; inoltre, come esposto nel Cap. 1, il Pliocene affiorante nell’entroterra fino ad una quota massima di 100 m ha fornito un altro punto di verifica. Alla fase prettamente ero- siva del Segno è poi seguita la fase o, meglio, le fasi deposizio- nali che hanno originato il corpo ruditico, continentale, attribuito al Würm. La risalita olocenica del mare ha tagliato, in maniera non quantificabile, i depositi würmiani (orizzonte 2), deposi- tandovi sopra uno spessore di circa 14 m di sedimenti marini. La Fig. 8 dà quindi un’idea concreta, anche se limitata nello spazio, dei processi e dei cam- biamenti avvenuti nell’area. Nei capitoli successivi verrà meglio definito il corpo olocenico. 4. LE DATAZIONI C14 Il rilievo sismico (Fig. 4) ha permesso di riconoscere (Cap. 3) numerose superfici di rifles- sione (riflettori sismici) più o meno marcate e continue. Le superfici più significative, indi- cate con 2, 3, 4 e 5, sono state riportate con semplici propor- zioni sulle carote SG1 – SG6 (Fig. 5); esse coincidono con superfici di passaggio (limiti) tra sedimenti diversi per una o più Fig. 11 - La stratigrafia riportata in Fig. 5 e l’interpretazione del profilo sismico hanno permes- so di riconoscere, all’interno del deposito olocenico, i 5 corpi principali riportati in figura. AP: Argille plioceniche; RW: Rudite Würmiana. 2, 3, 4 e 5: superfici riflettenti principali riconosciute in Fig. 8. The stratigraphy reported in Fig. 5 and the interpretation of the seismic profile allowed to reco- gnize, inside the holocenic deposit, the 5 bodies reported in the figure. AP: Pliocene clays; R: Würmian rudite. 2, 3, 4 and 5: reflecting surfaces recognised in the Fig. 8. 1)Lagoon or retrobarrier silty sand and pebbly sand. 2) Silt and sandy silt of the transgressive body in onlap on the substrate (between 9000 and 6000 yrs BP). 3) Silt and clayey silt of the high stand (between 6000 and 5000 yrs BP). 4) Silt, sandy silt and clayey silt of the prograda- tional body in downlap on 3 (between 5000 and 1800 yrs BP). 5) Clayey silt and sandy silt of the high eustatic stand (final.) 6) Erosive surface. 444 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere caratteristiche, quali granulometria, colore, contenuto in sostanza organica (Posidonia oceanica) e tritume orga- nogeno. La correlazione tra detti limiti ha portato al riconoscimento di 4 corpi sedimentari marini principali (Fig. 11), all’interno dei quali le “linee” che appaiono sul profilo sismico (Fig. 8) possono essere considerate “superfici isocrone”, riconducibili quindi a “superfici di strato”. Per definire la cronostratigrafia sono state effet- tuate datazioni C14, in gran parte su resti di Posidonia; il materiale organico è stato estratto dal sedimento mediante lavaggio e asciugato in forno. L’abbondanza di resti di Posidonia ha permesso 13 datazioni radiome- triche standard, mentre in altri 12 casi (con piccole quantità di Posidonia) la datazione è stata del tipo AMS. La Tab. 2 riporta l’elenco com- plessivo di tutte le datazioni effettuate, con indicazione del- l’intervallo calibrato 2 sigma Before Present. Due datazioni sono state effet- tuate su campioni di conchiglie (SG3-97 e SG1-187); quest’ulti- mo campione non ha fornito una data congruente con la sua posizione stratigrafica. L’altra datazione è stata effettuata su legno ma, anche in questo caso, è risultata inattendibile. Due datazioni AMS, inoltre, riguardano materiale carbonioso contenuto nell’argilla. Le date desunte dai campioni SG3-97 e SG3-107 non sono state utilizzate in quanto è nota solamente l’età convenzionale. Le datazioni C14, i dati lito-strati- grafici ricavati dallo studio di tutte le carote (Fig. 5), le suddi- visioni scaturite dalla interpreta- zione del profilo sismico (Fig. 8), sono state utilizzate per definire la cronostratigrafia del deposito olocenico. Sul profilo sismico interpretato (Fig. 4B) sono state ubicate tutte le date calibrate attendibili e congruenti, tenendo conto anche del sondaggio SG6. I valori di età sono stati correlati tra loro parallelamente alle superfici riflettenti; le incon- gruenze di età sono risultate inferiori al 5-10% ed hanno per- messo di ricavare le superfici isocrone a 8000, 7000, 6000, 5000 e 1800 anni B.P. (Fig. 12). La superficie a 6000 anni coinci- de con la superficie 3 individua- ta in Fig. 4B; le superfici a 5000 e 1800 anni coincidono con le superfici sismiche 4 e 5 che rac- chiudono il corpo progradante già descritto al paragr. 3.1. Tra la superficie basale 2 e la superficie 3 si svi- luppa il corpo trasgressivo. Nel dettaglio, le considerazioni cronologiche effet- tuate sulla Fig. 12 sono di seguito riportate. Il corpo trasgressivo, caratterizzato da “linee iso- crone” in onlap sulla superficie basale erosiva (linea 2), risulta cronologicamente definito da 2 date massime: 8275 ± 95 anni (in BH3-21.70) e 8120 ±160 anni (in SG3-96) e da 2 minime: 7340 ± 80 anni (in SG5-331) e 6820 ± 160 anni (in SG6-428). La superficie 3 chiude in alto la sequenza trasgressiva; detta superficie costitui- sce la base del corpo che termina, con la superficie 4, a 5000 anni (vedi avanti). La posizione e la datazione della superficie 3 risulta coerente con la diminuzione del tasso di sedimentazione che si verifica a mare a partire da 7000 anni B.P. Tab. 2 - È riportato l’elenco dei campioni prelevati (col. 2) nei vari sondaggi (col. 1), il materiale utilizzato per la datazione (col. 3), la tecnica utilizzata (col. 4), l’intervallo di età (2-sigma cali- brated) (col. 5) e un valore medio calcolato, utilizzato nelle figure (col. 6). Con l’asterisco le età risultate non congruenti. The table reports the listing of the samples (col. 2) took from the core drillings (col.1), the mate- rial used for dating (col. 3), the technique used (col. 4), the age interval (2-sigma calibrated) (col. 5) and a mean value calculated, used in the figures (col. 6). The asterisk indicates the inconsistent data. Sondaggio Campione Materiale Tecnica Età calibrate BP Valore medio BH3 21.70 Mat. carbonioso AMS 8370-8180 BP 8225 BH3 15.45 Posidonia Standard 6270-5920 BP 6095 M1 US0 Posidonia AMS 2350-2160 BP 2265 M1 US9 Posidonia AMS 2360-2180 BP 2270 M1 US10 Posidonia AMS 2350-2160 BP 2205 Sg1 187 Conchiglie AMS *920-750 BP - Sg1 193 Legno AMS *490-290 BP - Sg2 241 Posidonia AMS *2790-2730 BP - Sg2 247 Posidonia AMS 1410-1300 BP 1355 Sg3 97 Conchiglie Standard *6745±50 (convenz.) - Sg3 107 Posidonia Standard *1569±50 (convenz.) - Sg3 96 Posidonia Standard 8280-7960 BP 8120 Sg3 104 Posidonia AMS *4080-3840 BP - Sg3 117 Posidonia Standard 2100-1860 BP 1980 Sg3 128 Posidonia AMS 540-480 BP 510 Sg4 277 Posidonia Standard 8000-7710 BP 7855 Sg4 291 Posidonia Standard 5450-4970 BP 5210 Sg4 305 Posidonia Standard 2150-1880 BP 2015 Sg5 331 Mat. carbonioso AMS 7420-7260 BP 7340 Sg5 339 Posidonia AMS 4820-4450 BP 4635 Sg5 349 Posidonia Standard 2130-1880 BP 2005 Sg5 351 Posidonia Standard 1290-1160 BP 1225 Sg6 428 Posidonia Standard 6980-6660 BP 6820 Sg6 440 Posidonia Standard 3900-3560 BP 3730 Sg6 449 Posidonia Standard 1710-1520 BP 1615 445Le variazioni ambientali ... Il corpo pelitico (con spessore compreso tra 2,30 e 1,20 m), racchiuso tra le superfici 3 e 4 è considerato la risposta distale allo stazionamento avvenuto all’inter- no della (attuale) piana del T. Segno tra 6000 e 5000 anni fa; esso è cronologicamente definito da 2 datazio- ni: 5210 ± 240 anni (SG4-291) e 4635 ± 185 anni (SG5- 339) che hanno permesso di inquadrarlo tra 6000 e 5000 anni dal presente, tenendo anche conto della data di 6820 anni in SG6. Non congruente risulta invece la data di 3960 anni in SG3. Nel sovrastante corpo progradante le linee sono in downlap sulla superficie 4; i depositi risultano pertan- to via via più recenti verso mare. La sequenza progra- dante è inquadrabile cronologicamente sulla base di 5 date che ricadono al suo interno; la più antica (3730 ± 170 anni in SG6-440) è anche a più bassa stratigrafica- mente; la più recente (1355 ± 55 in SG3-247) è la più alta stratigraficamente. Le date 2015 ± 135 (SG4 - 305) e 2005 ± 125 (SG5 – 349), considerati i rapporti geome- trici esistenti con la posizione della data 1980 ± 120 (SG3 - 117), definiscono il top del corpo a circa 1800 anni B.P. Pertanto la sequenza progradante ricade nel- l’intervallo 5000-1800 dal presente. La sedimentazione marina degli ultimi 1800 anni ha generato un corpo (sovrastante la linea 5) avente “linee riflettenti” divergenti verso il largo (Fig. 12); esso presenta i minimi spessori verso terra (1,5 – 2 m) e i massimi verso mare (7 m in corrispondenza di SG1). La sua età è confermata da 3 datazioni: 1615 ± 95 anni (SG6-449); 1225 ± 65 anni (SG5-351) in posizione medio-bassa e 510 ± 30 anni (SG 3-128) in posizione medio-alta. In conclusione, le datazioni C14 si sono mostrate nella maggior parte dei casi coerenti tra loro e determi- nanti per la definizione cronologica, sedimentologica e geometrica del corpo sedimentario olocenico. 5. LA RISALITA EUSTATICA L’interpretazione cronostratigrafica del profilo sismico ha permesso di individuare 5 “superfici isocro- ne datate” (Fig. 12); esse risultano corrispondenti ad altrettanti “superfici riflettenti” individuate dalla sismica, ovvero a “superfici di strato”. Questi strati si chiudono verso terra in corrispondenza di “linee di riva” aventi la stessa età. Poiché nella figura citata nessuna delle 5 superfici datate si chiude sulla superficie basale tra- sgressiva, le quote delle linee di riva rimangono indeter- minate. Fig. 12 - Interpretazione cronostratigrafica del profilo sismico basata sulle età calibrate C14. Sono state tracciate 5 “superfici isocro- ne” parallele alle “superfici riflettenti” del profilo. Esse corrispondono a superfici di deposizione che documentano le tappe della cre- scita del corpo sedimentario in seguito alla risalita eustatica olocenica. Le superfici 2, 3, 4, 5 sono le stesse di Fig. 8. Chronostratigraphic interpretation of the seismic profile, based on the C14 calibrated data. Were obtained 5 “isochronal surfaces” parallel to the “reflecting surfaces” of the seismic profile. They correspond to depositional surfaces that evidence the growing stages of the sedimentary body after the holocenic eustatic sea level rise. The surfaces 2, 3, 4, 5 are the same shown in Fig. 8. 446 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere 5.1. La determinazione delle antiche linee di riva Al fine di definire gli aspetti stratigrafici e morfolo- gici della trasgressione olocenica anche verso terra, ovvero nell’area non coperta dai profili sismici, è stata costruita la sezione a-b (vedi la traccia in Fig. 1). Il profi- lo del fondovalle attuale del T. Segno (a partire dalla quota 22 m) è stato unito all’antistante fondale marino ricavato dalla sismica (Fig. 4), ottenendo in tal modo il profilo topografico riportato in Fig. 13. La superficie di appoggio del deposito marino olocenico sul substrato würmiano (tratto CD), è stata unita al tratto DE, traccia- to a partire da E dove è nota la profondità del substrato roccioso (quota di 17 m circa). Il profilo CDE costituisce “l’andamento regolarizzato della superficie topografica würmiana” (ASW), oggi ricoperta dai sedimenti marini trasgressivi verso mare e dalle alluvioni e dai conoidi verso terra (Fig. 13). I due profili così ricavati definiscono “lo spazio sedimentario” entro il quale si chiudono le superfici iso- crone di 8000, 7000, 6000 e 5000 anni individuate in Fig. 12. Di queste, le prime tre fanno sicuramente parte del corpo trasgressivo, e quindi sono in onlap sulla superficie basale ASW, mentre la superficie a 5000 anni è la base del corpo progradante compreso tra le super- fici 4 e 5 (Fig. 12). L’intervallo cronologico tra 6000 e 5000 anni segna pertanto l’arresto della trasgressione verso terra e l’inizio della formazione di un cordone di spiaggia che si stabilizza in una data posizione e che si accresce seguendo l’innalzamento eustatico, dando origine al corpo pelitico marino (silt e silt argillosi nera- stri) racchiuso tra le superfici 3 e 4 (Fig. 11 e Fig. 12). A monte del cordone di spiaggia (ovvero all’interno della piana) si sviluppa il processo di aggradazione dei depo- siti alluvionali. Pertanto, la superficie di 6000 anni fa deve inter- secare la base ASW nel punto di massima ingressione, mentre il corpo progradante inizia a formarsi solamente a partire da 5000 anni B.P. Nel momento in cui inizia la progradazione, il profilo longitudinale dell’alveo (o del fondovalle) del T. Segno prosegue a mare con la super- ficie 4 di deposizione marina di Fig. 12. La superficie 4 è quindi la superficie di inizio progradazione, indicata con SIP in Fig. 13. La superficie SIP determina, assieme alla superfi- cie ASW, uno “spazio sedimentario molto ristretto” all’interno del quale si devono chiudere le superfici a 8000, 7000 e 6000 anni. Ciò ha facilitato il compito di determinare la posizione delle 3 corrispondenti linee di riva. Il procedimento è illustrato in Fig. 14. I punti fermi della figura sono costituiti: a) da tutti gli elementi contenuti nel riquadro a sinistra; esso corrisponde alla Fig. 12. b) Dalla superficie 2, corrispondente alla ASW riportata in Fig. 13. c) Dalla superficie 4, corrispondente alla SIP della Fig. 13. Il procedimento è consistito nel tracciare l’anda- mento della superficie 3 (6000 anni B.P.) parallelo alla superficie limite SIP, fino al suo incontro con la superfi- cie basale ASW. La superficie si chiude in onlap alla profondità di –3 metri, determinando la posizione della linea di riva nel punto di massima ingressione del mare all’interno della piana costiera del T. Segno. Analogamente si è proceduto con le restanti superfici a 7000 e a 8000 anni B.P., tracciate tra loro parallelamente e vincolate dalla loro posizione in SG6 (Fig. 12). Esse determinano sulla superficie ASW due linee di riva (rispettivamente) a -6,5 e a -12 m s.l.m. Fig. 13 -Dalla carta topografica regionale scala 1:10000 è stato tracciato il profilo topografico a-b che raccorda il fondovalle del T. Segno con il profilo batimetrico a mare (fondale attuale). La profondità del substrato in (a) ha permesso di tracciare il profilo DE, che si raccorda con il substrato CD (sottostante al deposito marino olocenico) ricavato dai sondaggi. La superficie SIP (superficie di inizio progradazione) raccorda la superficie datata 5000 anni B.P., ricavata in Fig. 12, con il fondovalle venutosi a creare successivamente alla linea di riva di massima ingressione. Il forte arrivo di materiale detritico provoca, a partire da 5000 anni fa, prima l’aggradazione, poi la progradazione della spiaggia. La linea di separazione tra depositi marini e depositi continentali è qui indicativa; essa verrà preci- sata nella Fig. 14. From the 1:10000 topographic map was traced the topographic profile a-b, that connects the valley floor of the Segno river with the bathymetric profile seaward (current bottom profile). The depth of the substratum in (a) allowed to design the DE profile, which is con- nected to the substratum CD (under the marine holocenic deposit) obtained by the seismic profiles. The surface SIP joins the surface dated 5000 yrs BP, obtained by the Fig. 12, with the valley floor that formed after the shoreline of maximum ingression. The strong arri- val of detrital material caused, starting from 5000 yrs BP, first the aggradation, then the progradation of the beach. The separation line between marine deposits and continental ones is here only indicative; it will be specified in the Fig. 14. 1)Current bottom profile; 2)Marine holocenic deposit; 3)Regularized trend of the würmian topographic surface (ASW); 4) Bed of the Segno river; 5)Holocene alluvial deposits and conoids; 6)Valley floor profile; SIP: Surface of the starting progradation. 447Le variazioni ambientali ... attuale. La stabilizzazione della linea di riva iniziata 6000 anni fa (punto PMI in Fig. 14) permette di tracciare un altro elemento fondamentale di tale figura, la curva di spostamento della linea di riva (CSLR), dalla posizione di -3 m di 6000 anni fa, alla posizione della linea di riva attuale. Dalla intersezione della curva CSLR con la “superficie di inizio progradazione” SIP si ricava con buona approssimazione anche la linea di riva di 5000 anni fa; la sua profondità risulta pari a -1,5 metri. Le profondità delle linee di riva, ricavate con il procedimento sopra descritto, sono state utilizzate per la costruzione della curva di risalita relativa del livello marino. Si è calcolato sperimentalmente che i valori di profondità così trovati sono affetti da un errore di circa ±1,5 metri. 5.2. La curva dell’innalzamento del livello marino relativo Unendo i quattro valori di profondità trovati per le linee di riva da 8000 a 5000 anni secondo il “modello Shepard” (SHEPARD, 1963), si è ottenuta la curva di Fig. 15, che visualizza “l’andamento” della risalita eustatica olocenica. La curva si raccorda con la quota 0 del livel- lo mare attuale nel modo più semplice possibile; l’anda- mento risultante è paragonabile con altre curve simili, anche se ottenute con metodi diversi e in situazioni geologiche molto varie (Louwe Kooijmans, 1971; JELGERSMA, 1979; BARD et alii, 1996; PRETI, 1999; LAMBECK et alii, 2004) e, più in generale, tipiche delle medie latitudini, dove la risalita del mare è avvenuta con velocità in progressiva diminuzione, senza superare l’attuale livello (Fig. 3.6 in BIRD, 2000), in assenza di evi- denti effetti glacioisostatici. Lo studio effettuato non permette tuttavia di rico- Fig. 14. Nella Fig. 13 sono precisati sia “l’andamento regolarizzato della superficie würmiana (ASW)” sia “la superficie di deposizione datata 5000 anni fa”, che segna l’inizio della progradazione della spiaggia (SIP=superficie inizio progradazione). Questi due elementi geometrici hanno permesso di definire la posizione della linea di riva di 8000 anni fa (-11 m), di 7000 anni fa (-6,5 m) e di 6000 anni fa (-3 m). I tre punti sono stati ricavati intersecando con la ASW le superfici isocrone determinate in Fig. 12; le tre superfici sono state fatte proseguire verso terra con andamento parallelo alla SIP, ma in onlap sulla ASW. L’intersezione della superficie datata 6000 anni BP sulla ASW determina un “punto di massima ingressione” (PMI); in corrispondenza di tale punto la spiaggia si stabilizza e inizia a crescere, determinando il progressivo accumulo di sedimenti lungo il fondovalle del T. Segno. La posizione della PMI ha permesso di tracciare la “curva di spostamento della linea di riva” (CSLR) da -3 m alla posizione attuale. L’intersezione della superficie SIP con tale curva determina la posizione della linea di riva di 5000 anni fa (-1,5 m). T=sequenza trasgressiva; MI=sequenza derivante dal relativo stazionamento della linea di riva; P=sequenza progradante; ASE=sequenza relativa all’alto stazionamento eustatico interglaciale. In Fig. 13 are highlighted both the “regularized trend of the würmian topographic surface (ASW)” and the “deposition surface dated 5000 yrs BP”, that marks the beginning of the progradation of the beach (SIP=surface of the beginning of the progradation). These two geometric elements allowed to define the position of the shoreline dated 8000 yrs BP (-11 m), 7000 yrs BP (-6,5 m) and 6000 yrs BP (- 3 m). The three points were obtained intersecting with the ASW the isochronal surfaces showed in Fig. 12; the three surfaces were prolonged landward parallele to SIP, but in onlap on the ASW. The intersection of the surface dated 6000 yrs BP with the ASW is a “point of maximum ingression” (PMI); in correspondence of that point the beach became stable and began to grow, causing the progressive accumulation of sediments along the valley floor of the Segno river. The position of the line called PMI allowed to obtain the “shoreline shifting curve” (CSLR) from -3 m to its current position. The intersection of the SIP with this curve gives the position of the 5000 yrs BP shoreline (-1,5 m). T=transgressive sequence; MI=sequence derived from the relative shoreline stand; P=prograding sequence; ASE=sequence relative to the high interglacial eustatic stand. 1) Prograding emerged beach; 2) Bed of the Segno river. 448 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere noscere possibili e probabili fluttuazioni del livello mari- no lungo la curva, come sarebbe logico attendersi dal- l’analisi delle curve isotopiche O18 ricavate da carote di ghiaccio (esempi in JOHNSEN et alii, 2001; DELMONTE et alii; 2002). La curva eustatica “modello Fairbridge” (FAIRBRIDGE, 1961) è forse più probabile; essa è stata riproposta dallo stesso Autore (FAIRBRIDGE, 1976) e trova parziali conferme dalle ricerche di altri (HILLAIRE-MARCEL, 1978; L’HOMER et alii, 1981; SIDDALL et alii, 2003; molti altri esempi in PIRAZZOLI, 1991, Tavv. 32, 33, 34, 35, 36, ecc.). Nella curva di Fig. 15 la risalita del livello marino tra 8500 e 6000 anni B.P. è avvenuta con una velocità media di 4,6 mm/a, mentre tra 6000 e 5000 inizia a decrescere (1,5 mm/a) e tra 5000 ed oggi si è manifestata con velocità media di 0,3 mm/a; quest’ultimo valore è uguale a quello calcolato da MORHANGE et alii (2001) per la costa provenza- le della Francia. Le velocità indi- cate non tengono conto della variabilità legata all’errore di valutazione di quota calcolato per le 4 paleolinee di riva. Lo studio della trasgres- sione olocenica lungo il tratto costiero dell’Emilia-Romagna (tra il Po e Rimini) ha evidenziato che tra 6500 e 7000 anni B.P., la velocità di risalita relativa del livello marino è passata da valo- ri di 8-10 mm/a a valori inferiori ad 1-1,5 mm/a nel tratto finale (PRETI, 1999 e 2000). Tali valori di innalzamento comprendono anche il valore dell’abbassamento del suolo dovuto alla subsidenza. Interessante è il confronto tra l’area di Vado e l’area subsiden- te di pianura ad Ovest di Ravenna. In località Conselice (a 36 km dall’attuale costa) è stato carotato un livello fossilifero di ambiente lagunare tra 9,5 e 7,5 m sotto il l.m. attuale (PRETI, 1999). Un campione a -9 m ha fornito un’età C14 calibrata di 6170 B.P. Tenendo conto della subsidenza naturale a lungo ter- mine ricavata da pozzi AGIP (SELLI & CIABATTI, 1976; PIERI & GROPPI, 1981) e della subsiden- za olocenica dedotta dalla profondità della linea di riva di massima ingressione tra Cattolica e Alfonsine (a NO di Ravenna), si può stimare per l’a- rea un valore di subsidenza tra 0.5 e 0,8 mm/a (AMOROSI et alii, 1999; PRETI, 1999) che, in 6170 anni, corrisponde ad abbassa- menti di 3 e di 5 m rispettiva- mente. Pertanto il citato livello a -9 m dovrebbe corrispondere ad una profondità origi- naria (corretta per la subsidenza) di 6 o di 4 metri. Tenendo conto, inoltre, anche della profondità di sedi- mentazione (nell’ambiente lagunare) del campione rac- colto, il livello marino di 6170 anni fa potrebbe ricadere tra 5 e 3 metri. Tale valore è vicino alla profondità di -3 m assegnata alla linea di riva di 6000 anni fa per l’area di Vado. In base alla curva eustatica proposta, l’alto stazio- namento marino è praticamente cominciato 5-7000 anni fa; in tale periodo le temperature medie annuali avevano probabilmente raggiunto o superato valori simili a quelli attuali (DUPLESSY et alii, 1993; CUFFEY et alii, 1995; OROMBELLI & RAVAZZI, 1997; PEÑALBA et alii, Fig. 15. Curva di variazione locale del livello marino dedotta dalla Fig. 14. L’intersezione delle “linee isocrone”, (superfici riflettenti del profilo sismico) datate con il metodo C14 8000, 7000 e 6000 anni fa, con la superficie trasgressiva ASW (Fig. 13), corrisponde alle “linee di riva” poste a -11, -6,5 e -3 m. L’intersezione della “linea isocrona” datata 5000 anni con la “curva di spo- stamento” (CSLR) della linea di riva dalla posizione -3 m (6000 anni fa) alla posizione attuale, ha fornito il valore di -1,5 m. A questi quattro valori delle linee di riva è stato attribuito un errore (calcolato sperimentalmente) di ±1,5 m circa; esso deriva dall’imprecisione della data e dall’in- certezza del reale punto di intersezione delle quattro linee isocrone citate. L’errore dovrebbe comprendere anche l’eventuale spostamento verticale dell’area per motivi tettonici. La ricerca non ha tuttavia evidenziato movimenti apprezzabili né di sollevamento né di subsidenza. Holocenic eustatic curve deduced from Fig. 14. The intersection among the “isochronous lines”, (reflecting surfaces of the seismic profile) dated by C14 method 8000, 7000 and 6000 yrs BP, and the transgressive surface ASW (see Fig. 13), corresponds to the “shorelines” at - 11, -6,5 and -3 m depth. The intersection between the “isochronous line” dated 5000 yrs BP and with the “shifting curve” (CSLR) of the shoreline from the position of -3 m (6000 yrs BP) to the actual position, allowed to obtain the value of 1,5 m depth. To these four values of depth of ancient shorelines was attributed an error (calculated empirically) of about ±1,5 m; it is derived from the inaccuracy of the datings and from the uncertainty of the real point of intersection of the four cited isochronous lines. The error should include also the eventual tectonic uplift of the area. Nevertheless, the research evidenced neither tectonic uplifts nor subsidence in the study area. 449Le variazioni ambientali ... 1997; WILLIAMS et alii, 1998; JOHNSEN et alii, 2001). Da quel momento cambiano gli effetti erosivi e sedimentari; lungo le coste alte assume importanza l’erosione e l’ar- retramento delle falesie. Lungo le coste basse, invece, si ha un maggior accumulo di sedimenti sottocosta, ini- zia l’aggradazione delle piane costiere e, successiva- mente, la progradazione delle spiagge. Ciò va tenuto presente negli studi sulla frequentazione preistorica dell’area costiera. Ovviamente gli effetti citati dipendono dalle modalità di risalita eustatica; un andamento diverso da quello proposto in Fig. 15 potrebbe, ad esempio, aver causato un’ingressione maggiore o minore del mare all’interno della piana (Fig. 1), soprattutto nel caso di un alto stazionamento, datato 5-6000 anni fa, prossimo o superiore al livello mare attuale. In questo caso la piana, non ancora colmata da sedimenti, avrebbe potu- to costituire un porto naturale per piccole imbarcazioni. Linee di riva a quote superiori al livello del mare attuale, datate 5-6000 anni, compaiono in molte curve eustatiche (vedasi rassegna in PIRAZZOLI, 1991, oltre a quella già citata di FAIRBRIDGE, 1976), ma quasi sempre ciò può essere spiegato come conseguenza di processi tettonici o isostatici; ne consegue che è quasi impossi- bile risalire alla “vera curva eustatica”. Tuttavia le curve ricavate dalle aree in sollevamento mostrano un tipico andamento (esempi in GODWIN, 1940; Porter & Stuiver, 1984; BELPERIO et alii, 1989; FLETCHER III, 1992, ecc.) che testimonia un netto cambio della velocità di risalita del mare a 5500 – 6000 anni dal presente. Questa partico- larità è presente anche nella curva ricavata dalle carote di Vado (Fig. 15), dove il cambiamento avviene tra 5000 e 6000 anni fa. Nel Mediterraneo (area dell’Egeo e del M. Caspio) un brusco cambio di velocità avviene a circa 6000 anni, a quote diverse a seconda delle locali condizioni tetto- niche (vedasi esempi in PIRAZZOLI, 1991, Tavv. 21, 22, 24 e 25). Per quanto riguarda l’area di Vado, considerazioni morfologiche basate sui terrazzi marini e sull’analisi del fondale esplorato dalle carote, sembrano escludere movimenti tettonici o isostatici di rilievo (v. Cap. 2). Ciò è in accordo con quanto calcolato da CAROBENE (2004) che (per il settore ligure Imperia-Genova), ipotizza che nell’Olocene via sia stata stabilità o un sollevamento minore di 0,05 mm/a. Per comprendere meglio eventuali effetti di movi- menti verticali che possano aver condizionato la curva eustatica di Vado (Fig. 15), è utile il confronto con la curva ricavata da BELLOTTI et alii (1995) nell’area del Delta del Tevere. Gli AA. affermano che la subsidenza “è stata trascurabile” durante gli ultimi 18000 anni. Dalla loro curva si ricava che la linea di riva di 6000 anni fa è a circa -6m rispetto al l.m. attuale, mentre quella di 8000 anni fa è a circa 13,5 m; la curva di Vado fornisce invece valori, rispettivamente, di -3,5 e di -12 m. Per quanto le differenze rientrino nei limiti di errore proposti, tuttavia ciò permette di escludere che l’area indagata di Vado sia stata soggetta a subsidenza durante l’Olocene. Pertanto, “l’andamento” rappresentato in Fig. 15 non sembra suscettibile di apprezzabili correzioni; rima- ne aperta tuttavia la possibilità (sopra esposta) dell’esi- stenza di oscillazioni a breve periodo del livello marino (sull’ordine di 500 – 1000 anni) che non è stato possibi- le riconoscere dallo studio delle carote, ma che sono invece state evidenziate in studi di dettaglio basati su indicatori di varia natura (VEGGIANI, 1987; BERNIER et alii, 1995; KAYAN, 1991; SIDDALL et alii, 2003; CAROBENE et alii, 2006; MILELLA et alii, 2007), e che potrebbero corri- spondere a oscillazioni climatiche. Per gli ultimi 2500 anni ORTOLANI & PAGLIUCA (1997) riconoscono cicliche variazioni del clima di durata secolare avvenute nell’a- rea mediterranea; variazioni con periodo di circa 1000 anni avrebbero prodotto, inoltre, spostamenti in latitudi- ne delle fasce climatiche. Variazioni climatiche di una certa entità, in particolare quelle evidenziate dalle curve isotopiche dell’ossigeno (OROMBELLI & RAVAZZI, 1997), dovrebbero sempre corrispondere a oscillazioni del livello marino, in particolare le classiche 5 Cronozone a carattere climatico (Preboreale, Boreale, ecc.) e il “Thermal optimum”, evidenziato tra 6000 e 8000 anni fa. Alcune oscillazioni potrebbero aver superato l’attua- le posizione del livello marino (MIYATA et alii, 1990; CALHOUN & FLETCHER III, 1996; CHEN & LIU, 1996), ma la loro origine può essere attribuita a effetti idroisostatici previsti dai modelli di deformazione della Terra causata dall’ultima glaciazione. KAYANNE et alii (1993), studiando le isole Marianne, ricavano una curva eustatica in cui il livello del mare ha raggiunto l’attuale quota già 4200 anni fa (valore corretto dalla tettonica). Anche BARRA et alii (1997), relativamente alla piana del F. Volturno, segnalano che il livello marino di 5000 anni fa era pros- simo all’attuale. Gli AA. mettono in evidenza che il cal- colo dell’effettiva quota dell’antico livello del mare deve tener conto, oltre che della subsidenza dell’area, anche della profondità da attribuire al sedimento datato. I livel- li torbosi lagunari, in particolare, indicano il livello del mare con un errore in difetto fino a 2-3 metri. Per la Laguna di Caorle (Adriatico settentrionale), GALASSI & MAROCCO (2000) ricavano una “ipotetica curva di risalita relativa del livello del mare” utilizzando i tassi di sedimentazione lagunare; il risultato è confrontabile con la curva di Vado. Maggiori problemi presentano le curve ricavate da siti archeologici (ANTONIOLI & LEONI, 1998); grande analo- gia con la curva di Vado presenta, tuttavia, la curva ricavata da GALILI et alii, sulla base di dati archeologici, lungo la costa di Carmel in Israele. Il livello a 8000 e quello a 6000 anni B.P. sono a -11,7 e a -3,6 m rispetti- vamente, contro i -12 e i -3 m di Vado. Lo studio dettagliato effettuato da MORHANGE et alii (2001) nell’antico porto di Marsiglia, ha evidenziato una risalita del livello marino di circa 1,5 m negli ultimi 5000 anni (tasso di risalita = 0,3 mm/a). Secondo PIRAZZOLI (2005) questo dato può essere spiegato sia con il modello glacio-isostatico di LAMBECK & BARD (2000), sia con quello idro-isostatico di PELTIER et alii (in preparazione); secondo l’Autore, infatti, negli ultimi 6000 anni vi sarebbe stata una sostanziale stabilità nella risalita eustatica globale. La situazione di Vado potrebbe essere analoga a quella di Marsiglia. In conclusione, il nuovo metodo utilizzato per ricavare l’innalzamento del livello marino olocenico dallo studio delle carote di Vado si è dimostrato valido, avendo fornito un risultato attendibile e confrontabile con altre curve ottenute con sistemi diversi e in aree con caratteristiche geografiche e tettoniche differenti. 450 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere 6. EVOLUZIONE DEGLI AMBIENTI SEDIMENTARI NEGLI ULTIMI 8000 ANNI L’analisi dei sondaggi, l’interpretazione del rilievo sismico e le datazioni C14 hanno permesso di ricavare un soddisfacente modello dell’evoluzione geomorfolo- gica dell’area costiera indagata, in gran parte determi- nata dalla risalita eustatica olocenica. Tale azione è stata accompagnata dalla parallela variazione dei pro- cessi esogeni in ambiente subaereo. L’innalzamento del livello marino ha originato ero- sione (non ben definita come entità) dei preesistenti depositi continentali würmiani e la sovrapposizione su di essi di un corpo sedimentario marino di 10 – 15 metri di spessore. Questo è suddivisibile in due parti princi- pali nettamente distinte: una inferiore, legata alla fase principale della trasgressione, quella superiore determi- nata invece da una prevalente condizione di alto stazio- namento. La divisione rispecchia i classici sistemi deposi- zionali della stratigrafia sequenziale: la sequenza tra- sgressiva (transgressive system tract) e la sequenza dell’alto stazionamento eustatico (highstand system tract); vedasi, ad esempio, BELLOTTI et alii (1995) e CORREGGIARI et alii (1997). La tessitura dei sedimenti osservata nelle carote e la struttura dei corpi dedotta dal profilo sismico hanno permesso, inoltre, di riconoscere due fasi di accresci- mento distinte sia nella parte inferiore che in quella superiore, alle quali corrispondono quattro corpi sedi- mentari diversi per geometria, sedimentologia e signifi- cato (Fig. 5). A) Corpo trasgressivo che, nel tratto considerato dai sondaggi, termina 6000 anni fa (T in Fig. 14); esso corrisponde al periodo in cui la linea di riva si sposta verso terra fino a raggiungere il punto di massima ingressione nella piana del T. Segno, alla profondità di 3 metri. Lo spostamento è più rapido all’inizio di questo periodo, quando la velocità di risalita eustatica è proba- bilmente superiore a 10 mm/anno tra 10.000 e 8.000 anni fa; la velocità diminuisce progressivamente e diventa di 4,5 mm/a tra 8000 e 6000 anni fa. In corri- spondenza, il tasso di sedimentazione è basso inizial- mente, ma aumenta poi nel tempo con lo stabilizzarsi della linea di riva (2,5 mm/a in SG5). Questo evento determina con molta probabilità la formazione di barre di foce e di un vero e proprio cordone litorale che chiu- de la piana a monte; questa intercetterà inizialmente gran parte del trasporto solido del T. Segno. Il corpo trasgressivo è ben riconoscibile dai set in onlap verso terra e da livelli ricchi di fossili; inoltre, il colore del sedi- mento è prevalentemente grigio-chiaro. Depositi sabbiosi e siltoso-ghiaiosi, laminati o gradati, di colore bruno-giallastro (10YR – 5/4 e 2.5Y – 6/4) e silt argillosi nerastri ricchi di sostanza organica, ricoperti direttamente dal corpo trasgressivo siltoso sopra descritto, sembrano documentare la presenza di un retrospiaggia nel quale decantavano le torbide por- tate dal T. Segno o si formavano ambienti di tipo lagu- nare (Fig. 5). Più in generale, essi sono da considerare lembi relitti di un sistema barriera-retrobarriera, distrut- to dalla risalita eustatica. B) La relativa stabilità della linea di riva, pur conti- nuando il livello marino a crescere, anche se lentamen- te, provoca il progressivo riempimento sedimentario dell’area depressa a monte del cordone litorale sopra citato. Durante il lungo periodo del basso eustatico gla- ciale il torrente Segno aveva infatti approfondito il suo alveo e provocato la parziale erosione della piana allu- vionale tirreniana (stage 5 della curva isotopica dell’Os- sigeno). Una testimonianza della fase erosiva si ritrova nell’area interessata dai sondaggi (Fig. 8), dove manca- no completamente i depositi tirreniani marini, che avrebbero dovuto trovarsi interposti (almeno parzial- mente) tra il substrato pliocenico e le sovrastanti ruditi würmiane. Un forte periodo erosivo, quindi, ha prece- duto la deposizione continentale würmiana. A partire da 6000 anni fa, pertanto, i sedimenti più grossolani (sabbie e ghiaie) trasportati dal Segno si fer- mano all’interno della piana (più bassa rispetto all’attua- le di 5-6 m), mentre all’esterno, ovvero a mare, arrivano solamente peliti. Si può anche ipotizzare un cambia- mento di granulometria del materiale detritico prove- niente dai versanti; il periodo caldo, cominciato già 8000 anni fa (CUFFEY et alii, 1995; PEÑALBA et alii, 1997; ecc.), ha sicuramente dato inizio ad un veloce e genera- lizzato incremento della vegetazione sui versanti e, come conseguenza, ha ridotto progressivamente l’ero- sione ed il trasporto di detrito grossolano. Si origina in tal modo un deposito marino compreso tra le superfici 3 e 4 (MI in Fig. 14), costituito prevalentemente da silt argillosi e argille pelitiche scure a stratificazione paralle- la, in un intervallo di tempo di circa 1000 anni (da 6000 a 5000 anni fa circa) (Fig. 11); detto corpo, caratterizza- to da bassa velocità di sedimentazione, sovrasta il pre- cedente trasgressivo, con uno spessore che (nell’area dei sondaggi) varia da un massimo di 2,30 m (verso terra) ad un minimo di 1,20 m (verso mare). C) A partire da 5000 anni fa circa la linea di riva comincia a progradare, assecondando anche l’innalza- mento finale del livello marino che va verso le condizio- ni del massimo eustatico interglaciale odierno. Il sovral- luvionamento della piana interna al cordone litorale innalza continuamente il fondovalle, e il torrente Segno raggiunge la foce scaricando in mare il carico solido trasportato in sospensione. Il corpo sedimentario che si forma a mare va a sovrapporsi al precedente descritto in B, determinando un netto stacco sedimentologico (P in Fig. 14). Il passaggio è evidenziato da silt sabbiosi e da sabbie più o meno siltose, a volte contenenti ghiaiet- to (SG3), di colore grigio (spesso chiaro), con tritume organogeno e fossili (Fig. 5); sul fondale si instaurano praterie di Posidonia. Lo spessore è massimo verso riva (4,5 m), mentre diminuisce verso il largo; gli orizzonti sul profilo sismico testimoniano che la struttura del corpo sedimentario è data da set che si sovrappongono verso mare in downlap sul corpo sedimentario precedente. Le date C14 (Cap. 4) hanno permesso di inquadrare crono- logicamente la sequenza progradante tra 5000 e 1800 anni fa circa. Durante questo periodo la linea di riva si sposta verso mare di 600-700 m (Fig. 14). D) La linea di riva, la foce del T. Segno ed il livello del mare tendono a stabilizzarsi nella posizione attuale. La piana diventa nel tempo sempre più stabile anche perchè il torrente, nella fase finale di questo periodo, incide le sue alluvioni terrazzandole. Questi eventi fanno 451Le variazioni ambientali ... sì che l’intero carico in sospensione portato dal T. Segno si scarichi in mare, dando origine ad un consi- stente conoide sommerso che risulta quasi interamente costituito da silt, a volte sabbioso, a volte argilloso, scuro o nerastro; la percentuale di sabbia aumenta verso riva (Fig. 5). Il corpo D presenta spessori minori verso riva e maggiori verso mare; in corrispondenza del sondaggio SG1 lo spessore del corpo del conoide rag- giunge gli 8 metri (tasso di sedimentazione di 5,3 mm/a), mentre è di soli 2 m in SG6. La stratificazione, marcata dagli orizzonti sul profilo sismico, vede gli strati divergere verso mare. La suddivisione della sedimentazione nei 4 periodi principali, schematicamente sopra descritti, corrispon- de alle divisioni presenti nelle Figg. 11 e 14. Questa è una semplificazione che non tiene conto delle variazioni climatiche di durata secolare che si sono succedute nel tempo e documentate con altri metodi (carote di ghiac- cio, pollini, dati storici). Anche l’intervento dell’uomo (come documentato in molti lavori), soprattutto con le pratiche agricole e con il disboscamento, può aver modificato l’erosione del suolo e quindi la sedimenta- zione. Le variazioni sedimentologiche presenti nelle carote di Vado, e visibili in parte nella Fig. 5 all’interno delle 4 sequenze principali, potrebbero esserne una testimonianza. 7. LE VARIAZIONI DEL PAESAGGIO I sondaggi effettuati nella Rada di Vado Ligure permettono di ricostruire la storia evolutiva dell’area a partire da almeno 9000 anni fa. Estrapolando la curva eustatica di Fig. 15, si rica- va, infatti, che in quella data il livello marino era più basso di una ventina di metri rispetto ad oggi; questa profondità ricade ampiamente all’interno dell’area inda- gata (Fig. 12). La corrispondente linea di riva era con molta probabilità ubicata a mare rispetto a quella attua- le di circa 250 metri ma, essendo più bassa, essa è oggi sovrastata da 14-15 m di sedimenti marini depo- stisi a seguito dell’innalzamento eustatico. Lo sconvolgimento del paesaggio è stato quindi enorme; la ricerca effettuata ha permesso di stabilire: 1) La trasgressione marina ha invaso l’attuale piana alluvionale del T. Segno raggiungendo il punto più interno 6000 anni fa, a circa 700-800 m dall’attuale linea di riva (Fig. 1). 2) Tale linea di riva era più bassa di circa 8 m rispetto all’attuale fondovalle che divenne, da quel momento, continuamente soggetto ad alluvioni e quindi ad accrescimento. L’uomo neolitico dovette quindi cer- care siti stabili nelle zone più alte della piana, o sui versanti o sulle superfici terrazzate (fluviali o marine) esistenti. 3) Tra il 3000 a.C. ed il 200 d.C. circa la linea di riva subì una progradazione che la portò progressiva- mente verso l’attuale posizione. Contempo- raneamente la piana era soggetta a sovralluviona- mento, mentre depositi colluviali, detriti di piede di versante e conoidi si accumulavano ai suoi bordi. Le condizioni di abitabilità della piana continuavano pertanto ad essere difficili. La superficie “romana” di 2000 anni fa si trova oggi, con molta probabilità, 3-4 metri più in basso dell’attuale piano campagna (fon- dovalle). 4) Negli ultimi 1800 anni è diventato secondario il ruolo dell’eustatismo e dei cambiamenti climatici, mentre è diventato progressivamente importante l’interven- to dell’uomo sul territorio. Il corpo deposizionale for- matosi a mare in questo periodo, che in prossimità del sondaggio SG1 raggiunge lo spessore di 7 m (Fig. 11), è composto essenzialmente da peliti nere, ricche di sostanza organica; esso è la testimonianza di un forte dilavamento dei versanti, probabilmente disboscati dall’uomo, e di erosione dei suoli. 5) In base ai punti sopra esposti appare improbabile la presenza (e quindi il ritrovamento) di siti archeologici fissi nell’area della piana corrispondente alle alluvio- ni formatesi durante la risalita eustatica degli ultimi 8000 anni. Numerosi reperti archeologici, invece, sono stati ritrovati nell’attuale abitato di Vado; essi testimoniano l’antica Vada Sabatia, in particolare gli scavi condotti nell’area antistante la chiesa di San Giovanni Battista e sotto il Palazzo comunale (BULGARELLI, 2007). Detta area si trova a quote varia- bili tra 8 e 9 metri s.l.m. attuale; pertanto si può ipo- tizzare che venisse sfruttata la superficie terrazzata tirreniana (PAT in Fig. 1), al riparo dalle alluvioni che invece interessavano il fondovalle esteso immediata- mente a sud. I relitti di questa superficie sono più alti dell’attuale piana in quanto il livello marino, durante il picco eustatico interglaciale corrispondente al MIS 5.5, era più alto (a livello globale) di circa 5 m rispetto all’o- dierno livello. La superficie tirreniana è stata succes- sivamente ricoperta da depositi continentali würmia- ni e olocenici. 6) Già nel III sec. a.C., inoltre, era attivo il portus Vadorum Sabatium (ricordato da Plinio), “favorito dai fondali profondi dell’ampio bacino riparato dai venti” (BULGARELLI, 2007). A quel tempo, infatti, non si era ancora deposta la sequenza ASE (relativa all’alto stazionamento eustatico – Fig. 14) e i fondali erano più profondi (rispetto ad oggi) da 3 m (presso riva) a 7 m (500 metri più al largo). 7) Il ritrovamento di reperti archeologici (essenzialmen- te frammenti di laterizio o di terracotta) a mare, immersi nel sedimento per 1-2 m, permette di esclu- dere che essi siano riferibili a siti archeologici di età romana. Infatti la superficie 5 datata 1800 anni si trova, presso riva, 3-4 m più bassa del top del sedi- mento (fondale attuale), e tale valore aumenta man mano che ci si allontana da riva (Fig. 14). Tenendo conto che la presenza dei frammenti di laterizi è concentrata nelle aree di foce, è possibile affermare che essi costituiscano elementi erosi e tra- sportati in mare dai corsi d’acqua sfocianti nella Rada di Vado. CONCLUSIONI Lo studio di alcuni profili sismici, di 13 sondaggi effettuati nel Golfo di Vado Ligure (Fig. 3), delle caratte- ristiche morfologiche e geologiche dell’area emersa (Fig. 1) e marina (Fig. 2), ha permesso di arrivare ad alcune considerazioni sui seguenti punti: 452 L. Carobene, M. Firpo & A. Rovere Terrazzi e tettonica. Sono stati riconosciuti 5 ordini di terrazzi marini ritenuti quaternari: 165÷185 m; 130÷145 m; 115÷130 m; 55÷70 m e 35÷45 metri s.l.m.; ciò ha permesso di dedurre che la velocità di sollevamento dell’area duran- te il Quaternario è stata bassa (ordine di grandezza: 0,10 – 0,15 mm/a) e che è calata nel tempo. Si è tenuto conto che nella Grotta di Bergeggi (pochi chilometri a Sud – vedi Fig. 2) il livello tirreniano (MIS 5.5) è stato misurato a 5,20 metri (CAROBENE & FIRPO, ricerca in corso). Ciò documenterebbe un sollevamento tettonico massimo di 0,04 mm/a, ponendo l’originale paleolivello alla stessa quota del livello attuale. Tuttavia, in base ai dati isotopici dell’ossigeno contenuto nel guscio dei foraminiferi planctonici e bentonici, si ritiene che il mas- simo livello di stazionamento durante il MIS 5.5 sia stato di alcuni metri più alto che oggi (Shackleton, 1987). Sistemi di faglie quaternarie (sistemi a: 60-65°; 120-130°; 145-150°) hanno condizionato la morfologia emersa e sottomarina, in particolare la direzione dei cri- nali, delle aste fluviali e del Canyon di Vado (Fig. 2). La trasgressione olocenica I sondaggi, di cui 10 effettuati a mare, hanno con- sentito di riconoscere il substrato, costituito da argille marnose del Pliocene inferiore, i depositi continentali riferibili al periodo di basso eustatico (Würm) ed il corpo sedimentario marino della trasgressione olocenica (Fig. 8). Un dato interessante è costituito dall’assenza dei depositi marini della trasgressione tirreniana. 25 data- zioni C14 hanno fornito età calibrate comprese tra 8225 e 510 anni B.P. (Tab. 2); le date sono state utilizzate per effettuare la cronostratigrafia del deposito marino olo- cenico (Fig. 12). La correlazione dei risultati ricavati dall’analisi del profilo sismico (Fig. 4), dallo studio sedimentologico delle carote (Fig. 5) e dalla datazioni C14 ha consentito di riconoscere una fase trasgressiva, terminata 6000 anni fa; un periodo di relativa stabilità della linea di riva (da 6000 a 5000 anni B.P.); un successivo periodo di progradazione (da 5000 a 1800 anni B.P.) e, infine, il periodo dell’alto eustatico interglaciale che arriva ai nostri giorni (Fig. 11). Complessivamente il corpo sedi- mentario marino olocenico raggiunge uno spessore di 14 metri circa. La sequenza trasgressiva si caratterizza per pre- valenti silt e silt sabbiosi di color grigio e grigio-chiaro, a volte fossiliferi. La sequenza derivata dal successivo stazionamento è invece costituita da silt e silt argillosi nerastri, contenenti a volte tritume organogeno e Posidonia. La sequenza progradante mostra una preva- lenza di silt (grigio chiaro in basso e grigio scuro in alto, dove si presenta argilloso); presenti livelli sabbiosi e livelli gradati. La sequenza relativa all’alto stazionamen- to finale è costituita in prevalenza da silt argillosi e da argille siltose nerastre, a volte con Posidonia (Fig. 5). Le varie tappe della risalita eustatica sono state ricostruite lungo un profilo geologico (a-b in Fig. 1) che prosegue verso terra il profilo sismico documentato dall’allineamento di 9 sondaggi (Fig. 3). Su questo profi- lo è stato applicato un metodo di estrapolazione dei dati precisi presenti in Fig. 12; esso è consistito nell’e- stendere verso terra le superfici datate 8000 – 7000 – 6000 anni fino ad intersecarle con la superficie tra- sgressiva che, estrapolata verso monte, determina l’an- damento della “superficie würmiana” (ASW in Fig. 13). La superficie che è alla base del corpo progradante (datata 5000 anni) è stata invece interpolata con l’anda- mento del fondovalle di uguale età (linea SIP – Fig. 13). La superficie di 6000 anni fa interseca la ASW alla profondità di -6,5 m nel punto considerato di massima ingressione (RMI in Fig. 14). Da questo punto inizia la progradazione della spiaggia (o barriera) verso mare, fino all’attuale posizione. La curva dell’innalzamento del livello marino Il procedimento (descritto in dettaglio nel Cap. 5) ha portato a riconoscere le linee di riva di 8000 anni fa (-12 m), di 7000 anni fa (-6,5 m), di 6000 anni fa (-3 m) e di 5000 anni fa (-1,5 m) (Fig. 14). Sulla base di questi dati è stata costruita la curva (Fig. 15) che rappresenta l’andamento della risalita eustatica in un’area che, in base a dati geologici, morfologici e a confronti con altre aree costiere, non mostra indizi di abbassamento. Mancano prove anche di un eventuale sollevamento tettonico che, in ogni caso, sarebbe di lievissima entità come documentato nella grotta di Bergeggi (vedi sopra). La presenza di movimenti verticali di origine iso- statica non sono dimostrabili, anche perché l’innalza- mento del livello marino di 3 m avvenuto negli ultimi 6000 anni è da alcuni Autori ritenuto glacioeustatico, da altri idro-isostatico. Ciò complica la comprensione della reale entità della risalita eustatica, spesso complicata da interferenze tettoniche locali. La trasformazione del paesaggio e gli antichi popola- menti Le conseguenze della risalita eustatica hanno per- messo di riconoscere le grandi modificazioni del pae- saggio degli ultimi 8-9000 anni; il periodo coincide con l’inizio e lo sviluppo del Neolitico. Circa 9000 anni fa si estendeva verso mare, per almeno un chilometro, una superficie emersa e poco inclinata (1°), relitto dell’ampia pianura würmiana; tenendo conto del miglioramento climatico in atto, que- sta piana poteva essere utilizzata per le coltivazioni. Nell’arco di 3000 anni la piana viene però ricoperta dal- l’avanzata del mare, mentre il fondovalle del T. Segno diventa inospitale, in quanto comincia ad essere inte- ressato da continue inondazioni. Dopo un periodo di relativa stabilità della linea di riva, durato fino al 5000 B.P., il continuo accumulo di detriti lungo costa provo- ca la progradazione della spiaggia emersa e sottomari- na e la contemporanea aggradazione della piana allu- vionale del T. Segno. Ciò spinge gli antichi abitanti ad abitare e a costruire soprattutto sui versanti, utilizzando di preferenza le superfici terrazzate. In base a quanto detto, resti di siti di età più recente di 6000 anni si pos- sono o si potrebbero trovare lungo il fondovalle del T. Segno solamente a monte della linea di riva di massima ingressione (Fig. 1). Se esistono, essi sono ricoperti da depositi di retrospiaggia, alluvionali o di conoide, spessi fino a 7-8 metri. Testimonianze dell’antica città romana di Vada Sabatia sono invece presenti (Fig. 1) su un relitto di piana alluvionale tirreniana a 7-8 m di altitudine (PAT in Fig. 1), oltre a reperti del Bronzo Medio e Recente. Una grande quantità di ceramica usata come discarica 453Le variazioni ambientali ... (“cocciopesto”) documenta, inoltre, la tarda Età del Ferro. I l “Castellaro” ubicato sul vicino Monte Sant’Elena (347 m, tra Vado e Bergeggi) ha fornito testi- monianze di frequentazione tra il VI e il I sec. A.C. (DEL LUCCHESE et alii, 1994). Resti di edifici funerari di età imperiale erano distribuiti lungo la strada che portava al valico di San Genesio (spartiacque meridionale, tra M. S. Elena e M. Mao). Infine, sepolture datate tra il I e il III sec. D.C. sono state individuate in un’area a sud del T. Segno (Fig. 1, quota 12,5 m) (dati ricavati da BULGA- RELLI, 2007). A partire da 1800 anni fino ad oggi, la linea di costa si sposta verso mare lentamente, fino a diventare relativamente stabile; nell’antistante area marina si deposita rapidamente la sequenza sedimentaria relativa al picco eustatico interglaciale (ASE in Fig. 14). Dal punto di vista climatico quest’ultimo periodo non è stato però omogeneo, come mostrano anche le curve paleoclimatiche ricavate da carote di ghiaccio e i nume- rosi lavori esistenti. Da 1800 a 1600 anni fa terminava un periodo di ottimo climatico, al quale seguì (fino al 750 d.C.) un deciso peggioramento, con diminuzione delle temperature e aumento della piovosità. Dal 750 al 1150 d.C. si sviluppa l’Ottimo Climatico Medioevale; dopo un periodo di variabilità, un nuovo peggioramento origina la Piccola Età Glaciale, dal 1500 circa al 1850 d. C. Queste fasi hanno sicuramente determinato varia- zioni nell’erosione dei versanti e nella sedimentazione a mare. Nelle carote (Fig. 5) sono osservabili passaggi da argille siltose, a silt, a silt sabbiosi e a sabbie siltose. Non si può escludere, tuttavia, che alcuni cambiamenti nella sedimentazione marina abbiano origine antropica. La progressiva stabilizzazione della piana alluvio- nale negli ultimi 1800 anni la rese abitabile o utilizzabile per le coltivazioni, anche se non in maniera continuati- va, ma la diminuzione dello spazio e l’aumento probabi- le della popolazione e lo sviluppo dei consumi portaro- no però all’uso della deforestazione; ciò ha probabil- mente innescato il dilavamento dei versanti e l’erosione dei suoli. Questa pratica potrebbe spiegare la prevalen- za di silt argillosi neri nella parte finale delle carote stu- diate a Vado. RINGRAZIAMENTI Lavoro eseguito con i fondi del Progetto Prin 2005, Unità di Genova: “Variazioni ambientali e comu- nità umane durante la trasgressione olocenica in Liguria” (nell’ambito del programma nazionale “Crisi cli- matico-ambientali, catastrofi e comunità umane nell’ar- co dell’Olocene: un approccio geoarcheologico”). Si ringrazia, inoltre, l’autorità Portuale di Savona per aver finanziato lo studio “Geoarcheologia della foce del Torrente Segno e della piattaforma continentale inter- na” e la Soprintendenza Archeologica della Liguria per l’aiuto fornito. Un doveroso ringraziamento ai revisori Piero Bellotti e Paolo Pirazzoli. LAVORI CITATI AMOROSI A., COLALONGO M.L., PASINI G. & PRETI D. (1999) - Sedimentary response to Late Quaternary sea- level changes in the Romagna coastal plain (northern Italy) - Sedimentology, 46, pp. 99-121. ANTONIOLI F. & LEONI G. 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