STRATIGRAFIA. - La s., detta anche geologia stratigrafica o geologia storica, ricostituisce l'ordine cronologico di deposito dei materiali sulla superficie della terra, e raccorda i resti dei terreni anche posti a grandi distanze, smembrati dall'erosione o dislocati per movimenti tettonici (v. TETTONICA; GEOLOGIA).
L'unità stratigrafica dicesi appunto «strato», che si può immaginare formato da materiale depositato, senza arresto, sopra un fondo subacqueo o subaereo. Le sue superfici limiti si dicono «facce» dello strato: quella inferiore, o più antica, dicesi «letto»; la superiore «tetto». Lo spessore di uno strato può andare da frazione di milimetro a qualche decimetro; se maggiore, lo strato prende il nome di «banco». Una successione di strati costituisce una «pila» o «serie di strati» (fig. 1).
La fine della fase astrale o pregeologica della terra (caratterizzata dall'effetto preponderante delle forze operanti in seno al geode) e l'inizio della fase storica o geologica di essa si fanno coincidere generalmente con la formazione della prima crosta solida (litosfera) e con l'inizio della sua evoluzione ad opera degli agenti esogeni, con l'attuazione cioè dei primi cicli sedimentari. Poco dopo dovette essere apparsa anche la vita; i suoi primi rappresentanti però non sono stati tramandati allo stato fossile, sia per l'energico metamorfismo subito quasi dappertutto dai più antichi sedimenti, sia anche perché, probabilmente, i primi organismi non possedevano parti suscettibili di conservarsi fossilizzate (v. PALEONTOLOGIA).
I. ETÀ ASSOLUTA ED ETÀ RELATIVA DELLE FORMAZIONI GEOLOGICHE
Per l'età assoluta della terra e della sua fase astrale V. UNIVERS. Per quanto riguarda la determiSTRATIGRAFIA
STRATIGRAFIA - Fig. 1. - Serie di strati concordanti (a, b, f, g).
Fig. 2. - Discordanza stratigrafica tra le formazioni A e B; c, concordamento di trasgressione. Fig. 3. - Stratificazione incrociata.
nazione dell'età assoluta della fase geologica della terra e delle sue suddivisioni (ère, periodi, ecc.; V. tabella), alcuni metodi servono esclusivamente per la cronologia delle formazioni più recenti (Pleistocene ed Olocene), altri, invece, per tutti indistintamente i periodi geologici precedenti. Fra i primi si può citare, risalendo nel tempo, il metodo della «dendrocronologia» (conta degli anelli annuali degli alberi e sua interpretazione), che in alcune regioni ha permesso di effettuare, in mancanza di altri dati, datazioni sicure fino ad oltre 3000 anni fa; il metodo del «radiocarbonio», realizzato da studiosi americani in questi ultimi anni, con cui sono state datate formazioni storiche, protostoriche e preistoriche, per ora sino a ca. 20.000 anni fa; interpretazione di fasi cliniche postglaciali attraverso l'analisi di «varve» postglaciotecniche per un periodo che interessa gli ultimi 15.000 anni ca.; infine, correlazione fra accertati cicli astronomici e alternanza di fasi glaciali e fluviali («curva di Milano»), metodo, quest'ultimo, che ha permesso di determinare, non si sa ancora con quale sicurezza, la cronologia assoluta di tutto il Quaternario antico (Pleistocene) per un lasso di tempo valutato dai 600.000 anni milioni di anni circa (v. UOMO) (fig. 4).
Fra i metodi realizzati in base a criteri assai vari per la determinazione della cronologia assoluta di ère e periodi anteriori al Quaternario, quelli che si possono classificare come paleontologici (presunto ritmo costante di evoluzione di determinati gruppi animali), geologici (valutazione del ritmo di sedimentazione, della degradazione meteorica, ecc.), geochimici (presunto incremento costante della salinità degli oceani) e geofisici (durata del raffreddamento della terra) hanno dato in genere risultati a follaci o poco attendibili, specie se generalizzati. Viceversa, si sono rivelati preziosi nel fornire dati di cronologia assoluta i metodi basati sul fenomeno della radioattività (v. RADIOATTIVITÀ; TERRA, età della). Recentemente è stato messo a punto un nuovo metodo radioattivo di geocronologia detto «del rubidio-stronzio». Esso si fonda sulla radioattività di un isotopo naturale del rubidio (Rb 87; vita media 60 - 10^8 anni ca.) che nel suo decadimento radioattivo genera un atomo stabile di stronzio (Sr87); si determina quindi il rapporto stronzio-radio-genico-rubidio, in minerali contenenti rubidio. Questo metodo ha confermato, in vari casi, i dati geocronologici ricavati dal metodo del piombo, il quale ultimo, resta sempre il metodo più importante.
Con il metodo del piombo sono state rivelate per le ère ed i periodi geologici durante impensate, valutabili a centinaia di milioni di anni. Infatti, a 70 milioni di anni circa, si fa risalire l'inizio dell'era terziaria; mentre l'era secondaria e all'era primaria si deve attribuire una durata, rispettivamente di 130 e 310 milioni di anni: a 510 milioni di anni fa risalirebbe quindi l'inizio del periodo cambriano. Durata ancora maggiore si deve attribuire all'era primaria.
Per il geologo è soprattutto interessante stabilire l'età relativa, cioè la posizione che uno strato o una formazione ha in una serie stratigrafica. Queste ricerche si basano sui seguenti criteri generali: stratigrafico, litologico, e paleontologico; oltre all'uso di alcuni metodi indiretti.
Il criterio stratigrafico, che si presenta come il più spontaneo, ha per premessa che di due o più strati, regolarmente sovrapposti, e che non abbiano subito forti dislocazioni, quello che sta in alto sia più recente di quelli sottostanti. Questo principio della «sovrapposizione» è di sicura applicazione laddove l'ordine di successione è rimasto inalterato (fig. 1). Se la pila di strati fa parte invece di una piega rovesciata, l'ordine di essi è capovolto nella parte inferiore della piega (fianco inverso), dove, dall'alto verso il basso, si va dai terreni più antichi ai più recenti (fig. 5). Altri casi complessi rientrano in particolari stili tettonici (v. TETTONICA), come falde di ricoprimento, pieghe diapire, ecc.
Il criterio litologico si serve del confronto della natura petrografica di due o più strati, sincronizzando quelli che presentano, a tal riguardo, caratteri identici. Esso può rendere ottimi servizi se applicato con le dovute riserve, soprattutto in regioni che abbiano strette affinità geologiche, una della quali di cronologia nota; può applicarsi inoltre in regioni molto vicine tra loro. Ma è noto che un dato tipo litologico non è esclusivo di una determinata età geologica; mentre, d'altra parte, due rocce coeve, formatesi a breve distanza, possono sentare caratteri petrografici molto diversi. Si riteneva una volta che le rocce cristalline (gneiss, graniti, ecc.), fossero le più antiche, mentre si è constatato poi che esse si sono potute formare in qualunque età. L'applicazione di questo metodo esige perciò molta cautela.
Più sicuro invece il criterio paleontologico perché basato sui fossili, che sono i resti di organismi vissuti nel passato e depositati mentre avveniva la sedimentazione (v. PALEONTOLOGIA). Si poté stabilire che molte specie fossili erano presenti in località anche distanti tra loro, e che talune di esse occupavano posizioni stratigrafiche esclusivamente corrispondenti, documentando così la sincronizzazione dei terreni dove sono contenute: donde anche l'indicazione di fossili guida. Ma è di somma importanza assicurarsi che i fossili, dopo la loro prima deposizione, non abbiano subito erosione, trasporto e risedimentazione (fossili «rimaneggiati»), indicando in questo caso un'età anteriore a quella vera.
Criteri indiretti. - Talora l'età di una formazione geologica si può ricavare in modo indiretto, ciò che risulta particolarmente importante qualora manchino i fossili o, se presenti, siano però inutilizzabili, perché specie di nessun valore stratigrafico (fossili persistenti, fossili banali). Così una formazione geologica intercalata fra altre due di età nota, avrà una data compresa tra quella della formazione superiore e quella della inferiore. Criteri indiretti, basati soprattutto sull'azione di metamorfismo di contatto, vengono anche usati nei riguardi di rocce endogene, sia fra loro, sia con rocce sedimentarie. È evidente che una roccia eruttiva è più recente di un'altra che sia stata da essa metamorfosata; che un filone è più recente delle rocce che esso attraversa; mentre se una colata o un filone di roccia eruttiva è ricoperto da sedimenti che non presentano tracce di metamorfismo, questi ultimi sono evidentemente più recenti. In determinati casi altro modo per verificare quale dei due strati o serie di strati sia più recente è quello basato sul «senso di sedimentazione» degli strati stessi, essendo, p. es., più antico un sedimento a grana grossa.
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che passi ad altri nell'ordine di sovrapposizione a grana sempre più fina. Anche la posizione dei fossili del benthos fisso può dare utili indicazioni sull'ordine originario di successione di strati; così gli apici delle teche di archeocitaine piantati sulla medesima superficie di uno strato, indicano che da quel verso si trovano gli strati più antichi.
Il. CONCETTO DI «FACIES». — Seguendo uno strato in superficie accade spesso di notare cambiamenti nella composizione litologica e nella natura dei fossili. Questi diversi aspetti litologici e paleontologici offerti da uno stesso strato prendono il nome di facies, le quali riflettono particolari caratteri geografici e biologici (habitat) del luogo in cui è avvenuta la sedimentazione. Così, si avranno facies continentali, lagunari, marine e fra queste ultime facies litorali (o costiere), battiali e abissali. Le facies continentali sono caratterizzate da fossili terrestri, con sedimenti di origine eolica (dune, loess), vulcanica (tuff), glaciale (morene), alluvionale e limnica (argille, sabbie, ghiaie, ecc.). Particolare importanza assumono fra quelle limniche i combustibili fossili generalmente riferibili ad un ambiente di palude o di maremma. Tranne casi particolari le facies continentali non raggiungono spessori molto rilevanti. I resti di organismi continentali possono essere terricoli (subarei, aerei, ipogei) e acquatici (fluviali, limnici). Nelle facies di tipo lagunare, di estuario o di delta, sono presenti fossili di tipo terrestre ed acquatico, ma generalmente adattati ad ambienti speciali (acque dolci, acque salmastre a salinità varia). Le facies marine sono caratterizzate da fossili sia bentonici (fissi o mobili), che pelagici (neottonici e plantonici); esse, in base all'habitat, si possono suddividere secondo la profondità in: facies neritiche (fino a 200 m.), caratterizzate dall'abbandanza numerica di fossili di organismi euritermici e dal prevalere di sedimenti terrigeni (cioè trasportati dai corsi d'acqua al mare) ed organogeni, sia di accumulo di spoglie, sia derivati dall'attività costruttiva (ad es., le scogliere madreporiche); facies battiali (200-1000 m.), di mare più profondo, dove prevalgono sedimenti fangosi e la fauna è stenoterma; prevalente è il plancton calcareo (foraminiferi, petropodi, ecc.) nei mari caldi e siliceo (diatomee e radiolari) nei mari freddi; facies abissali (oltre i 1000 m.), di ambiente fangoso dove prevalgono ancora fanghi a diatomee, a radiolari, a foraminiferi (globigerine, ecc.) fino a 5000 m. di profondità, oltre alle sargille rosse, composite prevalentemente di ceneri vulcaniche e di polveri cosmiche. Le rocce di origine marina, che fra quelle sedimentarie sono le più estese e potenti (portate in alto da fenomeni tettonici costituiscono le più alte catene montuose della Terra) sono principalmente dovute ad apporto terrigeno, bentonico e plantonico.
I fossili che sono propri di una determinata facies si chiamano facies. Si chiamano
STRATIGRAFIA - Fig. 4. - Curva della radiazione di Milankovich, espressa in millenni.