La crisi di salinità del Messiniano o evento messiniano è un evento geologico avvenuto nell'ultima parte del periodo Messiniano del Miocene (oltre 5 milioni di anni fa), nel corso del quale le acque del mar Mediterraneo evaporarono quasi completamente, a causa della chiusura dello stretto di Gibilterra.
La scoperta
Nel 1961 una campagna di rilevamento sismico del fondo del Mediterraneo rivelò l'esistenza di un livello sismico fortemente riflettente, con una continuità laterale e delineante una struttura geologica ad una profondità compresa tra 100 e al di sotto del fondo marino. Questo livello, denominato M reflector, segue fedelmente la morfologia del fondo marino attuale, suggerendo la presenza di un livello con caratteristiche di uniformità ed elevata velocità delle onde sismiche. Trivellazioni eseguite dieci anni più tardi dalla nave oceanografica Glomar Challenger, durante la tredicesima campagna del progetto DSDP (Deep Sea Drilling Program), rivelarono la natura dell'M reflector: si tratta di un livello di sedimenti evaporitici con spessore fino a . Evidenze geologiche Campioni di sedimenti prelevati, che includono evaporiti, suolo e piante fossili, mostrano che circa 5,9 milioni di anni fa, nel tardo Miocene, il precursore dell'odierno stretto di Gibilterra si chiuse, cosicché il Mediterraneo evaporò e si trasformò in una conca prevalentemente asciutta e profonda, la cui base in alcuni punti raggiungeva al di sotto del livello degli oceani. .
Tuttora, il Mediterraneo è un mare molto più salato del nord Atlantico poiché comunica con questo solo attraverso lo stretto di Gibilterra ed è soggetto ad un alto tasso di evaporazione, non globalmente compensato dall'apporto idrico delle acque dei fiumi che vi si riversano. Se lo stretto di Gibilterra si dovesse chiudere nuovamente (come potrebbe avvenire anche in un futuro non troppo lontano dal punto di vista geologico) e anche il canale di Suez si dovesse chiudere, il Mediterraneo potrebbe nuovamente prosciugarsi in un migliaio di anni.
La prima consistente evidenza dell'antico disseccamento del Mediterraneo emerse nell'estate del 1970, quando i geologi a bordo della Glomar Challenger recuperarono dal fondale delle "carote" di sedimento contenenti ghiaie e silt rosso-verdi di origine fluviale, oltre a gessi, anidrite, salgemma e varie altre rocce di origine evaporitica (derivate cioè dalla precipitazione di sali da acque marine soprasature). In alcuni campioni erano presenti minerali di cloruro di potassio, un sale estremamente solubile che precipita solamente con l'evaporazione delle ultime acque prima del disseccamento.
Una carota era costituita da sedimenti contenenti gusci calcarei di Foraminiferi planctonici, organismi unicellulari marini i cui resti normalmente si trovano entro sedimenti depositatisi in acque profonde e solitamente caratterizzati da laminazione parallela molto regolare, o da assenza di strutture sedimentarie. I sedimenti rinvenuti nella carota erano invece caratterizzati da una laminazione incrociata, riferibile ad un ambiente deposizionale caratterizzato da correnti. Per questa ed altre caratteristiche, i depositi in questione erano interpretabili come sedimenti di origine eolica e non marina: si trattava in realtà di antichi sedimenti marini di piana abissale, disseccati, trasportati dal vento e deposti infine sul fondo asciutto di un antico lago salato. Questi depositi eolici erano intercalati da livelli contenenti fossili marini e indicavano quindi l'alternarsi di periodi di disseccamento e di inondazione da parte di acque marine. Inoltre, strutture poligonali da disseccamento sono state rinvenute in antichi sedimenti fangosi essiccati e screpolati dall'azione del sole.
Altre evidenze del disseccamento del Mediterraneo derivano dalla presenza di antichi canyon, ora colmati da sedimenti, scavati ai margini della depressione dall'erosione dei fiumi, che allora scendevano scorrendo fino alle piane abissali asciutte. Le prospezioni sismiche eseguite sui fondali dei grandi laghi lombardi (laghi Maggiore, di Como, d'Iseo e di Garda) hanno permesso di evidenziare la presenza di questi canyon sepolti, con tipici profili a V di origine fluviale, molto al di sotto dell'attuale livello del mare. Analoghi studi condotti in Egitto per la costruzione della diga di Assuan hanno permesso di stabilire che il Nilo è arrivato in corrispondenza di Assuan a scavare il proprio letto alcune centinaia di metri sotto il livello del mare attuale. Altri rilievi sismici nella regione dell'attuale delta, per la ricerca di idrocarburi, hanno individuato il letto messiniano del paleo-Nilo circa sotto il livello del mare attuale in corrispondenza del Cairo.
L'area mediterranea fu quindi sottoposta a fasi cicliche di disseccamento e inondazione per circa anni. Poi, circa 5,4 milioni di anni fa, all'inizio del Pliocene, la soglia corrispondente all'attuale stretto di Gibilterra si aprì di nuovo permanentemente, portando al riempimento del bacino del Mediterraneo. In seguito, alcuni di questi depositi messiniani sono stati sollevati da spinte tettoniche durante le più recenti fasi orogeniche e affiorano nell'Italia peninsulare, in Sicilia, dove costituiscono i terreni della formazione gessoso-solfifera, e nella parte nord-orientale della Libia.
Datazione e cronologia dell'evento L'inizio della crisi di salinità è posto sulla base di dati biostratigrafici e geocronologici 5,96 ± 0,02 milioni di anni fa, ed ebbe luogo contemporaneamente in tutto il bacino del Mediterraneo. Quest'ultimo rimase completamente isolato rispetto all'Oceano Atlantico da 5,59 a 5,33 milioni di anni fa.
Durante le fasi iniziali (5,59-5,50 Ma), prevalsero fenomeni erosivi di grande estensione, che crearono grandi sistemi di canyon ai margini del bacino.
Le fasi più recenti (5,50-5,33 Ma) sono caratterizzate dalla deposizione ciclica di depositi evaporitici entro bacini ampi e generalmente poco profondi di “lago-mare”.
Cause della chiusura dello stretto di Gibilterra Sono state rinvenute nella Spagna meridionale e in Marocco le prove geologiche e paleontologiche della presenza di più vie d'acqua che collegavano l'Oceano Atlantico e il Mediterraneo nel Miocene superiore (Tortoniano). È dubbio che fosse già aperto un precursore dell'attuale stretto di Gibilterra, che dalla maggior parte degli autori è considerato di età pliocenica. In compenso, vi erano due vie d'acqua principali: il Corridoio Betico (Spagna) e il Corridoio Rifeano (Marocco settentrionale). Queste ultime due vie d'acqua erano epicontinentali (cioè localizzate su crosta continentale) e con profondità piuttosto bassa (da poche decine a poche centinaia di metri). L'evidenza stratigrafica e paleontologica, emergente dagli studi sui sedimenti di queste due aree, indica una progressiva diminuzione della profondità di questi canali naturali a partire da 7,2 Ma, con emersione definitiva a circa 6,1 Ma, come indicato anche dalle prove di scambio faunistico tra Africa e Spagna compatibili con quest'ultima datazione.
Diverse possibili cause, talora contrastanti, sono state prese in considerazione per spiegare la chiusura delle vie d'acqua con l'Atlantico. Tre sono i principali filoni di ipotesi:
raccorciamento crostale orizzontale, conseguente all'attività di falde tettoniche; abbassamento del livello marino, stimato in circa , in seguito all'inizio di una glaciazione; sollevamento tettonico dell'area.
È largamente accettata la concorrenza di tutti e tre questi fenomeni. Tuttavia, è al terzo fattore che viene ascritto il contributo più elevato nella chiusura della soglia atlantica. L'abbassamento eustatico di è infatti giudicato insufficiente da solo a provocare la completa chiusura dei corridoi; inoltre, le età di inizio della deposizione evaporitica nel Mediterraneo e quella dell'inizio del raffreddamento nelle aree oceaniche, desunte da studi sugli isotopi dell'ossigeno nei gusci dei Foraminiferi, non corrispondono. Anche il raccorciamento tettonico sembra poco probabile come causa determinante, in quanto le evidenze geologiche indicano che questo tipo di attività cessò prima del Miocene superiore (anche se indubbiamente causò una notevole riduzione delle vie d'acqua).
In ogni caso, sono state rinvenute evidenze di una interazione tra crosta e mantello terrestre a sostegno dell'ipotesi del sollevamento.
Rocce vulcaniche di età miocenica e pliocenica sono presenti nel bacino di Alboran, nel Mediterraneo occidentale. Dati geochimici e isotopici acquisiti su queste rocce indicano la presenza di due tipi di vulcanismo diversi: uno caratterizzato da rocce vulcaniche felsiche (ricche di feldspati e silice), tipiche di una zona di subduzione, unitamente a rocce mafiche (ricche di ferro e magnesio), di origine astenosferica. Le rocce di tipo felsico sono collegabili ad un piano di subduzione situato sotto la Spagna meridionale (Cordigliera Betica) e la catena del Rif nel Marocco settentrionale, probabilmente tuttora attivo.
La migrazione verso Ovest della zona di subduzione potrebbe aver causato sia la variazione del chimismo vulcanico (databile a 6,3 Ma) che un processo di sollevamento tettonico nell'area in questione. Secondo il modello proposto da Duggen e colleghi, il lembo di crosta oceanica in fase di subduzione avrebbe causato un flusso di materiale astenosferico ad alta temperatura e relativamente bassa densità contro la base della crosta continentale soprastante. La presenza di questa massa tendente al galleggiamento avrebbe potuto produrre secondo gli autori citati un sollevamento fino ad un migliaio di metri, più che sufficiente a chiudere la soglia di Gibilterra e le vie d'acqua collegate.
L'enorme volume delle evaporiti messiniane non si sarebbe potuto deporre durante un singolo evento di disseccamento; in altre parole l'evaporazione del singolo volume di tutta l'acqua marina contenuta nel Mediterraneo avrebbe prodotto un volume di rocce evaporitiche ben inferiore a quella che, complessivamente, si stima si sia deposta durante il Messiniano. Ne consegue che una descrizione della crisi di salinità messiniana deve includere ripetuti cicli di riempimento del bacino per giustificare il bilancio volumetrico dei sedimenti evaporitici depositatisi. Questa sequenza di evaporazione e riempimento è confermata dalla natura dei depositi, indicanti l'occorrenza di diversi cicli durante i quali il Mediterraneo fu completamente disseccato e nuovamente riempito d'acqua.
L'esame della carota del sito DSDP 124 ha permesso di ricavare diverse informazioni su questa ciclicità sedimentaria:
Il sedimento più antico di ciascun ciclo avrebbe potuto essersi deposto sia in ambiente marino profondo, sia in un grande lago salmastro. Questi sedimenti fini sono caratterizzati da una laminazione perfettamente parallela, quindi si deposero su un fondale di acque profonde, o comunque in un ambiente deposizionale a bassa energia del mezzo.
Con ogni chiusura dello stretto di Gibilterra, si instaura il progressivo disseccamento del bacino, con la conseguente diminuzione della profondità delle acque causata dall'evaporazione; la laminazione osservabile nei sedimenti carotati diviene più irregolare, indicando un incremento dell'energia deposizionale per la crescente influenza del moto ondoso (ovvero per la maggiore vicinanza dell'ambiente subaereo).
Successivamente, con l'instaurarsi di condizioni intertidali (entro la zona di escursione della marea), si formano laminazioni stromatolitiche. Infine, la piana tidale viene completamente disseccata trasformandosi in una sabkhah, testimoniata dal rinvenimento di noduli di anidrite, caratteristici di questo ambiente sedimentario, precipitati nel terreno ad opera di soluzioni saline circolanti.