Abstract
Le cordoni litoranei sono strutture deposizionali che consentono la ricostruzione delle variazioni del livello del mare passato, della dinamica dei sedimenti e dell’attività tempestiva. Tuttavia, esistono ancora pochi studi sistematici incentrati sui cordoni litoranei disponibili per il Golfo della Thailandia. Lungo la costa orientale, le immagini satellitari evidenziano la presenza di cordoni litoranei nella provincia di Chanthaburi, che si estendono fino a 6 km all’interno delle terre, orientati parallelamente all’attuale linea di costa. Questi possono essere suddivisi in un insieme di cordoni interni (5,3–6,0 km all’interno) e cordoni costieri (0,4–1,8 km all’interno), separati da un ramo dell’estuario di Chanthaburi. La datazione tramite luminescenza otticamente stimolata di 26 campioni di sabbia provenienti da 12 scavi nei profili dei cordoni suggerisce che l’insieme di cordoni interni si sia formato circa 3500 anni fa, mentre l’insieme di cordoni costieri si sia formato tra circa 2100 e 1200 anni fa, includendo anche la spiaggia attiva moderna. Sembra che l’insieme di cordoni interni si sia sviluppato durante un periodo di livello del mare relativamente stabile seguito da una rapida regressione, oggi occupata dal ramo dell’estuario di Chanthaburi. L’insieme di cordoni costieri riflette apparentemente un millennio di ritirata costiera lenta fino alla formazione del cordone litoraneo moderno.
INTRODUZIONE
Decifrare la reazione dei sistemi sedimentari clastici costieri ai cambiamenti pregressi del livello marino è fondamentale per comprendere l’impatto potenziale degli sviluppi futuri su queste zone, spesso densamente popolate (es., FitzGerald et al., 2008). La storia del livello del mare in contesti costieri può essere decifrata utilizzando diversi indicatori (es., Lewis et al., 2013), con le sequenze di cordoni litoranei che permettono il monitoraggio delle variazioni del livello del mare durante la regressione post-acme (es., Otvos, 2000; Tamura et al., 2012). Di conseguenza, i sistemi di cordoni litoranei, caratterizzati da cordoni paralleli o subparalleli e da una topografia di avvallamenti, rappresentano elementi salienti che riflettono periodi prolungati di sviluppo costiero. Nonostante il dibattito, iniziato con Davies (1957), riguardo i processi esatti che conducono alla formazione dei cordoni litoranei (cfr. Tamura, 2012; Kelsey, 2015; Oliver et al., 2017), vi è consenso sul fatto che la formazione dei cordoni sia principalmente influenzata da variazioni del livello del mare, condizioni locali di onde/maree, intensità delle tempeste, gradiente e quantità di apporto sedimentario. È comune aspettarsi che un aumento del livello relativo del mare (RSL) causi l’erosione e lo spostamento dei cordoni litoranei verso una posizione di equilibrio più interna, mentre le pianure dei cordoni litoranei avanzano verso il mare durante il calo del livello del mare (Hansom, 2001; Plater e Kirby, 2011). Tuttavia, i fattori di controllo precisi, i meccanismi e la cronologia rimangono poco compresi (es., Tamura, 2012). Un metodo fondamentale per quantificare i tassi dei processi è determinare l’età delle formazioni costiere, utilizzando la datazione al radiocarbonio e/o la luminescenza otticamente stimolata (OSL) (es., Jacobs, 2008). L’impiego di diverse combinazioni di analisi geomorfologiche, sondaggi geofisici, studi sedimentologici e approcci geocronologici, unitamente all’identificazione di indicatori del livello del mare, sono stati utilizzati per ricostruire la dinamica costiera a lungo termine in numerosi studi di caso.
Tuttavia, queste ricerche si concentrano principalmente sulle medie latitudini, in particolare lungo le coste sabbiose dell’Australia (ad esempio, Short e Hesp, 1982; Oliver et al., 2015), del Nord America (ad esempio, Mallinson et al., 2008; Shawler et al., 2021) e dell’Europa (ad esempio, Faye et al. 2019; Nielsen et al., 2006). In contrasto, il numero di studi comprensivi e sistematici che impiegano una combinazione di almeno alcuni dei metodi sopramenzionati nel Sud-Est (SE) Asiatico rimane relativamente limitato (ad esempio, Hanebuth et al., 2011; Mallinson et al., 2014; Brill et al., 2015; Gouramanis et al., 2020; Kongsen et al., 2022). In particolare, il controllo dell’età di deposizione è spesso ristretto a un numero relativamente limitato di campioni datati con radiocarbonio e/o luminescenza otticamente stimolata (OSL).
Presentato qui è uno studio sulle caratteristiche costiere lungo il bordo meridionale dell’estuario di Chanthaburi, situato a circa 245 km a sud-est di Bangkok (Fig. 1), mirato a identificare i tempi e discutere i processi potenziali che hanno plasmato l’attuale paesaggio costiero. A questo scopo, applichiamo inizialmente una combinazione di mappatura geomorfologica delle creste parallele alla costa e successivamente esaminiamo le caratteristiche sedimentarie in trincee scavate manualmente nelle creste per identificare le facies locali. Un’enfasi particolare è posta sull’ottenere vincoli di età affidabili sull’evoluzione costiera mediante la datazione OSL sui campioni prelevati dalle trincee. I risultati verranno utilizzati per ricostruire la storia del tardo Olocene della fascia costiera e per discuterla in un contesto regionale.
la Figura 1 fornisce tre prospettive complementari per l’analisi geografica e geologica dell’area di Chanthaburi, situata nel Golfo orientale della Thailandia:
A) Mappa Geomorfologica e Geologica: Questa parte della figura mostra la composizione geomorfologica e geologica dell’area circostante Chanthaburi, identificando i diversi tipi di terreni e le formazioni geologiche presenti. L’area di studio è demarcata da un rettangolo rosso. I cordoni litoranei, le aree di mangrovie, i depositi fluviali e altri elementi sono chiaramente distinti con colori differenti per facilitarne l’identificazione. L’inserimento mostra l’ubicazione dell’area di studio all’interno del Golfo della Thailandia, con riferimenti a due set di dati del Department of Mineral Resources (DMR) tailandese pubblicati negli anni 2001 e 2007.
B) Immagine Satellitare: Questa sezione offre una visione più ravvicinata dell’area di studio attraverso un’immagine satellitare ad alta definizione. La foto permette di vedere le caratteristiche fisiche attuali, inclusi gli elementi artificiali e naturali, fornendo un contesto visivo reale che supporta l’interpretazione della mappa geologica.
C) Modello Digitale della Superficie con Cordoni Litoranei: Qui viene presentato un modello digitale della superficie (TanDEM-X), che illustra la topografia dell’area con particolare enfasi sui cordoni litoranei, evidenziati in giallo. Questa rappresentazione tridimensionale è utile per comprendere la morfologia del territorio e per identificare le strutture naturali quali i cordoni litoranei, che sono essenziali per la ricostruzione della dinamica costiera e per l’analisi delle variazioni storiche del livello del mare.
In sintesi, la Figura 1 combina dati geologici e geomorfologici con osservazioni satellitari e modellazione digitale del terreno per fornire un quadro esaustivo dell’area di Chanthaburi. Questi strumenti sono cruciali per la comprensione dei processi costieri, per la pianificazione delle ricerche sul campo e per la ricostruzione della storia geologica e ambientale della regione.
CONTESTO REGIONALE
Variazioni del Livello del Mare Passate e Attuali nel Sud-Est Asiatico
Il Golfo della Thailandia si colloca sulla piattaforma continentale del Mare della Cina Meridionale ed è diviso in parti orientale, superiore e occidentale (Fig. 1). In questa regione, si prevede che il livello del mare possa salire fino a 60 cm entro la fine del XXI secolo (Oppenheimer et al., 2019), a seconda dello scenario di riscaldamento globale adottato per le simulazioni (Jaroenongard et al., 2021). Queste proiezioni sono corroborate dai dati dei mareografi (Sojisuporn et al., 2013) che evidenziano un incremento del livello del mare di circa 5 mm all’anno per il periodo AD 1985–AD 2009, in una gamma simile a quella delle misurazioni altimetriche (Trisirisatayawong et al., 2011). Per la piattaforma continentale di Sunda, situata poco più a sud, Culver et al. (2015) hanno ricostruito un incremento nel tasso di crescita del livello del mare da 1,26 mm/anno nel periodo AD 1820–AD 1900, utilizzando date radiocarboniche di torbe, a circa 3,2 ± 0,6 mm/anno negli ultimi 120 anni basandosi su dati foraminiferi. Ciò mette in evidenza la necessità di comprendere la cronologia dei processi sedimentari costieri nella regione in relazione all’innalzamento futuro del livello del mare.
Nell’ambito delle scale temporali oloceniche, i cambiamenti del Livello del Mare Relativo (RSL) nel Sud-Est Asiatico sono stati il risultato della combinazione di fattori eustatici, isostatici e locali, come il subsidence antropogenico e l’apporto di sedimenti (per esempio, Kengkoom, 1992; Sinsakul, 1992; Tjia, 1996; Scoffin e Le Tissier, 1998; Horton et al., 2005; Oliver e Terry, 2019; Durand et al., 2022). Ad esempio, si è ipotizzato un massimo olocenico di +2,6 m circa 5,7 ka sulla base dei dati di ostriche e coralli della Baia di Phang-nga e Phuket, mentre le creste di cordoni litoranei e le basi delle avvallamenti nel nord-ovest della costa del Mare delle Andamane (Phuket) suggeriscono altezze massime di +1,5–2,0 m al di sopra dell’attuale livello del mare intorno a 5,3 ka (Scheffers et al., 2012).
Secondo questo studio, il Livello Relativo del Mare (RSL) nella regione non ha superato il valore di +1,5 m negli ultimi 3000 anni. Mann et al. (2019) forniscono un database olocenico del RSL standardizzato per il Sud-Est Asiatico, le Maldive, l’India e lo Sri Lanka. Nel complesso, le evidenze geomorfologiche indicano un innalzamento del RSL partendo da sotto i -30 m durante l’Olocene Precoce (12–8 ka), fino a raggiungere un livello superiore a quello attuale tra 6 ka e 4 ka, con ampiezze comprese tra 2 e 5 m sopra il livello medio del mare. Dopo 4 ka, il RSL ha mostrato una tendenza al calo, verosimilmente raggiungendo l’attuale altezza nel corso degli ultimi due millenni (Mann et al., 2019). È rilevante notare che Mann et al. (2019) integrano le prove dal Golfo settentrionale della Thailandia con il Mar Cinese Meridionale, in particolare il Delta del Mekong, e notano una correlazione ambigua tra età ed elevazione del RSL nei dati disponibili. È importante sottolineare che Mann et al. (2019) si affidano e analizzano criticamente dati piuttosto vecchi provenienti dal Golfo settentrionale della Thailandia (Somboon, 1988; Somboon e Thiramongkol, 1992), che furono pubblicati con informazioni molto limitate per quanto riguarda la localizzazione esatta dei campioni e senza alcuna informazione riguardante le procedure di datazione. Nimnate et al. (2015) discutono diverse curve di ricostruzione del livello del mare che si estendono da Singapore al Golfo settentrionale della Thailandia, evidenziando notevoli differenze nel picco e nella forma dell’innalzamento e dell’abbassamento del livello del mare olocenico (Sinsakul et al., 1985; Hesp et al., 1998; Choowong 2002a; Horton et al., 2005). Questi autori presentano anche una curva del livello del mare rivista basata sui dati OSL dei cordoni litoranei di Chumphon, nel Golfo della Thailandia, che suggerisce un RSL massimo di oltre 4 m intorno a 7–6 ka, seguito da un calo graduale fino al raggiungimento del livello attuale dopo 2 ka. Tuttavia, i dati di elevazione di Nimnate et al. (2015) potrebbero essere inaccurati e sovrastimati (Choowong, M., comunicazione personale, 2023). Surakiatchai et al. (2019) revisionano la curva del livello del mare dalla pianura costiera dei cordoni litoranei di Prachuap Khiri Khan e trovano una buona congruenza con il modello di livello del mare ICE-5 G (Peltier, 2004), con un apice dell’elevazione del livello del mare di circa +3 m tra 8 e 7 ka.
Area di Studio
L’area di studio è situata all’interno del Distretto di Laem Sing, nella Provincia di Chanthaburi, nell’area costiera a sud dell’estuario di Chanthaburi (Fig. 1). Una configurazione simile si trova a circa 30 km a sudest, lungo l’estuario di Welu (Chataro et al., 2022). Sulla base delle carte geomorfologiche e geologiche fornite dal Dipartimento delle Risorse Minerali della Thailandia (DMR 2001, 2007), l’area di ricerca è caratterizzata da cordoni litorali, piane di marea, depositi fluviali, depositi terrazzati, depositi colluviali, rocce sedimentarie, rocce plutoniche e rocce vulcaniche (Fig. 1). Le rocce granitiche sono diffusamente presenti in Thailandia e si trovano nelle fasce granitiche orientali, centrali e occidentali (Charusiri et al., 1993), con il granito di Chanthaburi che è classificato come granito biotitico a grana grossa (Uchida et al., 2022). Insieme alle rocce granitiche, sono ampiamente disseminate nell’area di studio rocce sedimentarie marine da sommerse a profonde del periodo Carbonifero-Triassico e alluvioni del Quaternario (Sone et al., 2012). Basalti intraplacca del Neogene al Quaternario si presentano localmente (Fig.1).
La configurazione geologica è il risultato del fatto che la Thailandia ha subito un’estensiva deformazione durante il tardo Mesozoico e l’inizio del Cenozoico a causa della collisione dei terrane indiano ed eurasiatico. Questo evento è stato associato a faglie a scorrimento sinistrorse, anch’esse comuni nella Zona di Sa Kaeo–Chanthaburi, rappresentando la probabile origine delle strutture geologiche orientate da NW a SE (Sone et al., 2012; Hara et al., 2018). Nel Golfo di Thailandia orientale, il processo di rift ha avuto inizio nell’Eocene e si è concluso al limite Oligocene-Miocene (Phoosongsee e Morley, 2019).
Dalla fine del Miocene, l’area costiera del Golfo orientale della Thailandia è considerata tettonicamente stabile (Choowong, 2002a), e non si prevedono rischi sismici per questa regione (Pailoplee e Choowong, 2013; Pailoplee e Charusiri, 2017), indicando l’assenza di tettonica attiva. Le regioni costiere del Golfo settentrionale della Thailandia hanno registrato la loro evoluzione, in particolare rispetto alla loro risposta ai cambiamenti del livello del mare durante l’Olocene. Un primo quadro che combina evidenze geomorfiche ed evoluzione delle facies sedimentarie è stato presentato da Choowong (2002b) e successivamente affinato attraverso l’utilizzo sia della datazione radiocarbonica che della datazione OSL (ad esempio, Nimnate et al., 2015; Surakiatchai et al., 2018, 2019; Chataro et al., 2022; Miocic et al., 2022). Nel Golfo orientale della Thailandia, diversi estuari dominati dalle maree costellano la linea costiera; si trovano in aree riparate tra promontori sporgenti, protetti dall’alta energia delle onde (Choowong, 2002a). Le fluttuazioni minori del livello del mare durante la trasgressione marina post-glaciale che ha causato il rapido sommergimento della Shelf di Sunda (Hanebuth et al., 2000) hanno influenzato l’evoluzione delle sequenze sedimentarie (facies transgressive, di aggregazione e progradazionali o regressive) e hanno continuato a svilupparsi fino al Tardo Olocene (Choowong, 2002a, 2002b).
La parte inferiore del Distretto di Laem Sing è caratterizzata da pianure costiere intervallate da colline e pianure di marea. La provincia di Chanthaburi ospita le maggiori estensioni di mangrovie della Thailandia orientale, occupando circa il 60% della pianura costiera. Le foreste di mangrovie si trovano lungo coste e aree interne riparate, lungo le rive di fiumi e torrenti (Suk-ueng et al., 2013). I fiumi Chanthaburi e Welu sono i due principali fiumi nelle province di Chanthaburi e Trat, rispettivamente. Il fiume Chanthaburi (lungo circa 120 km) nasce dalle montagne settentrionali (Khao Ploi Waen, basalto, su un basamento granitico), scorre attraverso la città di Chanthaburi e sfocia infine nel Golfo della Thailandia nel Distretto di Laem Sing. Per l’area di ricerca, non sono disponibili dati statistici sul deflusso annuo o sul carico di sedimenti. Tuttavia, il deflusso del fiume Chanthaburi è notevolmente inferiore rispetto a quello del fiume Welu (Chen et al., 2020).
A causa della sua conformazione più ristretta, l’estuario di Chanthaburi è meno esposto all’intrusione salina rispetto all’estuario di Welu, che subisce l’invasione dell’acqua salata durante le maree alte (Chen et al., 2020). I sedimenti presso le bocche degli estuari di Chanthaburi e Welu sono soggetti a variazioni sotto l’effetto delle correnti di marea e sono caratterizzati da una forte dinamica idraulica (Wang et al., 2020), con le zone di maggiore contenuto sabbioso situate nel quadrante sud-occidentale dell’estuario di Chanthaburi. L’estuario di Chanthaburi presenta inoltre una frazione volumetrica di sabbia più complessa rispetto a quella dell’estuario di Welu, poiché il contenuto sabbioso alla foce è maggiore e si estende verso l’esterno con una diminuzione graduale del contenuto di sabbia (Wang et al., 2020). Tale frazione volumetrica di sabbia si riduce progressivamente con l’allontanamento dalla costa, influenzata dalla corrente di marea. Le maree nell’area di studio sono di tipo diurno, con un intervallo medio di marea compreso tra 0,8 e 1,2 m (Chen et al., 2020; Trisirisatayawong et al., 2011).
Il monsone estivo indiano (monsone SW) e il monsone invernale del nord-est (monsone NE) determinano il clima attuale nella regione. Di conseguenza, le variazioni stagionali nelle direzioni prevalenti dei venti hanno un impatto significativo sulle correnti indotte dal vento nel Golfo di Thailandia. Durante il periodo estivo, nel corso del monsone SW, le correnti seguono una direzione oraria (Fig. 1). Anche se durante il monsone NE le correnti mantengono generalmente una direzione oraria, assumono una direzione antioraria nella parte orientale del golfo (Chen et al., 2020; Liu et al., 2016; Wang et al., 2020). Nel periodo invernale, si sviluppa una corrente diretta verso ovest lungo la costa dell’area di studio; le maree sono di tipo diurno, con un intervallo medio di marea compreso tra 0,8 e 1,2 m (Chen et al., 2020; Trisirisatayawong et al., 2011).
Durante la stagione estiva, a seguito del surriscaldamento, si formano sistemi di bassa pressione nei tropici; questi cicloni si spostano generalmente da est verso ovest. Data la sua posizione, il Golfo di Thailandia è esposto a tali tempeste tropicali, sebbene le più intense e frequenti colpiscano la costa orientale della Penisola Thai-Malese, principalmente tra gli 8°N e 12°N (Terry et al., 2018). Nel periodo 1952–2020, un totale di 36 cicloni tropicali che hanno attraversato il Golfo di Thailandia hanno influenzato anche la Thailandia orientale, soprattutto nei mesi di settembre e ottobre (Dipartimento Meteorologico Tailandese, 2020; Tabella Supplementare S1). Tuttavia, solo nove di questi hanno avuto un impatto significativo sulla costa di Chanthaburi, in particolare quelli verificatisi nel luglio 1951 e nell’ottobre degli anni 1952 (due volte), 1957, 1959, 1960, 1974, 1985 e 1992 (Dipartimento Meteorologico Tailandese, 2020).
METODI
Geomorfologia
Immagini satellitari, modelli digitali di elevazione (DEM; TanDEM-X con risoluzione orizzontale di 12 m e verticale <1 m) e una carta geomorfologica (DMR, 2001) sono stati impiegati per classificare le forme del suolo nell’area di studio e individuare le posizioni adatte per il campionamento. Dodici siti lungo due transeetti perpendicolari alla recente linea di riva sono stati selezionati per le osservazioni di campo (Fig. 2). Nella selezione dei siti, si è data particolare attenzione alle aree con limitato o nessun impatto visibile antropico. Seguendo la sondazione con trivella manuale, sono state scavate piccole trincee di profondità 1,0–1,5 m in ogni sito, con la tavola dell’acqua sotterranea a limitare la profondità delle trincee. La sondazione con Pürckhauer ha consentito osservazioni sedimentologiche al di sotto della tavola dell’acqua. Le pareti pulite delle trincee sono state fotografate e catalogate, e la posizione esatta di ogni trincea è stata determinata usando il GPS differenziale (dGPS; ±5 cm in altezza). Per confermare le stime sul campo, 22 campioni sono stati prelevati dalle aree di interesse per analisi sedimentologiche (analisi granulometrica, contenuto organico e di carbonati). Il profilo illustrato in Figura 2 si basa su una combinazione di dati di telerilevamento e dati di campo (TanDEM-X, dGPS, osservazioni geomorfologiche).
Sedimentologia
I campioni sedimentologici sono stati omogeneizzati e essiccati a 105°C per 24 ore. Il contenuto di sostanza organica e carbonato nei campioni è stato analizzato mediante perdita in cottura (LOI; Heiri et al., 2001; Santisteban et al., 2004) utilizzando un forno a muffola alle temperature di 550°C per 3 ore per la sostanza organica e 950°C per 2 ore per il contenuto di carbonato. Per l’analisi granulometrica laser-ottica, la frazione >2 mm (se presente) è stata rimossa per setacciatura, e il materiale rimanente è stato pretrattato con H₂O₂ al 20% a 70°C per la degradazione della sostanza organica. Poiché i granuli detrìtici sono in parte costituiti da frammenti di carbonato, i campioni non sono stati trattati con HCl prima dell’analisi granulometrica. Successivamente, i campioni sono stati trattati con un dispersante (Calgon, una soluzione di 33 g di sodio esametafosfato e 7 g di carbonato di sodio) per 24 ore (Abdulkarim et al., 2021) prima dell’analisi della distribuzione granulometrica con un Malvern Mastersizer 3000. I dati sulla granulometria sono stati analizzati utilizzando GRADISTAT (Blott e Pye, 2001) (Tabella Supplementare S2).
Datazione Luminescente
Per la datazione mediante luminescenza otticamente stimolata (OSL), sono stati raccolti 26 campioni inserendo orizzontalmente un cilindro di ferro di 10 cm di diametro nella sezione pulita a profondità superiori ai 40 cm per evitare potenziali disturbi bioturbatori. Al fine di prevenire il degrado del segnale OSL, i campioni sono stati raccolti senza esposizione alla luce solare diretta. Di conseguenza, i campioni sono stati immediatamente confezionati dal cilindro in sacchetti di plastica opachi. In seguito, è stato raccolto ulteriore sedimento in un raggio di 30 cm attorno al campione OSL per la determinazione del tasso di dose. La fase iniziale della preparazione del campione è stata realizzata nel laboratorio a luce rossa dell’Università Chulalongkorn, Bangkok. In primo luogo, è stato misurato il contenuto d’acqua, e i campioni sono stati successivamente setacciati a secco (105–177 µm); a questo è seguita la rimozione di carbonati e materiale organico utilizzando HCl e H₂O₂, rispettivamente. I minerali pesanti sono stati rimossi mediante un separatore magnetico. Successivamente, i campioni sono stati trasferiti all’Università di Freiburg, dove sono stati sottoposti a incisione con acido fluoridrico al 40% per 1 ora per eliminare lo strato esterno della superficie minerale influenzato dalla radiazione alfa. I grani asciutti sono stati montati su dischetti di acciaio inossidabile utilizzando un timbro di 2 mm di olio di silicone (circa 50 grani per aliquota).
Le misure di luminescenza sono state effettuate su un lettore automatico TL/OSL-DA-15 Risø dotato di un fotomoltiplicatore EMI bialcalino. La sorgente beta 90Sr/90Y del lettore è stata calibrata usando quarzo di calibrazione LexCal2014 (90–160 μm; dose amministrata 3 Gy) a circa 0,11 Gy/s. Le misurazioni della dose equivalente (Dₑ) sono state condotte utilizzando una versione modificata del protocollo a singola aliquota rigenerativa (SAR) di Murray e Wintle (2000), con preriscaldamento a 230°C per 10 secondi prima di ogni stimolazione ottica, come ritenuto appropriato nei test di performance (recupero della dose, trasferimento termico, plateau di preriscaldamento). La maggior parte dei campioni ha mostrato segnali OSL brillanti e una risposta eccellente durante il protocollo SAR (Figura Supplementare S1). Per la maggior parte dei campioni, si è ritenuto sufficiente considerare ventiquattro misurazioni replicate. Tuttavia, per sei dei campioni particolarmente giovani (meno di 100 anni), il numero di misurazioni replicate è stato incrementato a 30.
Per alcuni campioni, è stato necessario scartare alcune aliquote a causa dell’insufficiente sensibilità alla luminescenza del quarzo o per il mancato superamento dei criteri di qualità del protocollo SAR (ratio di riciclaggio entro il 10% dell’unità, errore sulla dose di prova <10%). Il calcolo della dose equivalente (Dₑ) è stato effettuato utilizzando o il modello di età centrale (CAM) o il modello di età minima (MAM-3 registrato; Galbraith et al., 1999). La scelta del modello di età appropriato è stata basata sulla forma della distribuzione di Dₑ e sull’overdispersione osservata. Un valore di σ_b di 0,10 è stato impiegato nei calcoli del MAM.
La determinazione delle concentrazioni dei tassi di dose degli elementi rilevanti (K, Th, U) è stata realizzata presso VKTA (Radiation Protection, Analytics & Disposal Rossendorf Inc.) a Dresda, attraverso la spettrometria gamma ad alta risoluzione (cfr. Preusser e Kasper, 2001). Non sono state riscontrate evidenze di disequilibrio radioattivo nella catena di decadimento dell’uranio. I tassi di dose e le età sono stati calcolati impiegando il software ADELE v. 2017 (Degering e Degering, 2020; www.add-ideas.de). I tassi di dose da raggi cosmici sono stati corretti per la posizione geografica e la profondità di sepoltura secondo Prescott e Hutton (1994). Tutti i dati di luminescenza sono riassunti nella Tabella Supplementare S3. Le età medie discusse si basano sul CAM delle età OSL individuali, in quanto questo approccio rappresenta una media geometrica e incorpora le incertezze individuali nei calcoli.
La Figura 2 presenta un insieme di dati geologici e geomorfologici chiave per l’interpretazione stratigrafica e la caratterizzazione morfodinamica della zona costiera presso l’estuario di Chanthaburi.
(A) Sezione trasversale stratigrafica: Nella parte superiore (A), è illustrata una sezione trasversale dettagliata che si estende dal presente cordon litoraneo (indicato con A) verso i cordoni più interni (indicati con B, C, D, E, F), con misurazioni topografiche che mostrano l’elevazione in metri rispetto al livello del mare. Ogni cordon litoraneo è rappresentato con un profilo morfologico distintivo, comprendente le creste (punti di massima elevazione) e i swales (depressioni interdunali). Le colonne di sedimenti associati a ciascun profilo sono dettagliate con simbologia che indica la litologia: i riquadri aperti rappresentano la sabbia, i riquadri a trama incrociata indicano la presenza di limo, e i riquadri pieni denotano argilla. I simboli rossi (croci) denotano bioclasti, segnalando la presenza di materiali organici di origine biologica, mentre i triangoli neri capovolti segnalano la presenza di radicelle, indicativi di suoli immaturi e processi di pedogenesi. Questa sezione rivela la stratigrafia dei cordoni litoranei e permette di inferire processi deposizionali, successioni sedimentarie e interazioni tra ambiente marino e processi terrestri.
(B) Mappa geomorfologica: Nella parte inferiore (B), è presentata una mappa geomorfologica semplificata dell’area di studio con l’indicazione delle posizioni di campionamento lungo i cordoni litoranei (etichettati da A a F). La mappa fornisce una visione d’insieme della distribuzione spaziale dei cordoni litoranei e dei corrispettivi ambienti deposizionali costieri. Le frecce indicano la traiettoria della sezione trasversale rappresentata sopra, collegando così la distribuzione orizzontale dei campioni alla loro rappresentazione verticale nella sezione stratigrafica.
In conclusione, la Figura 2 sintetizza l’interrelazione tra la morfologia superficiale costiera, evidenziata nella mappa geomorfologica, e la struttura sottostante, come mostrato nella sezione trasversale stratigrafica. Questi dati sono fondamentali per ricostruire la storia deposizionale e le variazioni relative del livello del mare che hanno influenzato la formazione dei cordoni litoranei in questa regione del Golfo di Thailandia.
RISULTATI
Geomorfologia Sulla base delle analisi geomorfologiche dei dati ottenuti da telerilevamento, sono state identificate due serie di antichi cordoni litoranei nell’area oggetto di studio (Fig. 2). Queste comprendono una serie di quattro cordoni spazialmente prossimi (A–D) in prossimità della costa della spiaggia di Leam Sing, e un secondo gruppo che include due cordoni principali (E e F) e un sottocordone meno evidente, anch’essi vicini tra loro, ma situati a vari chilometri più all’interno. Tutti i cordoni presentano un’altezza di circa 1–2 metri sopra il piano circostante, il quale si trova a circa 0,5 metri sopra il livello attuale del mare. Nonostante i cordoni siano stati in una certa misura modificati dall’attività antropica, le loro morfologie e dimensioni individuali sono tuttavia chiaramente distinguibili nelle immagini satellitari. Inoltre, le osservazioni dirette sul campo consentono di affermare che le modifiche apportate dall’uomo appaiono relativamente limitate e non hanno alterato in modo significativo la configurazione geomorfica generale.
Il cordone A, situato sulla costa del Golfo di Thailandia, è il più esteso, con una lunghezza di circa 7 km e una larghezza che varia da 115 a 280 metri. Procedendo verso l’interno, il cordone più largo, B (lungo 5,1 km e largo fino a 350 metri), è facilmente riconoscibile per via di una strada in costruzione sulla sua cresta. Il cordone successivo, C, è meno esteso (2,4 km di lunghezza) ma presenta una larghezza simile. Il cordone D è leggermente più lungo (2,8 km) ma meno largo (175 metri) e ha una forma più convessa. Il secondo gruppo di cordoni è separato dal primo da un sistema fluviale estuario largo 3,5 km e da aree basse adiacenti. Il cordone rivolto verso il mare di questo gruppo, il cordone E, ha una lunghezza di 3 km e una larghezza di 195 metri. Il cordone più interno dell’area di studio, il cordone F, si estende per 1,9 km con una larghezza che raggiunge i 190 metri.
Sedimentologia I cordoni sono costituiti da strati di sabbia con spessori che variano dai 5 ai 70 cm, i quali si sovrappongono a sedimenti più fini (Fig. 2). Lo spessore totale dei singoli cordoni sabbiosi varia da 0,75 m a oltre 2 m. Gli strati di sabbia sono prevalentemente di sabbia fine a media, da scarsamente a moderatamente selezionata, con un contenuto organico basso (<1,6%). Il contenuto di carbonati è generalmente basso (< 2%), tuttavia, strati ricchi di bioclasti grossolani sono frequenti. Le strutture di stratificazione sono generalmente visibili solo a causa dei cambiamenti nella granulometria, mentre le strutture interne negli strati di sabbia individuali generalmente non sono visibili nei sondaggi. Descrizioni sedimentologiche dettagliate di tutti i sondaggi, così come immagini, sono disponibili nel Materiale Supplementare. In generale, i primi 10-20 cm di ogni sequenza sedimentaria sono ricchi di materiale organico e mostrano segni evidenti di formazione del suolo. Le sabbie sottostanti sono prive di caratteristiche, di colore grigio a grigio scuro. In tutte le località, il colore cambia in arancione rossastro man mano che si va in profondità, indicando un ambiente di ossidazione.
Il seguente riassunto delle osservazioni sedimentologiche si concentrerà sul transect principale dello studio. Nel cordone litoraneo recente, A, il litorale (A1; Figura Supplementare S3) mostra sabbie prive di strutture con uno spessore di almeno 1,1 m. Nella zona retrostante il litorale (A2; Figura Supplementare S4), le strutture sedimentarie sono ben preservate, con unconformità erosive alla base degli strati di sabbia incrociati, da scarsamente a moderatamente selezionati, ricchi di bioclasti, da medio a grosso grano. Alternati a questi strati vi sono sabbie fini laminati da moderatamente a ben selezionati. Nel cordone B (Figura Supplementare S5), le sabbie scarsamente selezionate hanno uno spessore di almeno 0,6 m, mentre il lato marino del cordone C (C2; Figura Supplementare S6) è composto da sabbie da fini a medie, da scarsamente a moderatamente selezionate, prive di caratteristiche distintive, con uno spessore totale di almeno 1,35 m. Alla base del sondaggio si trova uno strato ricco di bioclasti. Verso l’interno (C3; Figura Supplementare S7), le sabbie presentano uno spessore totale di circa 0,8 m, e i limi argillosi e le argille sottostanti includono strati intercalati più grossolani, ricchi di bioclasti. Sul lato marino, il cordone D (D2; Figura Supplementare S8) è composto da sabbie da fini a medie, da moderatamente a scarsamente selezionate, con uno spessore di almeno 1,3 m.
Uno strato arricchito di bioclasti è presente e si osservano tendenze di raffinamento verso l’alto all’interno delle lamelle. Sul lato interno (D3; Figura Supplementare S9), si trovano sabbie da fini a medie impilate fino a una profondità di 1,15 metri, al di sopra di argille di colore grigio scuro, con diversi strati sabbiosi intercalati, arricchiti di bioclasti e scarsamente selezionati.
I circa 1 metro superiore dei cordoni interni (E e F) è composto da sabbia da fine a media, da moderatamente a scarsamente selezionata, parzialmente limosa. Sul lato marino del cordone E (E2; Figura Supplementare S10), le sabbie hanno uno spessore di almeno 2,2 metri, sono generalmente scarsamente selezionate e limose, con alcune tendenze di coarsening (ingrossamento) verso l’alto visibili nelle lamelle. Non sono osservati strati arricchiti di bioclasti. Sul lato interno del cordone E (E1; Figura Supplementare S11), gli strati di sabbia hanno uno spessore totale di 1,9 metri, e vi sono almeno tre strati, spessi circa 10 cm ciascuno, arricchiti di bioclasti e scarsamente selezionati. Al di sotto dei 1,9 metri di profondità, predominano argille grigiastre, con la presenza di uno strato di limo sabbioso arricchito di bioclasti e scarsamente selezionato a una profondità di 2,8 metri. Le sabbie da fine a media, da moderatamente a scarsamente selezionate del cordone F hanno uno spessore totale di almeno 0,8 metri (F1; Figura Supplementare S12) e 0,55 metri (F2; Figura Supplementare S13) rispettivamente sui lati marino e interno. Non sono osservati strati arricchiti di bioclasti nel cordone F; tuttavia, ciò potrebbe essere dovuto alla profondità relativamente superficiale del sondaggio sul lato interno.
Il contenuto di materia organica basato su LOI (Loss on Ignition) varia dallo 0,13% all’1,53% e il contenuto di carbonato varia dallo 0,05% all’1,89% nei campioni analizzati, senza mostrare tendenze coerenti rispetto alla posizione del campione (lato interno vs lato marino dei cordoni) o alla profondità (Tabella Supplementare S2). I campioni con un alto contenuto di materia organica tendono ad essere superficiali e si ritiene che siano stati soggetti a processi di formazione del suolo, mentre i campioni con un elevato contenuto di carbonato contengono visibilmente frammenti di gusci.
I risultati dell’analisi granulometrica non evidenziano una tendenza chiara nella distribuzione complessiva dei sedimenti dai cordoni A a F. La maggior parte dei sedimenti è da moderatamente a scarsamente selezionata, con una gamma di selezione che varia maggiormente da simmetrica a fine-skewed, così come varia ampiamente da mesocurtica a molto leptocurtica. Tuttavia, la distribuzione dei sedimenti del cordone più interno (F) differisce in modo significativo dagli altri in termini di variazioni dei valori di curtosi e asimmetria (Figura Supplementare S2).
Cronologia della Deposizione Le età OSL dei campioni provenienti dal cordone litoraneo attuale sono state ricavate da un contesto di spiaggia anteriore senza strutture (A1) e da una sezione di retrospiaggia ben stratificata (A2). Per entrambi i contesti, sono state determinate età OSL dell’ordine di decenni (dal basso verso l’alto: A1, 32 ± 3 anni, 43 ± 5 anni, 32 ± 3 anni; A2, 23 ± 2 anni, 31 ± 3 anni, 37 ± 3 anni). Sebbene le età non siano rigorosamente coerenti all’interno delle date incertezze a 1 sigma, è interessante notare che i valori De sono simili (Tabella Supplementare S3). Di conseguenza, le lievi incongruenze potrebbero essere più legate a questioni di tasso di dose, un problema già evidenziato e discusso in un contesto simile da Miocic et al. (2022). Nonostante ciò, sembra giustificabile inferire un’età di circa 30 anni per i depositi.
Le età OSL determinate per il complesso di cordoni litoranei marini (B–D) aumentano procedendo verso l’entroterra, senza un aumento sistematico dell’età con la profondità nei singoli profili. Per la posizione più prossima al mare (B1: età di 1130 ± 90 anni e 1330 ± 120 anni), ciò rappresenta un’età media di circa 1210 ± 70 anni. La successiva posizione verso l’entroterra ha fornito età (C2: 1230 ± 80 anni, 1240 ± 60 anni) molto coerenti con questa stima, con una media di 1240 ± 40 anni. Tuttavia, il lato interno di questo cordone litoraneo mostra età maggiori di 1910 ± 160 anni (C1) così come 1910 ± 120 anni e 1670 ± 120 anni (C3) (media = 1800 ± 90 anni). Questa tendenza si protrae sul lato marino del successivo cordone litoraneo (D2: 2030 ± 100 anni, 2240 ± 160 anni), con una media di 2100 ± 80 anni.
Significativamente, il lato interno di questo cordone (D3: 1590 ± 70 anni, 1670 ± 120 anni) mostra un’età media considerevolmente inferiore, 1610 ± 60 anni. Particolarmente rilevante per questo cordone litoraneo è la differenza nel tasso di dose, che è leggermente superiore a 0,5 Gy/ka sul lato marino, ma si aggira intorno a 1 Gy/ka sul lato interno. Questo è dovuto a una maggiore concentrazione di tutti gli elementi rilevanti per il tasso di dose (K, U, Th).
Ipotizziamo che il sedimento sul lato interno possa essere meno eroso e, quindi, rappresentare un contributo più significativo di materiale fresco fornito dal fiume Chanthaburi. Di conseguenza, appare possibile che questo lato del cordone litoraneo non sia stato modificato da processi marini diretti, ma da un’influenza fluvio-estuariale. Potrebbe effettivamente rappresentare un’aggradazione recente di sedimenti, ad esempio, una rielaborazione da parte dei processi di marea sul lato interno rispetto a quello marino. Le età OSL determinate per D1 (370 ± 60 anni, 1020 ± 120 anni) sono incoerenti con tutte le altre età rilevate. Successivamente, abbiamo scoperto che quest’area potrebbe essere stata soggetta a operazioni di riempimento artificiale e, quindi, abbiamo escluso questi risultati nella sezione “Discussione”.
Le età OSL determinate per il complesso dei cordoni litoranei interni (E e F) si sovrappongono tutte all’interno delle incertezze, con l’eccezione del campione CHA12Q (4140 ± 210 anni). I risultati non mostrano una correlazione in cui le età più antiche sono più vicine all’entroterra (Fig. 2) e presentano una media di 3530 ± 70 anni.
DISCUSSIONE
Mentre la pianura costiera di Chanthaburi si presenta topograficamente piatta, le creste sono nettamente distinguibili, con altezze che raggiungono i 4 metri sopra l’attuale livello medio del mare secondo i dati del Modello Digitale di Elevazione (DEM). Tuttavia, a causa delle limitazioni nella risoluzione verticale del DEM, non è possibile utilizzare questi dati per generare un profilo altimetrico dettagliato e affidabile lungo il transect. È importante notare che le creste sono state modificate dall’attività antropica, in quanto oggi costituiscono aree urbane, mentre le zone intermedie tra le creste sono prevalentemente adibite all’acquacoltura. Rispetto a una precedente mappatura di barriere e creste effettuata da Choowong (2002b), i nostri risultati appaiono più precisi e dettagliati, benché la configurazione generale e le ubicazioni rimangano simili. Questo incremento di dettaglio è giustificato dal miglioramento qualitativo dei dati di telerilevamento impiegati. Le creste sono interpretate come creste litoranee che tracciano le linee di costa passate, indicando che cinque paleo-linee di costa sono state identificate (creste dalla B alla F) oltre alla linea di costa recente (cresta A). È particolarmente rilevante il gap tra i due gruppi di creste litoranee, attualmente occupato da un ramo dell’estuario di Chanthaburi. L’analisi dei parametri della distribuzione granulometrica e delle loro correlazioni non permette di identificare i processi deposizionali specifici delle varie unità (vedi Figura Supplementare S2). Tuttavia, i parametri granulometrici della cresta F, situata più internamente, mostrano differenze significative rispetto alle altre creste, con sedimenti caratterizzati da una forte asimmetria positiva e da un’alta leptocurtosi. Ciò suggerisce che i sedimenti della cresta F siano stati depositati sotto condizioni idrodinamiche diverse rispetto alle altre creste.
La generale assenza di strutture sedimentarie non consente un’interpretazione dettagliata dei processi deposizionali; tuttavia, i letti sabbiosi presenti sulle sommità delle creste sono interpretati come risultato della deposizione da parte dell’azione combinata di onde e venti in un contesto di spiaggia, come osservato sulla cresta di spiaggia attualmente attiva. La natura dell’ambiente retrospiaggia è ben documentata nel sito di spiaggia recente, dove sabbie laminate prive di bioclasti sono alternate a sabbie grossolane arricchite di bioclasti con stratificazioni incrociate. Le sabbie laminate rappresentano la deposizione ordinaria causata dall’azione delle onde nella zona di risacca e il successivo rimaneggiamento di questi depositi attraverso processi eolici. Gli strati ricchi di bioclasti e poveramente assortiti in A2 sono interpretati come testimonianza di un evento tempestoso, durante il quale materiale proveniente da sotto la base media delle onde in condizioni di tempo sereno è stato trasportato sulla spiaggia e lì depositato. Considerando che la costa di Chanthaburi è colpita relativamente di rado da tempeste maggiori e date le stime di età OSL di circa 30 anni, i tifoni Gay (AD 1989) e Linda (AD 1997) sono considerati i candidati più plausibili. Per quest’ultimo, si dovrebbe prendere in considerazione una possibile lieve sovrastima dell’età dovuta a un parziale sbiancamento. L’altezza media delle onde durante il tifone Linda lungo la costa orientale della Thailandia era di circa 2,5 metri, con un’altezza massima dell’innalzamento di tempesta di 0,6–1,0 metri generato nell’alto Golfo di Thailandia (Vongvisessomjai, 2009). Il tifone Gay, proveniente dal Mar Cinese Meridionale, ha generato un’altezza massima delle onde di 6–11 metri, con altezze di innalzamento di tempesta che potrebbero aver raggiunto i 2 metri. Eventi tempestosi del passato con tale intensità sono evidenziati sul lato terra delle creste, dove si trovano comunemente strati ricchi di bioclasti e mal assortiti (creste C–E). Le tempeste devono essere state di tale intensità che le onde sono riuscite a superare le cime delle creste.
Le sezioni rivolte verso il mare delle creste B–E rappresentano probabilmente l’interazione tra processi eolici e ondulatori verificatisi sulla battigia, dato che le laminazioni nette e le stratificazioni incrociate osservate nei depositi recenti della zona di risacca sono assenti. L’assortimento da moderato a scarso di queste sabbie esclude l’azione esclusivamente eolica; tuttavia, l’assenza di indicatori frequenti di tempesta suggerisce che siano stati depositati oltre il livello medio di impatto delle tempeste sulla cresta.
I sedimenti silto-argillosi trovati al di sotto delle sabbie (creste C–E) sono interpretati come depositi di piana di marea. La loro finezza è probabilmente correlata alla vicinanza dell’estuario di Chanthaburi, che fornisce sedimenti fini al Golfo di Thailandia. Gli strati grossolani arricchiti di bioclasti entro questi sedimenti sono interpretati come risultato di eventi tempestosi significativi.
Secondo la datazione mediante luminescenza stimolata otticamente (OSL), il gruppo di creste di spiaggia più interno (E e F) si è formato circa 3500 anni fa, a circa 6 km nell’entroterra dalla linea costiera attuale presso l’estuario di Chanthaburi. Formazioni costiere situate a vari chilometri nell’entroterra con età OSL simili sono state segnalate dal Golfo di Thailandia occidentale, presso il Parco Nazionale di Sam Roi Yot (circa 200 km a ovest dell’area di studio; Surakiatchai et al., 2019), così come dal Golfo di Thailandia orientale, dalle lingue di sabbia presso l’estuario di Weru (circa 25 km a sudest dell’area di studio; Surakiatchai et al., 2019), e dalla Provincia di Trat (circa 70 km a sudest dell’area di studio; Chataro et al., 2022). In sintesi, esistono prove evidenti di un arretramento della linea costiera in diverse parti del Golfo di Thailandia settentrionale negli ultimi 3500 anni, che raggiunge distanze di diversi chilometri (Fig. 3A).
L’abbassamento del livello del mare regionale è la spiegazione più comunemente accettata per l’ampio arretramento della linea costiera. Infatti, i dati relativi al livello del mare del Sudest Asiatico indicano un abbassamento del livello del mare di circa 1,5–2,5 metri durante questo periodo (Scheffers et al., 2012; Stattegger et al., 2013; Oliver e Terry, 2019; Surakiatchai et al., 2019). Tuttavia, permane la questione se altri fattori abbiano contribuito a questa rilocazione della linea costiera. Un aumento dell’intensità delle tempeste avrebbe probabilmente condotto all’erosione delle creste di spiaggia e a una tendenza più transgressiva della linea costiera. Un incremento nell’apporto di sedimenti e/o una diminuzione dell’intensità delle tempeste avrebbero probabilmente causato un’aggradazione continua delle creste di spiaggia, come osservato, ad esempio, da Oliver et al. (2020) nel sud dell’Australia e da Rodrigues et al. (2022) in Florida.
Il fatto che il gruppo successivo di creste di spiaggia si trovi a circa 3 km verso il mare contraddice l’ipotesi di un’aggradazione continua. Tuttavia, l’assenza di deposizione potrebbe essere altresì attribuita a una riduzione nell’apporto di sedimenti, quindi è possibile che le creste di spiaggia non si siano mai formate in questa zona, o che creste di spiaggia precedentemente esistenti siano state in seguito erose.
È interessante notare che Chataro et al. (2022) hanno inoltre identificato un’interruzione nella formazione delle creste di spiaggia presso Pailin Beach (70 km a sudest di Chanthaburi) tra circa 3000 e 1800 anni fa, in un contesto spazialmente vicino. Nonostante i dati siano molto limitati, tale coincidenza potrebbe suggerire un’assenza di conservazione delle creste di spiaggia durante questo periodo. Tale assenza potrebbe essere spiegata da una riduzione nell’apporto di sedimenti, un calo significativo del livello del mare (almeno di alcuni decimetri), o un periodo di forte oscillazione del livello del mare. Non essendoci indicazioni di un cambiamento nell’apporto di sedimenti o di una ragione per aspettarsi tale cambiamento, propendiamo per il calo del livello del mare come fattore determinante per l’interruzione osservata tra i due gruppi di creste di spiaggia.
Il complesso di creste situate verso il mare (D, C, B) presso l’estuario di Chanthaburi è stato depositato approssimativamente tra 2100 e 1200 anni fa, e forme costiere di età simile sono state documentate in prossimità dell’area di studio (Chataro et al., 2022). Sebbene le informazioni riguardanti l’evoluzione delle variazioni del Livello Relativo del Mare (RSL) nel Golfo di Thailandia e sulla contigua piattaforma di Sunda in questo arco temporale siano oggetto di dibattito (cfr. Englong et al., 2019; Wan et al., 2020), alcuni studi indicano che potrebbe essersi verificato un abbassamento di quasi 1 metro nel corso di questo periodo (Tjia, 1996; Oliver e Terry, 2019). Se queste ricostruzioni fossero accurate, una marcata tendenza regressiva avrebbe probabilmente causato la migrazione verso il mare delle creste di spiaggia (Fig. 3B e C). Con la formazione di queste creste di spiaggia, il fiume Chanthaburi, così come il vicino fiume Welu, hanno sviluppato estuari che possono essere classificati come estuari del tipo barriera (o chiusi da barre) (cf. Roy et al., 1980; Hume e Herdendorf, 1988). Da quando si è formata la cresta B circa 1200 anni fa, la posizione della linea costiera sembra essere stata relativamente stabile, dato che questa cresta si trova a soli circa 100 metri dalla cresta di spiaggia presente sulla costa attiva (cresta A).
In contrasto con il nostro studio, Mallinson et al. (2014) hanno osservato una progradazione uniforme di una pianura litoranea nella regione costiera di Setiu, nel nord-est della Malaysia, nel periodo approssimativo da 3.0 a 1.9 ka, interpretando ciò come il riflesso di una caduta lenta e costante del livello relativo del mare o di un periodo di stasi. Tuttavia, Woodroffe e Horton (2005) e Mann et al. (2019) suggeriscono che la conoscenza precisa della dinamica del livello del mare è limitata per questo periodo nel Sud-Est Asiatico, e Surakiatchai et al. (2019) effettivamente riassumono le prove di un abbassamento costante del livello del mare. Nonostante ciò, mentre un calo sostanziale del livello del mare potrebbe spiegare la mancata presenza osservata di creste di spiaggia lungo la costa di Chanthaburi, risulta essenziale raccogliere ulteriori dati dall’intera regione per confermare o confutare questa ipotesi. Un modo per farlo potrebbe essere un’indagine geofisica per decifrare la struttura interna delle creste di spiaggia, così come effettuare trivellazioni e analisi dei sedimenti nella zona estuariale, che supera l’ambito del presente studio.
la Figura 3 rappresenta una ricostruzione paleoambientale schematica dell’evoluzione deposizionale della zona costiera di Chanthaburi, basata su evidenze geomorfologiche e cronologiche derivanti da datazioni OSL.
(A) Circa 3500 anni fa: Il diagramma A illustra una fase di altastand del livello del mare, che ha favorito la formazione di cordoni litoranei paralleli alla linea di costa. Questi cordoni sono il risultato dell’accumulo di sedimenti in condizioni di energia moderata e sono indicativi di un periodo di relativa stabilità geomorfologica e di equilibrio tra processi deposizionali e dinamiche marine.
(B) Tra 3500 e 2100 anni fa: Il diagramma B rappresenta un intervallo di tempo caratterizzato da un significativo abbassamento del livello del mare. Tale regressione marina è indicata dalla mancanza di formazione di nuovi cordoni litoranei, suggerendo una fase di disequilibrio in cui l’erosione potrebbe aver prevalso sulla deposizione lungo la linea costiera, o dove i sedimenti disponibili non erano sufficienti per formare strutture deposizionali evidenti.
(C) Tra circa 2100 e 1200 anni fa: Il diagramma C mostra il periodo in cui il livello del mare ha continuato a ritirarsi, con la conseguente formazione di un nuovo set di cordoni litoranei verso il mare. Questa fase di progradazione costiera ha portato alla creazione di un estuario bar-built, caratterizzato da una barriera di sedimenti che separa l’ambiente fluviale dall’ambiente marino. La costruzione di questi cordoni litoranei è compatibile con una riduzione progressiva del livello del mare e con un’attività deposizionale predominante.
(D) Configurazione costiera attuale a Chanthaburi: Il diagramma D mostra la situazione attuale, con la presenza del cordon litoraneo moderno (la cresta più vicina alla linea costiera attiva), la spiaggia presente, l’estuario di Chanthaburi e i contesti ambientali associati. Indica una fase di stabilità geomorfologica in cui non si osservano variazioni significative del livello del mare o della linea costiera nel recente passato geologico.
In sintesi, la Figura 3 fornisce un modello interpretativo delle variazioni storiche del livello del mare e delle risposte sedimentologiche e morfologiche della linea costiera, permettendo di comprendere i processi deposizionali e le dinamiche ambientali che hanno portato all’attuale configurazione geomorfologica dell’area di Chanthaburi.
CONCLUSIONI
La datazione mediante luminescenza stimolata otticamente (OSL) del set di cordoni litoranei posti nell’entroterra a sud dell’estuario di Chanthaburi fornisce evidenze di un livello del mare più elevato circa 3500 anni fa. Questo evento potrebbe essere stato seguito da un marcato abbassamento e da una potenziale successiva risalita del livello del mare tra circa 3500 e 2100 anni fa, fattori questi responsabili del divario tra i due insiemi di cordoni litoranei, successivamente occupato dalla zona di marea dell’estuario di Chanthaburi. Il successivo lento ritiro del livello del mare ha portato alla formazione dell’insieme di cordoni litoranei rivolti verso il mare tra circa 2100 e 1200 anni fa. Infine, il cordone litoraneo moderno si è formato dopo questo periodo.