ELEMENTI DI TETTONICA

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UNIVERSIT DEGLI STUDI DELLA BASILICATAFACOLT DI SCIENZE MM. FF. NN.

Anno Accademico 1993-94

ELEMENTI DI TETTONICACarlo Doglioni

Editrice Il Salice

1 - INTRODUZIONE

Questo breve testo cerca di dare delle conoscenze elementari di tettonica. In esso vi una descrizione generale delle strutture tettoniche osservabili nella crosta terrestre ed una descrizione dei principali ambienti dove esse si formano. Scopo della tettonica (dal greco tekton = costruttore) quello di osservare e descrivere le principali strutture della crosta terrestre e di interpretare come queste strutture si formano. Verr dato maggior respiro alle deformazioni pi superficiali della crosta, cosiddette " fragili" (brittle tectonics),che sono attualmente le pi importanti per studi applicativi quali ad esempio la ricerca petrolifera e lo studio delle strutture sismogenetiche. Lo studio della tettonica di una regione va di pari passo con lo studio stratigrafico della stessa; le conoscenze dell'una e dell'altra materia sono complementari per la comprensione della evoluzione geologica di una qualsiasi area. Cosa genera le deformazioni della crosta? Ovviamente ora, con l'evoluzione della teoria della Tettonica delle Placche, sappiamo che i motori di queste deformazioni devono essere cercati all'interno della crosta terrestre, il quale con i suoi movimenti convettivi interni strappa, disloca, trasporta e fa collidere fra di loro le placche litosferiche. A scala ben pi piccola, in uno qualsiasi degli ambienti geodinamici che si instaurano a causa di questi imponenti movimenti relativi delle placche, si generano delle forze che provocano le deformazioni della crosta terrestre. Si definisce lo stress, o sforzo (S) come la forza (F) applicata su una unit di superficie (A): S = F/A Quindi lo stress sar funzione principalmente della gravit e del particolare ambiente geodinamico in cui si verifica (distensivo, compressivo o trascorrente).

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Lo stress pu produrre una deformazione permanente nei materiali della crosta che va sotto il nome di strain: Io strain quindi l'entit della modificazione nella forma e nel volume di un corpo che soggetto ad uno stress (Fig.1.1).

Fig. 1. 1 Lo strain l'entit della deformazione sia in forma che in volume di un corpo soggetto ad uno stress.

Lo stress quindi la causa delle deformazioni della crosta terrestre, mentre lo strain quantifica queste deformazioni. Ogni ambiente geodinamico avr quindi un particolare tipo di stress e conseguentemente un particolare tipo di deformazioni: vedremo pi avanti per esempio, le associazioni di faglie legate a sistemi distensivi di rifting o quelle generate da sistemi compressivi o trascorrenti. Scopo di questo testo elementare quello di richiamare l'attenzione di un futuro geologo sui tipi pi comuni di deformazioni osservabili nella crosta terrestre a tutte le scale: dalle microstrutture alle catene montuose. Sar quindi utile memorizzare visivamente le geometrie che verranno man mano proposte nelle figure. A questo proposito sar proficuo ad esempio ridisegnare su un proprio quaderno le varie strutture. Verranno usati termini inglesi, spesso intraducibili in italiano, anche se si cercher sempre di darne una traduzione.

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TERMINI TETTONICI DI BASE

Supponiamo di avere due masse, una fissa ed una in movimento rispetto all'altra: il movimento indicato dalla freccia (si veda Fig.1.2 ) pu avvenire in una qualsiasi direzione, sia in allontanamento che in avvicinamento relativo. Si possono cio avere tra due corpi (visti per semplicit nelle due dimensioni) tutti i possibili angoli di movimento relativo. Si parler di compressione quando i due corpi collideranno l'uno contro l'altro; di estensione quando i due corpi si allontaneranno relativamente l'uno contro l'altro; si parler poi di trascorrenza quando i due corpi si muoveranno lateralmente l'uno all'altro e di transtensione (trascorrenza con componente di estensione) e di transpressione (trascorrenza con componente di compressione) nei casi intermedi. Come si pu notare non vi soluzione di continuit nei tipi di movimento relativo: in natura infatti i tipi di tettonica sono molto variabili, ma ricadono tutti in queste principali classi: compressione, transpressione, trascorrenza, transtensione ed estensione.

Fig. 1.2 Principali possibili movimenti relativi tra due masse.

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SCHEMA GENERALE DEI PROCESSI TETTONICI

Vediamo ora in una sequenza schematica come si sviluppa una fase tettonica in una regione (da Laubscher 1967). Stadio O - In una data regione agisce solo la forza di gravit; ci si trova in un campo elasto-statico; il rilassamento dei corpi avviene sotto pressioni litostatiche; i corpi rocciosi sono stabili e la loro struttura funzione delle geometrie ereditate da precedenti processi esogeni che ne hanno condizionato l'assetto stratigrafico, e processi endogeni che ne hanno costruito una eventuale deformazione. Stadio 1 - Nella regione inizia ad agire un nuovo piccolo stress; le nuove forze agiscono in modo condizionato dalle geometrie ereditate; la regione soggetta ad un campo elasto-statico teso, ma ancora stabile. Stadio 2 - Lo stress aumenta notevolmente; si sviluppa instabilit all'interno della regione; in funzione della reologia delle rocce si sviluppano rotture e faglie, piegamenti, o scorrimenti plastici e viscosi; la regione staticamente instabile e viene scomposta da un sistema di fratture la cui geometria funzione della principale traiettoria dello stress. Stadio 3 - Lo stress rimane grande; i corpi rocciosi cominciano a muoversi; le zone d'instabilit possono essere di natura diversa (zone fragili superficiali, presenza di evaporiti viscose, instabilit di piegamento, deformazioni duttili in profondit); la localizzazione e la natura dell'instabilit possono cambiare nel corso dello sviluppo tettonico; la regione cinematicamente instabile. Stadio 4 - Lo stress diminuisce fino ad esaurirsi e a tornare alle condizioni iniziali; anche tutte le deformazioni si calmano mano mano, passando per stadi sempre pi rigidi; l'azione tettonica diminuisce fino ad annullarsi; la regione torna ad una condizione stabile.

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2 -LIVELLI STRUTTURALI

Le deformazioni della crosta terrestre sono funzione principalmente: a) della temperatura a cui avvengono; b) della pressione a cui si formano; c) della velocit con la quale si sviluppano; d) del tempo per il quale i materiali sono soggetti allo stress; e) delle caratteristiche meccaniche dei materiali; f) della presenza o meno di acqua o altri fluidi; g) della variazione col tempo dei fattori precedenti. Si pu quindi immaginare quanto varie e complicate possano essere tutte le situazioni fisiche che si vengono a trovare variando uno solo dei parametri sopra esposti. A seconda della profondit a cui avviene la deformazione all ' interno della crosta aumenteranno o meno, per esempio, la pressione e la temperatura; la velocit della deformazione potr essere legata alle velocit relative delle placche, mentre il periodo di tempo per il quale i materiali saranno soggetti allo stress sar funzione della durata di certi eventi geodinamici; le stesse caratteristiche meccaniche dei materiali variano in funzione del tempo per il quale essi sono soggetti ad uno stress (ad esempio un calcare fragilissimo sottoposto ad una forza inferiore al punto di frattura nell'arco di 10.000 anni pu piegarsi senza rompersi; questa propriet, caratteristica per ogni tipo di roccia detta tempo di rilassamento); a seconda quindi del tipo di materiale e delle condizioni fisiche a cui avviene una deformazione, una roccia pu per esempio piegarsi o invece fratturarsi e fagliarsi, oppure deformarsi in modo duttile o plastico; ovviamente la crosta terrestre costituita da materiali assai vari, da rocce ultrabasiche in prossimit del mantello fino ai teneri sedimenti pi superficiali, materiali che si deformano chiaramente in modo molto diverso; la presenza d'acqua o altri fluidi pu invece diminuire notevolmente la resistenza al taglio dei materiali, facilitando lo svilupparsi di determinate deformazioni; provate infine ad immaginare un sovrascorrimento che si

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imposta al limite crosta-mantello, ma che contemporaneamente disloca anche tutto il resto superiore della crosta: nella sua parte inferiore avr una deformazione tipicamente duttile, cio ad alta temperatura e ad alta pressione, mentre allo stesso tempo, salendo ai livelli superficiali lo stesso sovrascorrimento si imposta su rocce pi tenere, ad una temperatura ed una pressione inferiori, provocando deformazioni di tipo fragile (brittle tectonics) per almeno gli ultimi 10-15 km (Fig.2.1): il che significa che ad esempio in profondit si formeranno delle miloniti di alto grado lungo la faglia, mentre verso la superficie si formeranno delle cataclasiti ( si veda successivo capitolo 4 sulle litologie associate alle faglie); da notare che con il progredire del sovrascorrimento la crosta inferiore andr man mano verso l'alto, passando da condizioni di tipo duttile a condizioni di tipo fragile che si sovraimporrano alle precedenti deformazioni pi profonde; un esempio di questa evoluzione spazio-temporale della deformazione legata ad un sovrascorrimento crostale di questo tipo ad esempio osservabile nella zona Ivrea-Verbano, dove la crosta inferiore stata dislocata in superficie.

Fig.2.1 In un sovrascorrimento che taglia la crosta si verificano contemporaneamente situazioni di deformazione duttile (shear zone) in profondit e situazioni di deformazione fragile (brittle fault) verso la superficie. La parte che sovrascorre passer col tempo a situazioni sempre pi superficiali, passando quindi da una deformazione duttile ad una fragile che si sovraimporr alla precedente.

Una situazione analoga la si pu osservare nei piani di faglia verticali, usualmente a movimento orizzontale, o trascorrente (Fig;2.2); in profondit (oltre i 10-15 km) il movimento avviene per taglio duttile (ductil shear), mentre sopra una zona di transizione, in superficie la deformazione avviene per taglio fragile (brittle fault). Ogni discontinuit meccanica o variazione petrografica all'interno della crosta terrestre possono rappresentare importanti piani di movimento.

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La duttilit pu essere definita come lo strain che una roccia in grado di subire prima della fratturazione.

Fig.2.2 Nel piano di movimento di una faglia trascorrente che attraversa la crosta si verificano movimenti duttili in profondit (ductile shear) e movimenti fragili, per rottura in superficie (brittle fault), al di sopra di una zona di transizione; si osservino i tre livelli del piano di faglia visti in pianta nel disegno al piede.

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BASAMENTO E COPERTURA SEDIMENTARIA

Da un punto di vista sia stratigrafico che reologico (la reologia la scienza che studia il modo di deformarsi dei materiali, nel caso nostro le rocce) ogni zona di crosta continentale sulla terra possiede un basamento cristallino ed una copertura sedimentaria (Fig.2.3), a parte ovviamente quelle zone dove la copertura stata erosa.

Fig.2.3. Basamento cristallino e copertura sedimentaria.

Il basamento in genere costituito da rocce metamorfiche (di qualsiasi grado) e rocce intrusive (ad es. graniti) messe in posto come corpi plutonici. La copertura sedimentaria invece generalmente costituita da arenarie, evaporiti, calcari, ecc.. La copertura sedimentaria poggia sempre in modo discordante sul basamento cristallino (discordanza semplice) ed costituita da sedimenti la cui competenza sempre in genere di gran lunga inferiore al sottostante basamento cristallino. Spesso, proprio per questo la copertura sedimentaria si scolla con gran facilit dal basamento, soprattutto se esistono formazioni evaporitiche che fungono da livelli preferenziali di scollamento. E' quindi sempre di importanza primaria nello studio della tettonica di una regione: - definire le principali unit meccaniche, che sono generalmente il basamento cristallino e la sovrastante copertura sedimentaria (o multilayer sedimentario); - individuare i possibili livelli di scollamento alla base ed all'interno della copertura sedimentaria; per fare questo necessario conoscere a fondo la stratigrafia della regione; - capire se e come il basamento coinvolto dalla tettonica.

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3 - FAGLIE

Una faglia un piano di movimento relativo fra due masse di roccia. Le faglie sono una risposta di tipo fragile ad uno stress che opera sulla crosta terrestre; per questo motivo le faglie sono spesso sismo-genetiche. Le principali osservazioni che permettono di riconoscere una faglia sono : 1) una discontinuit strutturale 2) una discontinuit litologica 3) una zona di rocce deformate 4) deformazioni superficiali in caso di fagliamento recente 5) sedimentazione influenzata da una faglia, in caso di faglia sindeposizionale. Ovviamente non tutte le discontinuit strutturali o litologiche sono faglie; il geologo deve infatti discernere contatti di altra natura quali eteropie di facies, contatti intrusivi, ecc. dalle faglie vere e proprie. In campagna le faglie corrispondono spesso a zone di scarso affioramento; ci dovuto alla generale debolezza dei materiali deformati dal movimento. In profondit, con l'aumento del gradiente geotermico, il movimento lungo una faglia passa da un regime fragile ad uno duttile, con plasticit intracrstallina. La profondit di questa transizione varia con i materiali: ad esempio faglie nel sale o nel gesso sono duttili anche nella crosta superiore, mentre faglie in rocce silicatiche possono evidenziare una deformazione plastica solo ad una profondit di almeno 10 km, in funzione del gradiente termico e della mineralogia.

Quando una faglia non verticale, il blocco che ne sta sopra detto tetto (o muro, temine meno usato), hangingwall in inglese; mentre il blocco sottostante

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detto letto o piede, footwall in inglese. Si definisce come rigetto della faglia l'entit del movimento relativo tra le due masse di roccia. Il rigetto pu essere a sua volta scomposto in due vettori che descrivono uno il movimento orizzontale (heave) e l'altro il movimento (throw); si veda Fig.3.1

Fig.3.1. Componenti del rigetto di una faglia: ss = componente orizzontale o di strike-slip; ds = componente verticale odi d i p-sli p; pp = vero vettore del rigetto.

Si definisce come rigetto stratigrafico di una faglia lo spessore di serie stratigrafica dislocato, confrontando in un punto della faglia le differenti rocce dell'hangingwall e del footwall. Una faglia pu assumere qualsiasi inclinazione e giacitura tra O e 90; in tutti i piani immaginabili pu avvenire un movimento con qualsiasi direzione; tutti i vari tipi di faglie, osservate in tre dimensioni, presentano quasi sempre dei piani di movimento ondulati. Pur non essendovi sempre una chiara soluzione di continuit, le faglie possono comunque essere suddivise in base alla loro inclinazione e rigetto in tre principali classi (Fig.3.2.) che sono: - faglie normali - faglie trascorrenti - faglie inverse Una qualsiasi faglia deve terminare in qualche modo: l dove la faglia si esaurisce avremo una linea detta in inglese tip line o linea terminale. Una faglia pu anche confluire in strutture di significato simile oppure troncarsi in una faglia quasi ortogonale; in questi casi il suo rigetto pu trasferirsi in un'altra faglia di significato simile attraverso la faglia ortogonale la quale detta cosi faglia di trasferimento. Il riconoscimento delle faglie di trasferimento sempre un passo molto importante nell'analisi tettonica di una regione.

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Fig.3.2 I tre principali tipi di faglie (normali, A; trascorrenti, B; inverse C) sono il prodotto di tre differenti campi di stress si notino i tre diversi sistemi coniugati (con un angolo medio di 60') relativi ai tre diversi campi di stress; si notino anche le strie collegate a detti movimenti. s1 lo stress principale.

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FAGLIE NORMALI Sinonimi e varianti: faglie dirette, faglie tensionali, faglie listriche, dipslip faults, low-(high) angle normal faults, extension faults. In una faglia normale l'hangingwall abbassato rispetto al footwall (Fig.3.3.).

Fig.3.3. Una faglia normale presenta l'hangingwall abbassato rispetto al footwall.

Una faglia normale (come anche faglie trascorrenti o inverse) pu presentarsi in natura come un piano netto, o una "zona di faglia", o una zona di taglio duttile (Fig.3.4.).

Fig.3.4. Distinzione fra un piano di faglia, una zona di faglia, e una zona di taglio duttile.

Una faglia normale il prodotto di una forza distensiva che tende ad allontanare i blocchi. Due serie di faglie normali di direzione parallela, ma con immersione opposta formano un sistema coniugato.

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Due faglie normali coniugate formano un graben (Fig.3.5.). Spesso per in natura i graben sono asimmetrici; in questo caso vengono chiamati semigraben o half graben; i blocchi relativamente sollevati rispetto ai graben sono invece detti horst (Fig.3.5.).

Le faglie normali hanno generalmente un'inclinazione di 55 -70. Nei pressi della superficie per possono raggiungere i 90, mentre in profondit possono interrompersi bruscamente lungo piani di altre faglie (Fig.3.6, n.1 e n.2), oppure orizzontalizzarsi in piani di scollamento pi profondi (Fig.3.6, n.3). Le faglie normali che si orizzontalizzano gradualmente in profondit (Fig.3.6, n.3) sono dette faglie listriche. In esse la parte pi inclinata detta ramp, mentre la parte orizzontale, generalmente parallela ad un piano di scollamento (un livello pi soffice, ad es. evaporiti) detta flat.

Fig.3.6. Tipi di terminazione in profondit di faglie normali.

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FAGLIE TRASCORRENTI

Sinonimi e varianti: wrench faults, strike-slip faults, transcurrent faults, tear faults, transpressive faults, transtensive faults. Le faglie trascorrenti sono piani in cui il movimento tra i due blocchi avviene in modo orizzontale (Fig.3.7).

Fig.3.7. Faglia trascorrente con movimento destro.

Il senso del movimento trascorrente di una faglia pu essere destro o sinistro (Fig.3.8); il senso lo stesso osservando la faglia sia dall'uno che dall'altro lato.

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Generalmente sono faglie subverticali, ma come vedremo, assumono talora inclinazioni assai varie. Come anche gli altri tipi di faglia, le faglie trascorrenti hanno un piano di movimento leggermente ondulato, osservabile sia in pianta che in sezione. Le faglie trascorrenti sono morfologicamente molto evidenti, e sono infatti osservabili chiaramente come lineazioni in foto aerea o da satellite. Nelle carte geologiche sono spesso evidenti per la loro verticalit che si evince dal loro andamento rettilineo. La trascorrenza tra i blocchi pu essere semplice, cio con un normale slittamento parallelo dei corpi, oppure pu essere una trascorrenza con una componente distensiva (transtensione), cio con uno scorrimento laterale che implica anche un allontanamento dei corpi; oppure pu essere una trascorrenza con una componente compressiva (transpressione), cio con uno scorrimento laterale che implica un avvicinamento dei corpi. A seconda dei tre casi, tra i quali peraltro non vi una netta soluzione di continuit, si formeranno particolari associazioni di faglie che vanno sotto il nome di strutture a fiore, strutture che vedremo al capitolo nono.

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FAGLIE INVERSE

Sinonimi e varianti: sovrascorrimenti, overthrusts, upthrusts, thrusts, reverse faults, scollamenti, decollements, detachments, contractional faults. In faglia inversa l'hangingawall alzato rispetto al footwall (Fig.3.9).

Fig.3.9. Faglia inversa: si noti che l'hangingawall sollevato rispetto al footwall.

Le faglie inverse si formano in zone di compressione. Il termine sovrascorrimento (overthrust) pi restrittivo nel campo delle faglie inverse. Un sovrascorrimento una faglia inversa con un'inclinazione compresa tra 0 e 45. Un sovrascorrimento pu avere il piano di movimento ondulato sia nella sezione del trasporto tettonico, sia in una sezione trasversale. Un sovrascorrimento in sezione parallela alla direzione del trasporto detto in flat (piano) quando ha un'inclinazione tra 0 e 10, mentre detto in ramp (rampa) quando ha un'inclinazione compresa tra 10 e 45 (Fig.3.10).

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Lateralmente un sovrascorrimento pu terminare in un ramp laterale o obliquo, e/o trasformarsi in una faglia trascorrente (Fig.3.11).

Fig.3.1 1. da e A: Geometrie possibili del piano di un sovrascorrimento. 12 direzione dei trasporto indicata frecce. Tutto 1'hangingwali stato ipoteticamente tolto per poter vedere la morfologia del footwall del sovrascorrimento. B: Un sovrascorrimento pu passare lateralmente in modo transizionale, senza soluzione di continuit, ad un ramp laterale ed infine ad una faglia trascorrente.

Generalmente, un sovrascorrimento in flat interessante la copertura sedimentaria circa parallelo alla stratificazione, mentre quando in ramp la taglia (Fig.3.12).

Fig.3.12. Geometria e cinematica di un sovrascorrimento. Si noti il flat parallelo alla stratificazione ed il ramp che invece la taglia. Si noti anche che in corrispondenza del ramp si forma una piega nell'hangingwall detta piega da ramp ( ramp fold).

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Un sovrascorrimento in flat anche detto scollamento (dcollement, detachment, tread faults). Lungo un sovrascorrimento pu esservi pi di un sistema di ramp-flat (Fig.3.13), formando un andamento sinuoso detto traiettoria a gradini (staircase trajectory). Queste geometrie sono funzione delle caratteristiche meccaniche delle rocce interessate dal sovrascorrimento. I flat si esplicano in rocce tenere, poco competenti (evaporiti, argilliti), mentre i ramp si impostano in rocce relativamente pi competenti.

Si noti comunque che il sistema di ramp e flat inizialmente lo stesso sia per il footwall che per l'hangingwall; man mano che il sovrascorrimento si muove l'hangingwall sale ed i suoi tratti di ramp e flat vengono trasportati in zone pi lontane, magari su diversi flat e ramp del footwall (Fig.3.14). Faglie inverse ad alto angolo (oltre i 45) possono essere faglie trascorrenti a componente compressiva (transpressive), oppure sovrascorrimenti inclinati successivamente alla loro formazione, oppure faglie normali ad alto angolo riattivate in faglie inverse in un ambiente compressivo. Il riconoscimento sul terreno di una qualsiasi faglia tanto pi facile quanto pi sono dettagliate le conoscenze stratigrafiche (sia per aree di rocce sedimentarie, che di rocce metamorfiche e ignee). Non si pu dunque fare la tettonica di una regione senza conoscere la stratigrafia.

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4 - LITOLOGIE E STRUTTURE ASSOCIATE ALLE ZONE DIFAGLIA

LITOLOGIE ASSOCIATE ALLE ZONE DI FAGLIA Come abbiamo visto brevemente, le faglie sono piani di movimento. La loro natura fragile in superficie e duttile in profondit funzione del gradiente geotermico e di tutti gli altri parametri fisici visti. Lungo le faglie le rocce subiscono una deformazione legata all'attrito presente nel piano di movimento. Questa deformazione sar funzione di tutti i vari parametri fisici (pressione, temperatura, presenza di fluidi, velocit del movimento, ecc.). Avremo cos una differenziazione della deformazione delle rocce lungo i piani di faglia a seconda dell'ambiente fisico in cui ci troviamo e in funzione delle caratteristiche meccaniche delle rocce fagliate. In primo approccio possiamo distinguere due tipi di litologie associate alle zone di faglia, e cio le cataclasi ti e le miloniti, rispettivamente i prodotti di ambienti fragili le prime, e duttili le seconde. Raffinando la classificazione delle litologie associate alle zone di faglia (fault rocks), possiamo osservare se le rocce deformate presentano una coesione oppure no; oppure se presentano o meno un aspetto caotico. Inoltre importante per la classificazione la quantit di matrice e di frammenti di roccia presenti. Molte faglie, in un regime superficiale fragile, sono caratterizzate da materiale frammentato di varie dimensioni: questo materiale detto breccia di faglia (fault breccia) quando i frammenti visibili costituiscono una buona parte della roccia (>30%). Dove invece la roccia geneticamente legata alla faglia costituita da materiale fine si parla di gouge di faglia, poltiglia arrangiata in forma sigmoidale (fault gouge). Le brecce di faglia sono comuni in faglie interessanti rocce competenti come calcari e dolomie; i gouge di faglia sono invece competenti in piani di faglia interessanti rocce poco competenti quali argille e marne.

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Brecce di faglia e gouge di faglia sono materiali incoerenti. Le cataclasiti, pur anch'esse rocce di faglia tipiche di zone superficiali fragili, presentano invece un aspetto coerente, coesivo. Il gouge di faglia ha bassa permeabilit a causa della sua taglia fine. Se sufficientemente spesso pu formare un limite idrologico che pu essere importante sia come trappola per idrocarburi, sia come zona limite invalicabile delle acque che permeano le rocce. E' frequentissimo in campagna trovare ad esempio delle sorgenti in corrispondenza di faglie. La pseudotachilite una particolare roccia di faglia che presenta spesso contenuti vetrosi e frammenti della roccia incassante; la pseudotachilite pu rappresentare una frizione rapida lungo la faglia che ha portato a fusione parte del materiale. Si forma quindi apparentemente solo in profondit nella crosta, ad una moderata pressione e ad una relativamente rapida velocit di deformazione; per la rapidit di formazione potrebbe essere considerata la registrazione di terremoti fossili. Il movimento lungo una faglia in profondit ad alte temperature accompagnato da plasticit intracristallina piuttosto che deformazione fragile ( brittle ). La profondit di questa transizione dipende gradatamente dal materiale (Fig.4.1).

Fig.4.1. Variazione della resistenza al taglio in funzione della temperatura di vari tipi di rocce e minerali. Si noti la minore resistenza al taglio delle evaporiti a sinistra (salgemma e anidride) e la maggiore resistenza al taglio dei minerali silicatici a destra.

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Il quarzo, tra i componenti delle rocce magmatiche e metamorfiche ha un comportamento molto duttile e rende di conseguenza le rocce che Io contengono molto pi duttili. Zone a deformazione plastica lungo una faglia sono generalmente composte da milonite, che una roccia molto dura, a grana fine e laminata (foliazione). Quando, in regime duttile, la ricristallizzazione dominante, si parla di blastomilonite. Quindi una faglia con struttura a gouge in superficie, pu trasformarsi in pseudotachilite a profondit intermedie e passare ad una zona di taglio duttile a profondit maggiori. In Fig.4.2 viene esposta la classificazione di Sibson (1977) delle litologie associate alle zone di faglia.

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STRUTTURE ASSOCIATE ALLE ZONE DI FAGLIA

Abbiamo visti schematicamente le litologie associate alle zone di faglia. Vediamo ora brevemente le principali strutture associate alle zone di faglia. Le strutture sono molto importanti per riconoscere la direzione ed il senso del movimento nei piani di faglia. Le pi tipiche strutture osservabili in un piano di movimento sono le strie (slichensidess). Le strie sono costituite da materiale ricristallizzato (molto spesso calcite) che si allineato nel senso del movimento della faglia (Fig. 4.3).

Fig. 4.3. Strie orizzontali in una faglia trascorrente sinistra.

Le strie indicano la qualit del movimento di una faglia, ma non l'entit. A volte si possono trovare strie di varie direzioni sovrapposte quando la faglia si mossa in modi diversi . Molto spesso le faglie presentano dei piccoli gradini. N e l l ' "ombra" lasciata vuota durante l'avanzamento i fluidi di calcite riempiono il vuoto; la calcite viene a sua volta stirata nel senso del movimento. Nelle parti vuote, non soggette a movimento e a stiramento, si formano cristalli di calcite indeformati. Questo un importante dato per capire il senso del movimento (Fig. 4.4). Un piccolo gradine nel pian di faglia pu generare un piccolo vuoto che viene riempito da calcite, depositata dai fluidi che permeano nelle fratture della roccia. La calcite a sua volta viene stirata nel senso del movimento della faglia Se il gradino per di senso opposto nel piano di faglia, non si forma un vuoto ed una parte di roccia soggetta invece a compressione (Fig. 4.5).

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Fig. 4.4. Gradini, strie e cristalli di calcite cresciuti in zone d'ombra, nel piano di una faglia. Le strie indicano la direzione del movimento, mentre i gradini e la calcite ricristallizzata indicano anche il verso del movimento: in questo caso la roccia che vediamo il footwall della faglia ed il blocco si mosso verso sinistra relativamente alla parte che doveva formare il Iato sovrastante della faglia, cio l'hangingwall qui assente. Per una visione in sezione dei gradini ( pur se con verso opposto) si veda anche il disegno superiore della Fig. 4.5.

Fig. 4.5. Due gradini di senso opposto in un piano di faglia (uno sinistro e l'altro destro) generano rispettivamente una zona di vuoto ed una zona di compressione dove si possono formare delle stiloliti che sono il prodotto di una dissoluzione per pressione della roccia (pressure solution).

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Nella zona in compressione (si noti comunque la scala centimetrica) si formano delle stiloliti, tipiche strutture zigzaganti a picchi (come le linee di sutura del cranio), che testimoniano una compenetrazione della roccia, dovuta a dissoluzione per pressione (pressure solution). Nelle stiloliti generalmente sono presenti ossidi scuri o rossastri di materiale insolubile. Le stiloliti indicano chiaramente la direzione della compressione. Si formano in vari tipi di ambienti tettonici ed anche in zone dove vi il solo carico litostatico: in questo caso sono particolarmente evidenti nelle formazioni carbonatiche che presentano le stiloliti parallele ai piani di stratificazione. Piccoli frammenti o granuli di roccia possono venire strappati e trascinati nel piano di faglia. Anche questi indicano inequivocabilmente la direzione ed il verso del movimento della faglia (Fig. 4.6).

Un'altra fondamentale struttura osservabile nei piani di faglia sono i cunei di Riedel. I cunei di Riedel sono compresi tra la faglia principale e piccole faglie minori aventi lo stesso verso, ma divergenti di 15 - 20. I cunei di Riedel, generalmente osservabili in rocce competenti, sono una risposta fragile della roccia e sono dei cunei che si oppongono al movimento (Fig. 4.7).

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In una zona di faglia si possono trovare dei sistemi coniugati di faglie minori, costituiti da faglie dette Riedel sintetiche e Riedel antitetiche (Fig. 4.8). Riedel fu lo scopritore ed il riproduttore di queste strutture in esperimento.

Fig. 4.8. Sistemi coniugati di faglie minori associate ad una zona di movimento ( faglie sintetiche ed antitetiche di Riedel. La faglia sintetica di Riedel la stessa vista precedentemente che descrive il cuneo di Riedel.

Il Gouge fabric un tipo di deformazione osservabile pi frequentemente in piani di faglia interessanti rocce marnose, argillose o comunque tenere (poco competenti). E' una deformazione semirigida (semibrittle). Come si ricorda, precedentemente abbiamo visto il fault gouge, che una particolare roccia di faglia. Questa assume una tessitura che appunto detta gouge fabric ( Fig. 4.9).

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Fig. 4.9 Gouge fabric in un piano di faglia. Si notino le caratteristiche linee sigmiodali (che possono corrispondere a piani con dissoluzione per pressione, pressure solution). Il gouge fabric indica molto bene il verso del movimento. Si noti che il verso opposto a quello dato dai cunei di Riedel che si formano in rocce pi competenti.

Gouge o Riedel si formano rispettivamente in rocce poco competenti e molto competenti. In casi intermedi i due tipi di strutture possono coesistere (Fig. 4.10.).

Un altro tipo di strutture che indicano il verso del movimento di una faglia sono le pieghe di trascinamento o drag folds (Fig. 4.11.).

Fig. 4.11. Piega di trascinamento legata al movimento lungo una faglia.

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Lungo un piano di scollamento, magari impostatosi in una formazione evaporitica (ad esempio costituita da sale, gessi, marne e argille) si creano spesso dei sistemi di pieghe isorientate (Fig. 4. 11.). Queste pieghe possono essere considerate come pieghe di trascinamento all'interno di una zona di taglio.

Fig. 4. 12. Dettaglio (a sinistra nel cerchio tratteggiato) di una zona di scollamento, cio ad esempio lungo il piano di fiat di un sovrascorrimento. Si notino le pieghe isorientate vergenti la stessa direzione del piano di scollamento.

A volte non esiste un vero e proprio piano di scollamento (sopra o sotto le pieghe). Questo perch il movimento relativo tra i due corpi sotto e sovrastante (ad esempio basamento cristallino e copertura sedimentaria) lungo la zona di taglio acconsentito dal formarsi delle pieghe stesse; cio il raccorciamento che si attua tramite le pieghe , in tale caso, pari all'entit del movimento totale.

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PIEGHE

Una piega il prodotto del piegamento di una originale superficie piana (Fig. 5. l.).

Fig. 5. 1. Piegamento di una superficie.

Faglie e fratture sono una risposta fragile agli stress: la roccia si rompe lungo piani definiti. Le pieghe invece sono una risposta pi duttile delle rocce alle sollecitazioni tettoniche. Una stessa roccia pu piegarsi o fratturarsi a seconda delle condizioni fisiche in cui si trova ed in funzione della velocit del movimento tettonico. Gli elementi pi importanti di una piega sono (Fig. 5.2.): la cerniera (hinge); i fianchi (limbs); il nucleo (core); il piano assiale (axial plane); l'asse (axis).

Fig. 5. 2. Elementi principali di una piega.

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Si possono inoltre definire l'ampiezza e la lunghezza d'onda di una piega (Fig.5.3.), misure che per dovrebbero essere fatte solo su pieghe con fianchi di lunghezza uguale (pieghe simmetriche).

Fig. 5. 3. L = lunghezza d'onda; I = punto d'inflessione; A = ampiezza; C = cerniera.

La cerniera la zona di massima curvatura della piega. I fianchi di una piega sono le superfici laterali alla cerniera. In una serie di pieghe ogni fianco in comune a due pieghe adiacenti che sono dette anticlinale e sinclinale (Fig.5.4.)

Pi precisamente per, una piega anticlinale ha al nucleo le rocce pi antiche mentre una piega sinclinale ha al nucleo le rocce pi recenti (Fig.5;5.). Talora in natura capita per che la successione di rocce venga rovesciata tettonicamente, invertendo la polarit dell'et delle rocce: ci porta a delle pieghe con una successione di et inversa, con al nucleo di una piega anticlinale per esempio rocce di et pi recente: in questi casi si parla allora di piega sinclinale antiforme o viceversa di piega anticlinale sinforme (Fig.5.5).

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Il piano assiale di una piega un piano immaginario equidistante dai fianchi di una piega; la superficie assiale invece una superficie passante per le cerniere della piega ed ha una forma che pu non essere planare (Fig. 5;6.); la superficie assiale pu corrispondere col piano assiale se la piega simmetrica. L'asse di una piega una linea passante per la zona di cerniera.

Fig. 5. 6. Superficie assiale; assedi una piega; piano del profilo di una piega.

La giacitura di una piega definita dalla orientazione spaziale dell'asse della piega (Fig.5.7.).

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Fig. 5. 7. Alcune possibili giaciture di una piega.

L'asse di una piega pu avere un'inclinazione coll'orizzontale variabile tra 0 e 90 che detta immersione (plunge) Fig. 5.7. Il piano assiale di una piega pu variare in tutte le direzioni spaziali possibili. Per semplicit si pu descrivere

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un piano assiale verticale, inclinato, rovesciato (quando uno dei due fianchi rovesciato), coricato o orizzontale (Fig.5.8.).

Fig. 5. 8. Giaciture del piano assiale di una piega.

In pieghe di forma particolarmente cilindrica difficile definire una zona di cerniera, elemento invece evidente in pieghe acuminate. L'apertura o la chiusura di una piega un utile elemento di classificazione e riflette l'intensit della deformazione, Fig.5.9.; essa indica l'angolo esistente tra i fianchi della piega.

Fig.5.9_ Classificazione delle pieghe basata sull'angolo tra i fianchi.

Si chiameranno cos pieghe lievi quelle con un angolo tra i fianchi compreso tra 180 e 120; pieghe aperte (120-70); pieghe chiuse (70-30); pieghe strette (30-1); pieghe isoclinali (1-0). Una piega, una volta formatasi, pu essere a sua volta ripiegata (Fig.5.10.).

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Fig. 5. 10. Piega isoclinale coricata ripiegata. Si noti il piano assiale della piega isoclinale caricata piegato dalla seconda fase plicativa. X una anticlinale sinforme; Y una sinclinale antiforme; Z una sinclinale sinforme.

Il profilo di una piega la forma di un livello piegato osservato nel piano perpendicolare alla superficie assiale (Fig. 5.6.). Il profilo di una piega molto importante da descrivere in quanto riflette in parte il meccanismo di formazione. In base al profilo le pieghe possono essere suddivise in quattro principali categorie (Fig.5.11.): - pieghe parallele - pieghe simili - pieghe concentriche - pieghe chevron

Fig. 5. 11. Tipi di profilo di piega. A - parallela, con spessore costante degli strati; B - simile, con ispessimento degli strati in zona di cerniera; C - concentrica; D- chevron, con fianchi di piega rettilinei e cerniere strettissime.

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Una piega parallela ha la caratteristica di avere Io spessore degli strati costante; cio lo spessore originario degli strati non si modificato durante il piegamento. Una piega simile invece ha la caratteristica di avere lo spessore degli strati mutato: ad esempio la cerniera ispessita ed i fianchi sono assottigliati; lo spessore originario si modificato perch il piegamento si svolto in condizioni pi duttili che hanno permesso un flusso di materia dai fianchi alle zone di cerniera. Una piega concentrica un caso speciale di piega parallela, dove le superfici di piegamento adiacenti sono archi di un cerchio con un centro in comune. Le pieghe chevron hanno fianchi piani e cerniere fortemente angolate. queste pieghe possono essere sia parallele che simili (cio con mantenimento o meno dello spessore degli strati). Le pieghe concentriche terminano verso l'alto e verso il basso come una conseguenza della loro geometria: in esse infatti l'estensione della piega limitata dai centri di curvatura. Sotto i centri di curvatura il raccorciamento deve essere accomodato da fagliamento o da un differente tipo di piegamento. In una piega simile lo spessore degli strati varia in un modo tale che la piega mantiene uno spessore costante degli strati misurato parallelamente alla superficie assiale. In una vera piega simile la forma delle pieghe adiacenti sopra e sotto dovrebbe corrispondere tanto da poter ipoteticamente continuare in modo indefinito. Una piega c he v ro n , cio con cerniere aguzze, con un solo fianco sviluppato, appare come una banda che attraversa la roccia. Queste bande sono dette kink-bands (Fig. 5.12). I tipi di piega fin qui descritti rappresentano casi limite di una serie continua di pieghe osservabili in natura Si pu ad esempio osservare una serie continua tra le pieghe concentriche a le pieghe chevron, da estremamente arrotondate ad estremamente angolari. Le pieghe possono essere descritte in termini di come esse si approssimano a questi tipi ideali. Una descrizione qualitativamente e quantitativamente pi precisa pu essere fatta con accurati metodi geometrici che tengono conto ad esempio della variazione dello spessore degli strati o delle geometrie di linee isogone tra la superficie assiale ed i fianchi della piega.

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Unaltra semplice classificazione delle pieghe proposta da Suppe (1985) si basa sulla semplice geometria della cerniera (curva o angolare) e sul mantenimento o meno dello spessore degli strati (piega parallela o non parallela), (Fig. 5.13.).

Fig.5.13. Quattro classi principali di pieghe secondo Suppe (1985): curve angolari, parallele o non parallele.

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Abbiamo visto alcuni dei principali metodi per classificare le pieghe. Vi sono ancora tanti sistemi talora pi precisi, come la classificazione delle pieghe col metodo delle isogone o della forma degli strati; ma 1 i trascuriamo per la loro complessit che esula dagli scopi elementari di questo testo. Nelle zone di cerniera di pieghe chevron generalmente si attua un flusso di materiale incompetente che riempie il vuoto che si viene a formare: in genere questo viene colmato da marne o argille provenienti dagli interstrati che permettono lo scivolamento flessurale nelle pieghe chevron. Se il flusso di materiale incompetente non riesce a chiudere il vuoto triangolare nella cerniera di una piega chevron si forma un collasso di cerniera (Fig. 5.14.).

Fig.5.14. Cerniere di pieghe chevron: a) il vuoto triangolare in cerniera colmato dal materiale incompetente che proviene dagli interstrati argillosi; si attua cio un flusso cataclastico di materiale; b) non vi sufficiente materiale in grado di riempire il vuoto triangolare per cui si attua un collasso di cerniera.

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SISTEMI DI PIEGHE

Un sistema di pieghe detto simmetrico se i fianchi delle pieghe sono di uguale lunghezza, e asimmetrico se i fianchi delle pieghe sono di ineguale lunghezza (Fig.5.15.).

Una monoclinale uno speciale tipo di piega asimmetrica dove un fianco molto breve rispetto all'altro (Fig.5.16.).

Il termine monoclinale normalmente usato solo per pieghe a larga scala. Pieghe parassite. Spesso si trovano serie di pieghe con una piccola lunghezza d'onda all'interno di pieghe di maggiore lunghezza d'onda (Fig.5.17). Le pieghe pi piccole sono dette pieghe parassite e si trovano generalmente in livelli meno competenti. In molti casi vi relazione geometrica tra le pieghe parassite e le pieghe maggiori che le contengono (Fig.5.17.). Cio quando le pieghe parassite e maggiori sono generate contemporaneamente, le pieghe parassite avranno un'asimmetria diversa a seconda che si trovino su un fianco o sull'altro della piega maggiore: me pieghe parassite avranno una forma a Z nel fianco sinistra della grande piega; una forma a M nell'area di cerniera ed una forma a S nel fianco destro.

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Fig.5.17. Pieghe parassite e loro geometria in relazione alla loro posizione rispetto alla piega maggiore che le contiene: si noti la forma a Z delle pieghe parassite nel fianco sinistro della grande piega, a M nella zona di cerniera e a S nel fianco destro.

Le pieghe parassite hanno una lunghezza d'onda ed una forma diverse dalla piega maggiore che le contiene: per questo motivo sono anche dette disarmoniche. Due pieghe asimmetriche con senso opposto di asimmetria, tale che le superfici assiali immergono l'una verso l'altra sono dette pieghe coniugate. Un tipo comune di piega coniugata la piega a scatola (box fold), che composta da due kink band coniugate (Fig.5.18.).

Fig.5.18. Due kink band coniugate formano una piega a scatola (box fold). Nella copertura sedimentaria pi le pieghe a scatola sono superficiali e pi sono facili a formarsi perch il carico dei sedimenti sovrastanti minore.

Un sistema di pieghe policlinali una struttura complessa dove le superfici assiali di pieghe adiacenti hanno varie orientazioni (Fig.5.19.).

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MECCANISMI DI PIEGAMENTO. Vediamo ora brevemente i principali meccanismi interni del piegamento, che sono: 1) bukling (piegamento semplice per compressione laterale); 2) flexural slip (scivolamento flessurale lunga strata); 3) flexural shear (taglio flessurale); 4) oblique shear (taglio obliquo); 5) kinking (brusca variazione di giacitura in corrispondenza di cerniere aguzze). Questi sono i principali sistemi in cui si attua il piegamento, cosa succede cio all'interno delle rocce mentre queste si piegano (Fig.5.20.).

Fig.5.20. Meccanismi di piegamento. A: bukling; si osservi la geometria dell'ellisse di strain dentro il livello piegato: la superficie neutra senza strain separa uno strain distensivo nella cerniera dell'arco esterno da uno strain compressivo nell'arco interno. B: flexural slip; i vari livelli sono dislocati verso la cerniera rispetto ai rispettivi livelli sottostanti, scivolando gli uni sugli altri; i singoli livelli sono indeformati. C: flexural shear; i fianchi della piega sono modificati da taglio semplice (simple shear) di direzione opposta nei due fianchi e attivo parallelamente agli strati; rarea di cerniera indeformata; D: oblique shear; la piega dovuta ai cambiamenti nella quantit o direzione del movimento di. taglio semplice. E modello con carte da gioco di una piega per taglio obliquo (oblique shear fold). F: kinking; la piega prodotta dalla rotazione di una serie di strati in entrambi le parti di un piano di kink (kink plane); i piani di kink sono superfici assiali e gli strati si deformano tramite flexural slip.

B u c k l i n g, o piegamento semplice. Idealmente, in una piega prodotta da buckling (cio per semplice compressione laterale) gli strati mantengono il loro

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spessore e si produce una piega parallela o concentrica. Si produce uno strain di estensione attorno alla cerniera dell'arco esterno, una zona rimane indeformata (superficie neutra) e nell'arco interno si produce uno strain di compressione (Fig. 5.21).

Fig.5.21. Piega parallela per compressione laterale (buckle fold). Si notino le fratture di estensione nell'arco esterno riempite di materiale (in genere calcite o quarzo. L'arco interno invece in compressione.

Flexural slip, o scivolamento flessurale. Questo processo involve uno scivolamento tre gli strati durante il piegamento. Questo tipo di piegamento caratterizza la deformazione di corpi con strati relativamente competenti, separati da netti piani di stratificazione o sottili interstrati argillosi. Flexural shear, o taglio flessurale. In questo processo una piega (buckle fold) modificata per taglio semplice (simple shear) agente parallelamente sui fianchi della piega, producendo una deformazione nella quale gli assi maggiori degli ellissi dello strain sono convergenti verso la cerniera della piega (Fig. 5.20). Oblique shear, o taglio obliquo. Se il taglio semplice (simple shear) si esplica in modo obliquo agli strati e l'entit e la direzione del taglio varia lungo la lunghezza, si former una rotazione passiva dello strato. Questo processo stato chiamato heterogeneous simple shear (taglio semplice eterogeneo). La distribuzione dello strain simile a quella del flexral shear. Questo meccanismo produce pieghe simili ideali e pu essere illustrato usando una serie di carte da gioco (Fig. 5.20). Un esempio dato anche in Fig. 5.22.

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Fig.5.22. Piega da oblique shear, o taglio obliquo, mostrante il piano e la direzione di taglio (shear plan e shear direction).

K i n k i n g. Questo meccanismo forma pieghe di tipo chevron o kink-band, le quali hanno fianchi rettilinei e cerniere aguzze. La geometria controllata dalla rotazione degli strati i quali rimangono planari tra i piani di kink. I fianchi delle pieghe scivolano con il solito sistema di flexural slip. La loro geometria comunque condizionata dalla presenza o meno di interstrati argillosi che permettano lo scivolamento flessurale. Altra condizione necessaria per questo tipo di pieghe la sottigliezza degli strati: ad esempio pieghe chevron si sviluppano facilmente in formazioni costituite da strati (ad esempio calcari) di circa 5 - 15 cm, intercalati da livelli centimetrici o millimetrici di argille. In sostanza geometria e dimensione di una piega chevron sono funzioni, a qualsiasi scala (micro, meso e macroscala) sia delle litologie che degli spessori dei singoli strati coinvolti. Irregolarit e piccole faglie si formano nelle cerniere di pieghe chevron quando strati pi spessi o particolarmente competenti sono intercalati alla serie in via di piegamento.

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LE PIEGHE IN TRE DIMENSIONI

Abbiamo visto fino ad ora una descrizione delle pieghe in due dimensioni, osservate in sezione perpendicolare al piano assiale. Vediamo ora come si presentano le pieghe in tre dimensioni. Osserviamo cio come esse variano lungo il loro asse, che sempre perpendicolare alle sezioni finora viste. Le pieghe che mantengono il loro profilo costante lungo il proprio asse sono dette cilindriche. E' pi comune trovare in natura pieghe non cilindriche, cio pieghe che non mantengono costante il proprio profilo lungo l'asse. Spesso pieghe minori a disposizione en-chelon si formano lungo le zone di cerniera di pieghe di ordine maggiore.

Pieghe Periclinali, Brachianticlinali, Duomi E Bacini Una piega periclinale una piega la cui ampiezza decresce rapidamente in entrambe le direzioni. Pu essere sia una sinclinale che una anticlinale. Si parla anche di terminazione periclinale per la zona dove l'ampiezza della piega tende ad annullarsi, da una qualsiasi delle due parti, in corrispondenza dell'infossamento dell'asse (Fig. 5.23). Si usa anche il termine di pieghe brachianticlinali, o brachisinclinali per quelle pieghe la cui lunghezza breve se comparata alla larghezza; sono strutture a met strada fra una piega ben sviluppata ed un duomo o un bacino. Un duomo un caso limite di anticlinale che visto in pianta ha una forma subcircolare. L'asse della piega si riduce ad un punto e, in un duomo ideale, il profilo della piega uguale in tutte le direzioni (Fig.5.23). Un bacino esattamente l'opposto di un duomo, ed quindi un caso limite di sinclinale, con asse ridotto ad un punto (Fig. 5.23).

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Fig.5.23. Periclinali, duomi e bacini. 1 - vista in pianta di sinclinali (S) e anticlinali (A) di geometria periclinale con la tipica forma a canoa. 2-3 - vista in pianta e in blocco di duomi e bacini. I trattini indicano l'immersione degli strati.

Culminazioni E Depressioni

In una struttura a pieghe non cilindriche, sia periclinali che pi complesse, gli assi delle pieghe sono generalmente curvi e variano in altezza. I punti di massima elevazione lungo l'asse di pieghe antiformi sono chiamati culminazioni assiali e i punti di minima elevazione lungo l'asse di pieghe sinformi sono detti depressioni assiali (Fig.5.24).

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INTERFERENZE DI PIEGHE SOVRAIMPOSTE

Numerosi complessi sistemi di pieghe in natura sono il risultato dell'interferenza tra due o pi serie di pieghe semplici. E' facile immaginare come il piegamento di una superficie la quale gi possiede una serie di pieghe produrr una complicata struttura nelle tre dimensioni (Fig. 5.25). Il risultato dell'interferenza sar funzione della geometria e delle reciproche relazioni tra il primo piegamento ed il secondo.

Fig.5.25. Pieghe sovraimposte. A - Superficie gi piegata con pieghe. Fl stata ripiegata da una piega successiva ad asse F2 dando una complessa struttura tridimensionale. B - Tre principali tipi di strutture di interferenza prodotti dalla sovraimposizione di pieghe.

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RELAZIONI TRA FAGLIE E PIEGHE Abbiamo visto che mentre le faglie sono un prodotto di una deformazione fragile, improvvisa, le pieghe sono invece formate da un lento e continuo cambiamento sotto condizioni di deformazione duttile. Tuttavia i due processi non sono del tutto separati, ma anzi talora sono uno la conseguenza dell'altro. Per esempio sotto certe condizioni il piegamento pu portare ad un fagliamento come deformazione progressiva; oppure livelli di materiale pi competenti interstratificati con rocce pi tenere mostreranno fagliamento in contrasto con le rocce pi tenere che si piegheranno. Vi sono importanti piegamenti che sono addirittura una conseguenza delle faglie: ad esempio, come gi visto nel capitolo delle faglie, una variazione nell'andamento di un sovrascorrimento da ramp a flat (Fig. 5.26) produce un piegamento delle rocce sovrastanti, dette pieghe da ramp o anticlinali da ramp (ramp folds o hangingwall anticlines). Ne derivano anche pieghe sinclinali collocate al fronte o tra le anticlinali da ramp (Fig. 5.26).

Fig.5.26. Pieghe anticlinali (A) e sinclinali (S) come conseguenza di un adattamento del volume di rocce alla geometria a gradinata del sovrascorrimento sottostante. Le pieghe si formano contemporaneamente al movimento dei sovrascorrimento.

Un altro importante esempio di relazione fra piegamento e fagliamento osservabile nel Giura franco-svizzero (Fig. 5.27).

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In questa catena stata dimostrata una importante successione cinematica: pieghe nella copertura sedimentaria, formatesi nelle ultime fasi dell'orogenesi alpina con uno scollamento a livello di evaporiti triassiche, arrivano al livello massimo di raccorciamento possibile per piegamento (Fig. 5.27,1); dopodich essendo situate a livelli strutturali superficiali (quindi bassa temperatura, 40C circa, e bassa pressione) le pieghe si fagliano su un fianco perch il piegamento non pi in grado di assorbire la compressione (Fig. 5.27,2). Continuando la compressione anche i precedenti piani di sovrascorrimento vengono ripiegati (Fig. 5.27,3).

Fig.5.27. Evoluzione cinematica del piegamento nel Giura franco-svizzero: 1 piegamento della copertura sedimentaria con scollamento brasale; 2 "esplosione" e fagliamento delle pieghe; 3 - successiva fase di piegamento che piega anche il precedente piano di sovrascorrimento.

Un'altra relazione fagliamento-piegamento la si pu osservare nei sovrascorrimenti ciechi (blind thrusts), nelle zone dove un sovrascorrimento termina ed il raccorciamento si attua invece mediante piegamento (Fig.5.28).

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Fig.5.28. Un sovrascorrimento termina ed il raccorciamento si attua non pi mediante la faglia ma attraverso la piega; piegamento e fagliamento sono contemporanei.

Come visto precedentemente, anche zone di k i nk band, una volta superata la posizione limite (locking position), possono degenerare in faglia inversa (Fig. 5.29).

Fig.5.29. Degenerazione da kink band a faglia inversa. La faglia successiva al piegamento. La C la struttura che un tempo prendeva il nome di piega faglia, termine largamente usato nella letteratura italiana, ma attualmente considerato obsoleto in quanto, come si visto le relazioni tra piegamento e fagliamento sono numerose ed il termine pu generare confusione.

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Fig.5.30. Nel campo della tettonica fragile, i meccanismi di raccorciamento pi importanti sono quelli di piegamento per propagazione di faglia e di piegamento per faglia ondulata (Suppe, 1983/1985). Si noti che nel caso di piega per propagazione di faglia (con sovrascorrimento cieco), il rigetto lungo il piano di sovrascorrimento si annulla, trasferendosi man mano alla piega sovrastante. ll piegamento per faglia ondulata dovuto invece all'adattamento del tetto del sovrascorrimento alla geometria ondulata del piano di movimento, e inoltre il sovrascorrimento presente e attivo in tutta la sezione. Sinonimi in inglese sono fault-propagation folding e faultbend folding.

Altre relazioni fagliamento-piegamento sono osservabili lungo faglie trascorrenti che generano spesso pieghe en-chelon (Fig. 5.31). En-chelon un termine valido per qualsiasi tipo di struttura (assi di pieghe, fratture, ecc.) a qualsiasi scala. E' un termine francese indicante una disposizione "a gradini" delle strutture, che formano un certo angolo (in genere tra i 20 ed i 60) con un allineamento principale.

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Si ricordano infine le pieghe di trascinamento (drag folds) lungo i piani di faglia (qualunque tipo di faglia, inversa, diretta o trascorrente); si veda ad esempio la fig. 4.10. Le relazioni quindi tra faglie e pieghe sono numerose, con reciproci scambi di causa ed effetto. Tutte le strutture fin qui viste sono molto comuni e sono presenti a tutte le scale, dai millimetri ai chilometri.

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6 - FRATTURE - STILOLITI - BUDINIFRATTURE Le fratture (joints) nelle rocce sono discontinuit meccaniche con rigetto tra le parti nullo o comunque non visibili ad occhio nudo. Le fratture sono molto comuni in tutta la parte superficiale della crosta terrestre e sono una tipica espressione fragile della deformazione; si sviluppano particolarmente in rocce competenti e sono sede privilegiata per l'alterazione delle rocce da parte delle acque percolanti. Lo studio delle fratture importante per la ricostruzione delle deformazioni subite da una regione, per lo studio della permeabilit delle rocce (fattore fondamentale per la idrogeologia e per la ricerca degli idrocarburi), nonch per problemi di meccanica delle rocce e di stabilit dei pendii. Le fratture sono in genere presenti in serie o famiglie con varie orientazioni, pi o meno regolarmente spaziate, e danno alla roccia un tipico aspetto a blocchi. Il piano di una frattura pu essere piatto, o leggermente ondulato, o presentare una tipica struttura a piuma ( plumose structure, Fig. 6.1). Le fratture sono causate da numerosi fattori quali stress tettonici (di qualsiasi tipo), scarichi litostatici, raffreddamenti, maree terrestri. Stress tettonici - Le fratture sono frequentemente presenti in serie coniugate che contribuiscono all'indagine dello stress subito dalla regione. Possono assumere qualsiasi orientazione spaziale all'interno della roccia che le contiene. Rispetto ad una piega le fratture possono essere trasversali, longitudinali e diagonali (Fig. 6.2).

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Fig.6.1. Struttura a piuma (plumose structure) nel piano di una frattura. Si noti anche la frangia laterale al piano principale che si esplica in superficie con una serie di giunti enchelon apparentemente disconnessi.

Fig.6.2. Tipi di fratture associate al piegamento.

Scarico litostatico - Molte fratture sono legate al rilassamento della roccia quando a questa viene tolto un carico litostatico. Il peso dello spessore delle rocce produce una compressione che aumenta con la profondit. Quando le rocce vengono man mano erose la pressione

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litostatica si riduce e le rocce si possono cos rilassare espandendosi e sviluppando una serie di fratture tensionali, spesso parallele ai piani di stratificazione. Ci avviene frequentemente ad esempio nelle cave. Fratture di raffreddamento - Sono comuni i sistemi di fratture legati al raffreddamento di corpi ignei. Corpi ignei tabulari ad esempio mostrano frequentemente una fessurazione colonnare perpendicolare alle superfici di raffreddamento. Maree terrestri - Pare dimostrato che anche le maree terrestri con le loro continue e lievissime oscillazioni generino sistemi di fratture nella crosta superiore. I tension gashes sono strutture dalla tipica forma sigmoidale indicami estensione in una zona di taglio (Fig. 6.3). Si formano per rotazione delle fessure.

Il movimento pu avvenire in tutte le direzioni dello spazio. Le fratture beanti hanno una disposizione en-chelon rispetto alla zona di taglio e sono generalmente riempite da calcite o quarzo. In natura si trovano spesso sistemi coniugati di tension gashes, legati appunto a sistemi coniugati di zone di taglio (Fig. 6.4).

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Fig.6.4. Sistemi coniugati di tension-gashes.

In una zona di taglio il vettore del movimento pu essere scomposto in vettori indicanti la direzione di massima compressione e di massima estensione (Fig. 6.5).

Si noti infatti che i vettori della compressione sono rivolti l'uno contro l'altro mentre i vettori della distensione si allontanano reciprocamente. Il vettore di massima compressione anche detto si, mentre il vettore di massima estensione detto s3. Un vettore di stress intermedio detto s2 ed perpendicolare al piano della pagina. E' importante notare che nei tension gashes i cristalli di calcite o quarzo che riempiono le fratture beanti si dispongono sempre parallelamente alla direzione

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di estensione, cio sono paralleli al s3 di una regione, perpendicolari alla direzione di compressione massima, o s 1, Fig. 6.5. Quando una roccia soggetta a compressione avviene una fuga dell'acqua interstiziale contenuta (water escape). I fluidi vanno a riempire tutte le fratture beanti e fanno precipitare cristalli (spesso calcite, quarzo o gesso, ecc.). Una vena di gesso tagliante uno strato di argilla pu dar luogo a pieghe enterolitiche se lo strato argilloso viene ulteriormente compattato (Fig.6.6).

Fig.6.6. Pieghe enterolitiche formatesi con la compattazione di un'argilla tagliata da una vena di gesso (in nero nel disegno; in natura il gesso invece generalmente biancastro).

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STILOLITI

La compattazione di un sedimento comporta una riduzione in volume data sia dalla perdita d'acqua, sia dalla diminuzione dei vuoti intergranulari. La compattazione pu portare alla diagenesi o litificazione del sedimento. Una compressione agente su una roccia gi consolidata pu dar luogo invece ad una dissoluzione per pressione. Le s t i l o l i ti sono un effetto della dissoluzione per pressione allo stato solido. Famiglie di stiloliti possono ridurre anche del 30% il volume originale della roccia (Fig. 6.7).

Fig.6.7. Riduzione del volume di una roccia per pressione-soluzione in piani stilolitici. Si noti l'apparente movimento destro del fossile per la dissoluzione.

Le stiloliti si formano perpendicolarmente alla compressione, mentre strie stilolitiche si possono formare in piani obliqui alla compressione (Fig. 6.8).

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Si parler cos in genere di "stiloliti stratigrafiche" quando le stiloliti sono parallele alla stratificazione e si sono formate per solo carico litostatico generato dai sovrastanti sedimenti, Si parler invece di "stiloliti tettoniche" quando la loro genesi legata ad un campo di stress che ha agito regionalmente (Fig. 6.9).

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BUDINI Quando strati di rocce competenti (intercalati a strati di rocce relativamente meno competenti) vengono sottoposti a stiramento ed allungamento, possono reagire deformandosi in modo caratteristico: gli strati vengono stirati in forme lenticolari che possono giungere ad avere l'aspetto dei cosiddetti budini (boudins). Il processo di formazione detto budinaggio (boudinage); i budini possono essere o lineari o a forma di tavoletta di cioccolato se l'estensione avvenuta in entrambe le direzioni, Fig. 6.10.

Fig.6.10. A - Budini lineari e a tavoletta di cioccolato; B - budini sul fianco stirato di una piega.

Quando la separazione incompleta e i budini non sono del tutto separati si parla di "pinch-and-swell". I budini si formano in livelli relativamente pi competenti rispetto alle rocce inglobanti, le quali tendono a deformarsi in un modo pi duttile e a fluire negli spazi tra i budini. Molti budini sono separati da vene di quarzo o calcite o, in rocce di alto grado metamorfico, da materiale pegmatitico. Non sembra esservi una chiara soluzione di continuit tra strutture sedimentarie di carico quali "ball and pillow" con i budini tettonici; anche i ball and pillow sono comunque legati a carichi litostatici che si esplicano per

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in livelli strutturali molto alti, in assenza di metamorfsmo.

I budini sono utili indicatori delle direzion d estensione subita dallariccia. Si trovano frequentemente in fanchi stirati di pieghe e in rocce

costituite da frequenti alternanze di materiali pi competenti e relativamente meno competenti, come ad esempio calcari intercalati a marnee argille.

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7 - FOLIAZIONE - LINEAZIONI - FABRICCome gi osservato, le strutture tettoniche delle rocce presenti nei livellipi profondi della crosta terrestre sono diverse da quelle dei livelli superiori. La differenza dovuta principalmente agli effetti dell'aumento di temperatura e pressione in profondit, fattori che aumentano la duttilit delle rocce. Tre importanti osservazioni possono essere fatte riguardo alle strutture dei livelli crostali profondi a maggior duttilit: 1 - Il piegamento il tipico modo di deformazione piuttosto che il fagliamento. 2 - Si sviluppano serie di nuove superfici planari (clivaggio, scistosit). 3 - Una ricristallizzazione pervasiva della roccia sotto compressione genera anche un riarrangiamento interno della tessitura della roccia, producendo un nuovo fabric.

FOLIAZIONE Una foliazione una serie di nuove superfici planari prodotte in una roccia come risultato della deformazione. Foliazione un termine generale coprente diversi tipi di strutture prodotte in differenti modi. Clivaggio, scistosit, bande gneissose e fratture strettamente spaziate, sono tutti esempi di foliazione.

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Molte rocce mostrano numerose generazioni di foliazione che sono distinte tra loro cronologicamente e per tipologia. Foliazioni pi vecchie ad esempio possono essere tagliate e deformate da foliazioni pi recenti. La stratificazione in genere la prima superficie planare riconoscibile ed un importante riferimento geometrico per lo studio delle foliazioni che intersecano la roccia. In rocce metamorfiche spesso per la stratificazione obliterata dalla successiva deformazione. Generalmente la foliazione si dispone in modo parallelo o sub-parallelo al piano assiale delle pieghe (Fig.7.l.).

Fig.7.l. A - La foliazione in genere parallela o sub-parallela al piano assiale delle pieghe. B - Fenomeni di rifrazione della foliazione si osservano comunemente tra strati di roccia a diverse competenza.

Tipi Di Foliazione

La nomenclatura dei vari tipi di foliazione piuttosto confusa. In genere si usa il termine clivaggio per foliazioni della roccia verificatesi a bassa temperatura e pressione, e scistosit per foliazione della roccia nei vari gradi metamorfici. Il termine clivaggio (un tipo di foliazione quindi) ad esempio abbraccia strutture di varia origine: il solo fattore comune la fissilit, la quale porta la roccia ad essere separata lungo piani di foliazione.

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I principali tipi di clivaggio sono: - slaty cleavage: un clivaggio tipico di argille metamorfosate a basso grado; - fracture cleavage: costituito da una serie di fratture parallele strettamente spaziate; - pressure solution cleavage: costituito da piani paralleli dove avvenuta una dissoluzione per pressione; - crenulation cleavage: costituito da piani generati da micropiegamenti. Spesso senza l'ausilio del microscopio non possibile distinguere tra loro i vari tipi di clivaggio. Si adotta per questo un termine neutro nell'osservazione macroscopica che clivaggio spaziato (spaced cleavage). La scistosit una foliazione prodotta dall'allineamento parallelo di minerali tabulari, come ad esempio le miche, in rocce che sono state sottoposte ad una ricristallizzazione metamorfica. Un altro tipo di foliazione data da un "layering" composizionale simile alla stratificazione ma di origine metamorfica o tettonica (gneissose banding).

Clivaggio In Argille Metamorfosate A Basso Grado (Slaty Cleavage).

Questo tipo di clivaggio si esplica essenzialmente in rocce a grana fine come argille metamorfosate sotto bassissimo grado metamorfico. Questa fissilit penetrativa particolarmente chiara al microscopio, dove si osserva un riarrangiamento parallelo di minerali fillosilicatici (ad esempio muscovite) e minerali argillosi, o il posizionamento parallelo di aggregati di particelle tabulari e lenticolari. L'origine di questa struttura ancora pi chiara quando la roccia contiene oggetti deformati di forma iniziale conosciuta (ad esempio fossili). Il piano del clivaggio corrisponde al piano di appiattimento di tali oggetti deformati; ci permette di dedurre che l'orientazione parallela dei grani e dei minerali dovuta alla compressione della roccia in una direzione perpendicolare al piano del clivaggio. Questa compressione ha prodotto una rotazione dei minerali della roccia ed ha controllato la direzione di crescita dei minerali di neoformazione metamorfica, allineandoli parallelamente alla direzione

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del clivaggio. Lo slaty cleavage si forma solo quando la roccia viene compressa di circa il 30% della lunghezza iniziale.

Clivaggio Di Frattura (Fracture Cleavage) .

E' costituito da fratture parallele strettamente spaziate che separano la roccia in piani definiti. In sezione sottile queste fratture appaiono come microfaglie. Il clivaggio di frattura si forma in condizioni fragili a bassa temperatura, ed tipico di rocce deformate competenti come arenarie e calcari. Il clivaggio di frattura pu accompagnare lo slaty cleavage o nella stessa roccia o in strati adiacenti, e talvolta le fratture possono impostarsi sui piani di clivaggio precedentemente formatosi.

Clivaggio Pressione-Evoluzione (Pressure-Solution Cleavage).

Le fratture possono avere una componente compressiva che provoca dissoluzione per pressione, oppure possono avere una componente distensiva, nel qual caso le fratture sono riempite di quarzo o calcite. Certi clivaggi di frattura sembrano dovuti ad una fratturazione idraulica prodotta da acqua spremuta fuori da sedimenti per carico litostatico.

Clivaggio Di Crenulazione (Crenulation Cleavage).

Questo clivaggio prodotto dal piegamento di sottili livelli o laminazioni dentro la roccia. Questo micropiegamento detto crenulazione. Se le superfici assiali di tale crenulazione sono strettamente spaziate e parallele, si produce una marcata foliazione (Fig.7.2).

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Fig.7.2. Clivaggio di crenulazione (crenulation cleavage). A - asimmetrico; B - simmetrico. Il clivaggio parallelo alle superfici assiali della crenulazione.

Questa foliazione spesso aumentata da una ricristallizzazione selettiva di alcuni minerali lungo i piani di crenulazione, con migrazione di quarzo o calcite nei piani di crenulazione e la disposizione parallela ad esempio delle miche lungo tali piani, fattori questi che hanno una forte fissilit alla roccia. I1 clivaggio di crenulazione spesso associato a deformazioni tardive di rocce che gi possiedono un forte clivaggio o scistosit come risultati di una precedente deformazione. Clivaggio di crenulazione pu comunque svilupparsi anche in rocce indeformate come ad esempio argille finemente laminate.

Scistosit

Con l'aumento del grado metamorfico nelle rocce si attua una trasformazione mineralogica. Una foliazione, segnata dalla orientazione parallela dei minerali di neoformazione in una roccia metamorfica detta scistosit. Una scistosit pu essere prodotta direttamente da uno slaty cleavage semplicemente con un aumento delle dimensioni dei minerali di neoformazione conseguente all'aumento di temperatura.

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Foliazioni Tessiturali (Shape Fabric Foliation)

Un effetto importante della deformazione in molte rocce l'allineamento parallelo di oggetti deformati ed allungati all'interno della massa rocciosa. La struttura prodotta da una serie di oggetti allungati e disposti parallelamente in piani detta foliazione tessiturale.

"Layering" Composizionale

Una "stratificazione" in rocce metamorfiche prodotta da livelli alternati di differente composizione un importante elemento di molte rocce metamorfiche deformate. Abbiamo gi visto che la migrazione di certi minerali durante la formazione del clivaggio di crenulazione pu produrre una foliazione. La ridistribuzione preferenziale di minerali in rocce metamorfiche chiamata segregazione metamorfica o differenziazione metamorfica (metamorphic segregation); questo un importante processo per formazione di una layering (una specie di stratificazione) composizionale in rocce deformate. Una comune forma di segregazione a basso o assente grado metamorfico data dalla gi vista dissoluzione per pressione che da appunto un clivaggio per dissoluzione. Il layering composizionale una caratteristica di molti gneiss; gli gneiss sono rocce metamorfiche a grana grossa, tipicamente di composizione quarzo-feldspatica.

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LINEAZIONI Una lineazione una struttura lineare prodotta in una roccia dalla deformazione. Vi sono vari tipi di lineazioni, ed molto utile saperli riconoscere in campagna (Fig.7.3).

Fig.7.3. Tipi di linoazione. A - strie (slickenside) in una faglia; 13 - strie in un piano di stratificazione causate da flexural slip; C - lineazioni di crenulazione; D - lineazioni d'intersezione tra stratificazione e clivaggio; E - lineazioni prodotte dall 'allungamento dei minerali; F - lineazioni prodotte dall'intersezione dei minerali con un piano; G - tessitura parzialmente planare e parzialmente lineare.

Esempi comuni di lineazioni sono: strie, assi di pieghe di crenulazione, ciottoli allungati in un conglomerato deformato, linee di intersezione tra stratificazione e clivaggio, allineamento di minerali allungati. Una semplice suddivisione di lineazioni pu essere fatta nei seguenti gruppi: 1 - Lineazioni indicanti la direzione del movimento lungo una superficie (ad esempio appunto strie); 2 - assi di crenulazione parallela o di micropieghe; 3 - elongazione di oggetti deformati quali ciottoli, ooliti o fossili; 4 - orientazione parallela di minerali allungati (mineral lineations); 5 - intersezioni di due serie di piani (intersection lineations), come ad esempio l'intersezione tra un piano di stratificazione ed un piano di clivaggio oppure tra un piano di scistosit ed un piano di clivaggio di crenulazione.

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FABRIC TETTONICO

Il fabric tettonico di una massa rocciosa la disposizione spaziale di tutti gli elementi strutturali all'interno di una roccia. Pu essere definito come la tessitura strutturale della roccia. Solo gli elementi strutturali a scala del campione di roccia o del microscopio costituiscono per, per definizione, il fabric. Il fabric di una roccia dato quindi da una serie di elementi, planari o lineari, quali foliazioni e lineazioni. Un fabric caotico (random fabric) si ha quando gli elementi strutturali sono orientati a caso, senza una chiara direzione. Ovviamente il fabric riflette lo strain della roccia e cio il modo in cui la roccia si adattata allo stress subito. Il microfabric la tessitura della roccia osservabile al microscopio o al microscopio elettronico. Spesso i singoli grani o minerali componenti una roccia sono intensamente deformati, in modo talora disomogeneo.

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8 STRUTTURE DI AMBIENTI TETTONICICOMPRESSIVIGli ambienti tettonici compressivi per eccellenza sono le catene orogeniche. Le catene orogeniche sono spesso chiamate megasuture. In esse placche di varie dimensioni e natura collidono ed i loro margini si deformano e si raccorciano. Le forze in gioco sono enormi e i tempi in cui queste si esplicano sono spesso dell'ordine di vari milioni di anni. Pensiamo per esempio alla catena delle Alpi che il prodotto di una collisione tra la placca africana e quella europea cominciata almeno 100 milioni di anni fa, nel Cretaceo. La struttura delle catene molto complessa e non tutti gli aspetti strutturali sono stati finora compresi. In modo schematico si pu comunque osservare che dalle zone interne delle catene, dove la deformazione massima, si passa gradualmente verso le zone esterne delle catene (avampaese o foreland), dove la deformazione assente (Fig. 8.1). Verso l'esterno delle catene la deformazione interessa terreni sempre pi superficiali ed anche il raccorciamento diminuisce gradualmente. Lo stress diminuisce d'intensit verso l'avampaese. Passando dall'interno all'esterno di una catena si osserva inoltre una transizione dalla deformazione duttile a quella fragile. Generalmente ogni catena ha una sua polarit principale, cio una direzione verso cui i sovrascorrimenti tendono; questa polarit detta vergenza della catena. Tuttavia frequentemente le catene presentano doppie vergenze, cio hanno anche una vergenza opposta a quella principale; ci generato anche dalla presenza di retroscorrimenti (backthrust) che vergono in senso contrario alla vergenza principale della catena.

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vergenza principale della catena

Fig.8.1. Schema semplificato di una catena orogenica da collisione. Si pu osservare che una catena il prodotto della collisione della placca 1 con la placca 2, e la compenetrazione si attua con una serie di sovrascorrimenti. Le zone centrali di una catena sono costituite da materiale profondo, deformatosi in modo duttile e trasportato in superficie dai sovrascorrimenti. La zona esterna di una catena invece contraddistinta da una deformazione pi fragile e superficiale. Una catena possiede in genere una vergenza principale; strutture minori per possono presentare vergenza opposta a quella principale; sono in genere dette retroscorrimenti (backthrust).

Le catene montuose si formano in genere in varie decine di milioni di anni, e sono caratterizzate generalmente dall'avere rocce pi vecchie (il basamento cristallino ad esempio) esposte sempre pi verso la zona interna. La crosta terrestre pi spessa in tutte le catene. I sovrascorrimenti maggiori si sviluppano progressivamente dalle zone interne a quelle esterne di una catena. Ovviamente ogni catena presenta caratteristiche strutturali proprie perch la collisione pu aver interessato placche di forma e costituzione assai diversa, scontratesi con velocit e tempi sempre molto variabili. Nella catena alpina si possono ad esempio distinguere le deformazioni legate prima ad una fase di subduzione di crosta oceanica sotto crosta continentale e poi, una volta chiuso il bacino oceanico della Tetide interposto tra l'Europa e l'Africa, le deformazioni legate a collisione tra crosta continentale e crosta continentale. Nell'insieme, una catena vista in sezione comunque contraddistinta da importanti sovrascorrimenti che possono originarsi alla base o all'interno della crosta.

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I sovrascorrimenti fanno risalire materiali profondi verso la superficie. Il materiale del mantello litosferico sottostante le catene si pensa venga invece subdotto, cio reinghiottito dal mantello. La deformazione lungo i piani di sovrascorrimento estremamente duttile in profondit, ad alta temperatura e ad alta pressione. In questo tipo di ambiente si originano le falde (Fig. 8.2); le falde sono anche dette nappe, termine francese adottato dalla letteratura internazionale.

Fig.3.2. Evoluzioni di una falda per piega coricata.

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Le falde sono generalmente costituite da pieghe isoclinali chilometriche il cui fianco Inferiore si lacera durante la messa in posto, permettendo lo sviluppo di importanti piani di sovrascorrimento; ci avviene ovviamente in livelli strutturali estremamente duttili, ad alta temperature ed alta pressione. Le falde che caratterizzano la catena alpina sono spesse al massimo cinque chilometri, e possono aver percorso distanze di varie decine di chilometri. La zona pi superficiale di una catena presenta geometrie pi fragili ed il raccorciamento si esplica meno tramite piegamenti, ed in maggior misura attraverso sovrascorrimenti. Queste parti di catena sono in letteratura note come thrust belt (cintura di sovrascorrimento). Il thrust belt ha un suo avampaese (foreland) che pu a sua volta essere distinto in avampaese piegato (folded foreland), e in avampaese non piegato (unfolded foreland), Fig. 8.3.

I tre tipi principali di raccorciamento: A - per sovrascorrimento; B - per scollamento cori sovrastante buckling; C - per scollamento con sovrastante dissoluzione per pressione (LPB = layer parallel shortening). in natura si ha spesso la combinazione di questi tre meccanismi principali.

Fig.8.3. Per avampaese (foreland) di una catena montuosa s'intende quella zona frontale verso cui la catena verge; nell'avampaese il basamento non in genere coinvolto dai sovrascorrimenti. L'avampaese pu essere differenziato in un avampaese piegato (folded foreland) ed un avampaese non piegato (unfolded foreland).

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Il thrust belt anche detto cuneo di accrezione, cio un cuneo di impilamento tettonico dove brandelli di crosta si affastellano l'uno sopra l'altro. L'accrezione appunto si esplica tramite sovrascorrimenti e si verifica in zone di collisione sia tra croste continentali che tra croste oceaniche. Vediamo ora le pi tipiche strutture che possiamo osservare in un thru st belt. Abbiamo detto che il raccorciamento si attua tramite sovrascorrimenti. I sovrascorrimenti per possono assumere numerose forme e rapporti reciproci che possiamo schematizzare in Fig. 8.4.

Fig. 8.4. Geometrie principali descritte dai sovrascorrimenti in un thrust belt. Questo semplice schema molto importante nell'analisi delle geometrie di un thrust belt osservato in sezione. Si vedano anche le Figg. 8.5 e 8.6.

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Un embricate fan (ventaglio embriciato) un insieme di sovrascorrimenti che descrivono una geometria a ventaglio (Fig.8.4.); partendo da uno scollamento basale, i sovrascorrimenti si trasmettono verso l'alto in ramp. In genere si pu notare una successione temporale dei sovrascorrimenti dal pi antico al pi giovane (Fig.8.4, 1-2-3), rivolta o verso l'esterno o verso l'interno della catena. Un duplex una geometria descritta da un sovrascorrimento che si scinde in due sovrascorrimenti, uno basale (floor thrust) ed uno sommitale (roof thrust); i due sovrascorrimenti si riuniscono poi insieme in un flat sommitale. La parte inglobata dai due sovrascorrimenti detta "horse". All'interno di un duplex vi possono essere vari sovrascorrimenti minori che frammentano la struttura in numerosi horse (Fig.8.4.). Quando in un embricate fan i sovrascorrimenti hanno una traiettoria a gradini (staircase trajectory) con successioni di ramp e flat, allora si pu avere una combinazione di embricate fan con duplex (Fig.8.4). Un sovrascorrimento fuori sequenza (out-of-sequence thrust) un sovrascorrimento che non esegue le geometrie di un embricate fan o un duplex, ma le taglia senza seguire una traiettoria tipica della struttura e generando cos delle strutture molto complicate da districare cinematicamente (Fig.8.5).

Fig.8.5. Sovrascorrimenti fuori sequenza (out-of-sequence thrust); sono sovrascorrimenti che non seguono le geometrie della struttura, ma la tagliano generando complicate strutture.

I retroscorrimenti (backthrust) sono sovrascorrimenti rivolti nel senso opposto alla generale vergenza di un thrust belt, sono cio rivolti verso il nucleo

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della catena (hinterland). Possono generare strutture dette pop-up (Fig.8.6). Le zone a triangolo sono invece strutture racchiuse da sovrascorrimenti convergenti (Fig.8.6).

Fig.8.6. Retroscorrimenti (backthrusts), pop-up, out-of-syncline thrust, zone a triangolo.

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Le variabili che condizionano l'evolversi di una della varie geometrie descritte sono numerose. Oltre alle solite pressione e temperatura, velocit di deformazione, presenza di fluidi, ecc., ricordiamo ovviamente le litologie, e soprattutto i contrasti litologici, che permettono scollamenti (flat) localizzati in rocce incompetenti e ramp situati in rocce relativamente pi competenti. Inoltre importante per la geometria distanza tra un sovrascorrimento e l'altro (Fig.8.7), che funzione della resistenza al taglio, cio la resistenza che le litologie oppongono alla rottura. La distanza sar maggiore tra un sovrascorrimento e l'altro tanto pi la roccia competente. In una successione di sovrascorrimenti, se questi sono molto vicini, man mano che si formano rialzano i precedenti posti nell'hangingwall (Fig.8.7, es. 2b).

Fig.8.7. Due tipi di evoluzione di ventaglio embriciato. La geometria di un ventaglio embriciato funzione anche della distanza tra un sovrascorrimento e l'altro. Nel caso 2) per esempio la distanza x' minore che nel caso 1). Per questo nel caso 2) il sovrascorrimento dello stadio b) ripiega il sovrascorrimento dello stadio a). Nel caso l) invece il sovrascorrimento dello stadio b) sufficientemente distante (x) per non ripiegare o modificare il sovrascorrimento dello stadio a).

In un duplex ad esempio (Fig.8.8), la forma e l'altezza totale hd sar data dall'angolo dei ramp dei sovrascorrimenti, dall'altezza h del pacco di rocce compreso tra lo scollamento inferiore (floor thrust) e quello superiore (roof thrust), nonch dal rigetto dei singoli sovrascorrimenti (si immagini come sarebbe diversa la geometria aumentando il rigetto dei sovrascorrimenti), ed infine dalle distanze iniziali e finali tra un sovrascorrimento e l'altro (Fig.8.8).

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Fig.8.8. Evoluzione progressiva di duplex generato da tre sovrascorrimenti scollati in comuni livelli basale e sommitale (floor thrust e roof thrust). I fattori che controllano la geometria di un duplex sono l'angolo dei ramp x, l'altezza h della serie coinvolta dalla deformazione, il rigetto di ogni sovrascorrimento (d 1, d2, d3) e le distanze iniziali e finali tra un sovrascorrimento e l'altro.

Duplex di ordine minore si possono formare all'interno di strutture maggiori (Fig.8.9), per esempio nel footwall o nell'hangingwall di un'anticlinale da ramp (come un out-of-syncline thrust (Fig.8.6).

Fig.8.9. Duplex minori associati a strutture di ordine maggiore.

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Le zone frontali delle catene possono presentare forme assai diverse. In Fig.8.10 sono illustrati alcuni esempi.

Si pu notare anche nelle catene una stretta relazione tra l'andamento del clivaggio per dissoluzione per pressione e lo sviluppo dei thrust belt (Fig. 8.11) .

Quando l'erosione superficiale incide strutture come quelle viste finora (nappe, embricate fan, duplex, ecc.) si possono formare dei brandelli isolati di un originario sovrascorrimento. Questi brandelli sono detti klippen o lembi di ricoprimento (scogli tettonici) e sono lembi dell'hangingwall di un thrust, staccati ed isolati dalla erosione (Fig.8.12).

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Fig.8.11. Evoluzione tra clivaggio per dissoluzione per pressione e formazione di duplex all'interno di un thrust belt.

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Viceversa quando l'erosione incide un sovrascorrimento in modo tale da mettere a giorno un'area limitata del footwall di un th ru st , si parler di finestra tettonica (tectonic window), Fig.8.13.

Sono dunque numerose le geometrie particolari che si possono trovare in un thrust belt, ed importante capire come esse si sviluppano lateralmente nella terza dimensione (Fig.8.14).

Fig.8.14. Due possibili variazioni laterali di thrust belt visti in pianta: i thrust possono essere connessi a faglie trascorrenti (A), oppure possono presentare geometrie anastomizzate (B).

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Vista in pianta un'area in compressione presenta precise caratteristiche che seguono lo schema deformativo di Fig.8.15.

Oltre cio a pieghe e sovrascorrimenti perpendicolari alla compressione si formano comunemente sistemi coniugati di faglie trascorrenti destre e sinistre, con un angolo reciproco di 45-70, mediamente 60. La bisettrice di quest'angolo corrisponde alla direzione della compressione massima, o si. Ovviamente i sovrascorrimenti sono nettamente pi numerosi e pi importanti delle faglie trascorrenti nei thrust belt. Importanti faglie trascorrenti si formano spesso dove un arco di una catena termina; oppure, all'interno delle catene, trascorrenze si impostano in zone di debolezza crostale preesistenti la collisione. Le strutture fin qui viste (ad esempio embricate fan e duplex) si possono trovare non solo a scale chilometriche, ma anche a scale millimetriche.

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TETTONICA COMPRESSIVA E SEDIMENTAZIONE Ogni catena da collisione del mondo ha una sua avanfossa (foreland basin): l'avanfossa un'area in subsidenza prodotta dal carico del materiale crostale impilato dai sovrascorrimenti e dal carico dei sedimenti stessi che man mano si depongono nella zona frontale, provenienti dalla erosione della catena (Fig.8.16) .

Fig.8.16. Nel disegno A raffigurato un esempio teorico di una massa caricata su una base elastica. Lo sprofondamento funzione del peso della massa. Si noti la formazione di un rialzo, detto periferico. Nel disegno B vi il parallelo geologico: il carico dei materiali impilati dai sovrascorrimenti produce una subsidenza della crosta sottostante. ll bacino di sedimentazione che si forma frontalmente ai sovrascorrimenti detto avanfossa . Si noti anche il rialzo periferico che si forma al margine dell'avampaese per il carico dei sovrascorrimenti e dei sedimenti. Se il rialzo periferico subaereo, in corrispondenza di esso si forma una superficie di erosione. Le variazioni di subsidenza dell'avanfossa sono appunto funzione dei materiale impilato nella catena, sono cio funzione dell'attivit dei sovrascorrimenti.

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E' stato dimostrato sia sperimentalmente che con l'analisi di thrust belt (ad esempio gli Appalachi) come l'attivit dei sovrascorrimenti influenzi la subsidenza della crosta e quali conseguenze ci porti alla struttura ed alla sedimentazione. Si visto ad esempio che si forma un sollevamento al margine lontano dell'avanfossa (Fig.8.16) detto rialzo periferico (peripheral bulge). Se questo rialzo periferico subaereo, in esso si former una superficie di erosione. Questa superficie di erosione migra e viene poi ricoperta dai sedimenti dell'avanfossa. Nuove superfici di erosione si formano con lo spostamento del rialzo periferico, spostamento legato all'attivit dei sovrascorrimenti. L'avanfossa pu venire a sua volta inglobata dal thrust belt ed i bacini molassici isolati che ne derivano sono detti piggy back basins, geometrie equivalenti a quello che nell'Appennino era detto Mesoautoctono Toscano (Fig.8.17).

Fig.8.17. L'avanfossa (o foreland basin) una zona frontale alla catena dove si riversano i sedimenti provenienti dall'erosione della catena in sollevamento, come vi