Riassunto esame Geologia , Prof. Morigi Caterina, libro consigliato Geologia del Sedimentario, Tucker Maurice E.

Geologia i

Appunti di geologia i

Fondamenti di geologia stratigrafica, deformazione in campo duttile e fragile e tettonica a placche. Lorenzo Adami Università di Pisa, Dipartimento di Scienze della Terra, corso di laurea in Scienze Geologiche.

Indice

• Stress e Strain
• Fattore Tempo
• Strutture Tettoniche
• Faglie: Geometrie e Nomenclatura
• Determinazione del senso di movimento di una Faglia
• Sistemi di Pieghe
• Associazione di Thrust e Pieghe
• Strutture Planari e Lineazioni in rocce deformate
• Tettonica delle Placche
• Margini di Placca
• Margini Divergenti e Dorsali Oceaniche
• Margini Convergenti
• Margini Trasformi
• Agenti di Trasporto nei diversi Ambienti Deposizionali
• Trasporto Gravitativo
• Correnti Torbiditiche
• Gli Ambienti Sedimentari e le Facies
• Classificazione degli Ambienti Sedimentari
• Ambienti Alluvionali
• Ambienti Eolici
• Depositi Glaciali
• Ambienti Lacustri
• Ambienti Deltizi
• La Piana Tidale
• Evaporiti
• Vari tipi di Barriera Corallina
• Ambienti Marini Profondi
• Principi base della Stratigrafia e Unità Stratigrafiche
• Litostratigrafia
• Unità Biostratigrafiche
• Magnetostratigrafia

Stress e strain

Le strutture tettoniche si formano nella litosfera a seguito dei movimenti tra placche tettoniche. Queste si comportano come dei sistemi rigidi che si muovono l’uno rispetto all’altro al di sopra di un livello confinato nel mantello dal sistema plastico, che agisce da nastro trasportatore. Questi movimenti generati sul mantello superiore sono moti convettivi generati dalla risalita di materiale dal mantello inferiore da una temperatura maggiore. Tali movimenti, soprattutto lungo i confini, generano delle formazioni che danno luogo a strutture chiamate strutture tettoniche. Ne esistono diverse caratterizzate da diverse geometrie, organizzazioni spaziali e origine del processo.

L’immagine descrive una deformazione duttile in piccola scala, risultato dell’applicazione di un campo di forze. Lo stress è la forza applicata, lo strain è il risultato della deformazione. Parliamo di deformazione duttile se il sistema non perde continuità, e deformazione fragile se perde continuità (forma discontinuità). Due esempi rispettivi sono le strutture plicative o pieghe e faglie o fratture. Qualsiasi materiale roccioso, a seconda delle condizioni fisiche sottoposte, può avere una deformazione duttile o fragile.

Deformazione di un materiale: la possiamo definire come un processo di variazione delle dimensioni del materiale inizialmente indeformato in risposta alle forze applicate. L’entità della deformazione è proporzionale alle variazioni di dimensioni. Tendenzialmente usiamo un cubo per descrivere uno stato indeformato, sul quale applichiamo delle forze. Il cubo in questione rappresenta una porzione di un sistema naturale che nel suo insieme determina la deformazione. Queste possono determinare:

• Variazione di forma, (parallelepipedo)
• Variazione di volume (cubo più piccolo)
• Variazione di forma e volume (parallelepipedo più piccolo)

Le forze che agiscono sulla litosfera

• Forze gravitazionali, il carico litostatico
• Interazioni meccaniche tra placche, che si sviluppano prevalentemente sui bordi,
• Movimenti all’interno della crosta e del mantello superiore.

I tre gruppi di forze citate agiscono sulla litosfera e prendono il nome di stress, forza su area, espressa in Pascal (Newton su metro quadro). La pressione esercitata sul materiale roccioso può essere derivata dal materiale sovrastante, quindi in funzione della profondità e densità, ed è uniforme in ogni direzione. Abbiamo anche pressioni tettoniche, che si originano dai movimenti delle placche, e sono orientate; quindi, hanno una distribuzione anisotropa con un’intensità di pressione variabile sulla superficie del corpo.

In base alle componenti delle forze esercitate su un cubo di materiale distinguiamo:

• Stress di taglio, dati dalle componenti parallele alle facce,
• Stress normali, dati dalle componenti perpendicolari alle facce.

Se consideriamo lo stress di taglio nullo, abbiamo solo stress normali e quindi i piani perpendicolari sono i piani principali dello stress. Abbiamo una distribuzione anisotropa se lungo questi tre assi abbiamo intensità diverse di componenti dello stress. Descriviamo un ellissoide dello stress per definire la distribuzione anisotropa dello stress, in cui la forza maggiore è applicata parallelamente all’asse maggiore. L’ellissoide è il risultato di una pressione litostatica (componente non deviatorica) che genera cambiamenti di volume, e di pressioni tettoniche (componente deviatoriche) che generano cambiamenti di forma.

NB: lo stress litostatico o componente non deviatorico dello stress, è isotropo, lo stress deviatorico o pressioni tettoniche sono anisotrope e generano cambiamenti di forma. Tali deformazioni sono irreversibili.

• Mean stress: componente litostatica dello stress isotropo
• Deviatoric stress: componente non litostatica dello stress,
• Differential stress: responsabile della quantità di deformazione accumulata dal corpo, data come differenza tra lo stress massimo e minimo.

Orientazioni dello stress

Se consideriamo in piano di faglia come in figura, la forza F applicata si scompone in prossimità del piano di faglia in una componente di stress normale e di taglio. Questo avviene, in figura, anche in una piega. Il concetto fondamentale è che lo stress tettonico applicato genera deformazioni anisotrope nel complesso, date dalle componenti dello stress stesso di intensità diverse nelle varie direzioni.

Strain

Espressione geometrica della deformazione di un corpo soggetta ad un campo di stress. Le componenti dello strain sono:

• Dilatazione, variazione di volume,
• Distorsione, variazione di forma,
• Rotazione, Componente di rotazione

La deformazione finale può essere data da una o più componenti dello strain.

Distribuzione dello strain in un corpo

Parliamo di:

• Strain omogeneo: la deformazione è isotropa. Le linee rette che definiscono la geometria dello stadio iniziale rimangono rette e parallele alla fine della deformazione. Il corpo cambia forma perché tutti i punti subiscono la stessa rotazione e deformazione.
• Strain disomogeneo: la deformazione è anisotropa. Le linee inizialmente rette e parallele cambiano geometria, questo significa che ogni punto ha subito una componente rotazionale e deformativo diversa.

Come si misura lo strain

Dobbiamo conoscere le dimensioni e rotazione dell’oggetto iniziale. Si parla di estensione se abbiamo variazioni di lunghezza, positiva o negativa. Chiaramente il concetto di estensione positiva o negativa dipende dalla faccia del cubo che stiamo considerando. Si possono avere variazioni di angoli fra linee, in questo caso si parla di shear strain. Man mano che aumenta l’angolo di rotazione, aumenta lo strain di taglio, ovvero la componente rotazionale.

Ellissoide dello strain: distribuzione anisotropa della deformazione risultante determinato dall’anisotropia delle forze applicate. La direzione del sigma uno, due e tre (di stress crescenti nell’ordine dato), influiscono sulla geometria dell’ellissoide dello strain: dove si ha l’intensità maggiore, sigma 1, abbiamo parallelamente l’asse minore dell’ellissoide dello stress ellissoidi ortogonali tra loro. Da sottolineare ancora la natura anisotropa dell’oggetto deformato.

Tipologie di strain

• Ellissoide uniaxiale allungato (estensione simmetrica): abbiamo estensione lungo X e raccorciamento lungo Y e Z di uguali dimensioni,
• Ellissoide uniaxiale appiattito (appiattamento simmetrico): abbiamo estensione lungo X e Y e raccorciamento lungo Z
• Ellissoide biassiale (strain piano): abbiamo estensione lungo X, raccorciamento lungo Z e nessuna deformazione lungo Y

Taglio puro

Orientazione costante degli assi principali dello strain, non si ha una componente rotazionale, cambia la forma e gli assi rimangono sempre perpendicolari tra di loro.

Taglio semplice

Abbiamo una componente rotazionale e variazione di orientazione degli assi dello strain. Rimangono sempre ortogonali ma cambiano orientazione rispetto alla situazione iniziale.

NB: In entrambi i casi il risultato della deformazione è l’incremento dello stress applicato in funzione del tempo: possiamo quindi trovare i termini finali di distorsioni (total strain) oppure possiamo trovare i passaggi intermedi. Il total strain viene definita come l’insieme delle componenti di distorsione della forma dell’ellissoide e di rotazione degli assi principali.

Fattore tempo

Strain rate: rapporto tra la deformazione e l’intervallo di tempo della deformazione.

• 1 anno = strain rate 10^-9 (terremoti)
• 1000 anni = strain rate 10^-12
• 10000 anni = strain rate 10^-13
• 10000000 anni = strain rate 10^-16

Per condizioni di stress costanti, lo strain rate cambia in base al tempo (incremento graduale della deformazione). Per condizioni di stress costante abbiamo deformazioni fragili in tempi brevi e deformazioni duttili in tempi lunghi. Un’alta velocità di deformazione determina una deformazione fragile, una bassa velocità di deformazione determina una deformazione duttile. In generale, eventi particolarmente stressanti determinano discontinuità, analizzando a stress costante la variabile tempo.

I comportamenti delle rocce ideali e effettivi

Ideali: tra queste troviamo la deformazione elastica, espressa come rapporto tra lo stress e una costante di elasticità (modulo di Young) propria di ogni materiale. C’è una relazione lineare tra stress e deformazione, è importante perché la deformazione elastica non genera una deformazione permanente: finito lo stress il materiale torna allo stato iniziale (es. attraversamento di onde sismiche). Troviamo anche la deformazione viscosa, che genera una deformazione permanente e in cui troviamo una relazione lineare tra stress e velocità di deformazione. A stress costante, maggiore è il tempo di applicazione, maggiore è la deformazione permanente acquisita dal materiale. Il comportamento viscoelastico rappresenta la combinazione di comportamento elastico, viscoso e plastico. La deformazione permanente secondo questo comportamento è il seguente:

• Comportamento istantaneo elastico, dovuto all’applicazione iniziale dello stress che deforma momentaneamente il materiale, fino alla soglia di plasticità o Yield Point,
• Comportamento viscoso al di sopra del Yield Point, si ha se la forza continua ad essere applicata, maggiore è il tempo di applicazione maggiore sarà la deformazione permanente.

Quindi abbiamo una prima fase di comportamento elastico a cui segue un comportamento viscoso che determina una deformazione permanente.

Osserviamo il corpo inclusivo quarzo-feldspatico di colore bianco: nel primo caso troviamo una sorta di discontinuità del materiale dovuto ad un processo di stress (deformazione fragile, basse temperature, alta velocità di deformazione crosta superiore). Nella seconda immagine abbiamo un altro filone in cui non abbiamo una discontinuità deformazione duttile (alta temperatura, tanto tempo, basso strain rate crosta medio-inferiore).

Riassumendo: basse pressioni litostatiche, basse temperature < 400° e alta velocità di deformazione determinano deformazione fragile, tipica ma non esclusiva della crosta superiore. Alte pressioni litostatiche, alte temperature > 400° e basse velocità di deformazione, determinano deformazioni duttili tipiche ma non esclusive della crosta inferiore – media.

Strutture tettoniche

Risultato dello stress.

• Strutture planari (foliazioni, fratture e faglie),
• Strutture curviplanari (sistemi di pieghe)
• Strutture lineari (lineazioni)

Tutte queste sono definibili nello spazio secondo tre parametri geometrici:

• Strike direction: l’angolo del piano rispetto al nord (direzione del piano),
• Dip direction: l’immersione del piano, ortogonale allo strike, (immersione del piano),
• Dip angle: l’angolo del piano rispetto all’orizzontale (inclinazione del piano).

Fratture e faglie: deformazione fragile

Consideriamo il livello nero: è una deformazione che causa la perdita di coesione e continuità lineare del livello originale. Le varie porzioni sono separate da un piano di faglia che interrompe proprio la continuità. La deformazione fragile non è distribuita su tutto il volume ma è concentrata su quelle superfici di discontinuità del corpo roccioso. È il processo dominante ma non esclusivo della crosta superiore (10-15 km di profondità massime). Abbiamo una deformazione intergranulare se tale avviene tra i granuli senza determinare fratturazioni (sedimenti inconsolidati), oppure abbiamo una deformazione intragranulare o cataclasi, in cui i granuli sono saldati l’uno con l’altro e determina una fratturazione delle componenti (sedimenti consolidati e rocce).

Le fratture sono il risultato di un processo di cataclasi lungo delle superfici di discontinuità meccaniche. La fratturazione è indotta da agenti esterni (pressioni tettoniche) oppure da stress interni (presenza di fluidi, ad esempio). Le fratture a seconda dello spostamento si dividono in:

• Joint o Giunti: fratture senza movimento né parallelo né perpendicolare al piano. È una semplice superficie meccanica di interruzione di continuità. Un esempio è rappresentato dall’arenaria in cui si ha un’interruzione del materiale roccioso ma non uno spostamento
• Tensil Fracture o fratture estensionali: abbiamo un movimento ortogonale al piano.
• Shear Fracture o Faglia: hanno movimenti più complessi che possono avere movimenti paralleli al piano.

Tensil e shear fracture

• Tipo 1 (tensile Fracture): movimento perpendicolare al piano in cui le due parti tendono ad allontanarsi, si apre;
• Tipo 2: scorrimento parallelo al piano in verso opposto;
• Tipo 3: movimento sia parallelo sia rotazionale di un blocco rispetto all’altro.

Fratture tensili: il piano di frattura è perpendicolare al sigma 3 (di minima intensità) e contiene sigma 1 e 2. Le condizioni di sviluppo di queste fratture sono una bassa pressione di confinamento (carico litostatico ridotto) e basso stress differenziale (differenza tra sigma 1 e 3). Un caso particolare è dato dalle idrofratture, dovute alla sovrapressione dei fluidi all’interno del sistema roccioso, dove può anche solidificare e cristallizzare.

Shear fracture (Tipo 2 e 3): sono sempre il risultato di un campo di stress e prendono il nome di fratture coniugate in quanto generalmente costituiti da due piani di fratturazione con un orientazione tale da formare un angolo acuto di 20-30 gradi rispetto a sigma 1 (massima intensità). Tale angolo ci permette quindi di individuare sigma 1 in quanto bisettore dell’angolo tra i due piani.

Tensil fracture + shear fracture: nell’immagine osserviamo due tipi di fratture trattate e le loro relazioni reciproche: la prima marcata dalle linee azzurre è una frattura tensile, aperta in direzioni di allontanamento e riempita poi da un fluido. A sua volta è stata intersecata da una shear fracture non coniugata a singolo piano, che ne elimina la continuità. La frattura tensile è stata interrotta e dislocata dalla shear fracture, successiva e concentrata in un volume ristretto come deformazione fragile.

Faglie: geometria e nomenclatura

Le faglie sono piani o zone di movimento con deformazione fragile che separano due blocchi indeformati. Il campo di stress viene concentrato unicamente in corrispondenza della faglia i blocchi non si deformano. I due blocchi delimitati dalla zona di faglia prendono il nome di footwall o letto (blocco al di sotto della faglia) e hangingwall o tetto (sopra la faglia) distinguerle ci permette di definire il movimento che è avvenuto. La linea marca la direzione di movimento della faglia. I due blocchi si muovono l’uno rispetto all’altro però per convenzione lo spostamento lo attribuiamo al blocco di hangingwall mantenendo fermo il footwall per introdurre un sistema di riferimento.

Classificazione rispetto al movimento delle faglie

• Dip-slip fault: movimento parallelo al piano di faglia e quindi all’immersione del piano (perpendicolare allo strike). Se va verso il basso si parla di faglie normali o dirette, di faglie inverse se l’hangingwall scende verso il basso.
• Strike-slip fault o faglie trascorrenti: movimento parallelo allo strike e quindi perpendicolare all’immersione. Si distinguono in faglie trascorrenti se i due blocchi si muovono lateralmente senza una componente verticale, e in faglie oblique se invece è presente una componente verticale oltre che una componente laterale.

Distinguiamo quindi le situazioni viste in funzione della deformazione:

• Faglia Normale: associata ad una componente di deformazione di estensione;
• Faglia Inversa: associata ad una componente di raccorciamento in direzione ortogonale al piano di faglia;
• Strike-slip Fault: legata ad una deformazione di taglio, parallela alla direzione del piano;
• Oblique-slip Fault: legata ad una componente di taglio combinata ad una deformazione di estensione.

Classificazione relativa all’angolo di immersione della faglia

• Faglia Normale e Faglia Inversa: angolo > 45°
• Faglia Normale a basso angolo e Thrust