Appunti di Tettonica

Margini di placca

La litosfera è suddivisa in diversi blocchi chiamati placche. I margini (confini) delle placche sono di tre tipi:

• Margini costruttivi/divergenti (dorsali oceaniche), si ha risalita di magma e mantello impoverito dando origine a nuova crosta oceanica;
• Margini distruttivi/convergenti (fosse oceaniche, orogeni), due placche convergono e una delle due viene spinta sotto l’altra per poi venire riassorbita dal mantello sub-litosferico oppure due placche continentali convergono causando deformazione compressiva continua;
• Margini conservativi (faglie trasformi), due placche si muovono tangenzialmente l’una rispetto all’altra parallelamente alla faglia.

Dorsali oceaniche

Le dorsali oceaniche rappresentano i rilievi lineari più lunghi della Terra con una lunghezza complessiva di quasi 60,000 km. Esse possono essere classificate in base ai tassi di espansione in:

• Slow-spreading ridge (10-50 mm/a), come la dorsale Medio-Atlantica;
• Intermediate-spreading ridge (50-90 mm/a), con il centro di espansione delle Galapagos;
• Fast-spreading ridge (>90 mm/a), come l’EPR (East Pacific Rise).

I tassi di espansione influenzano tanti aspetti delle dorsali:

1. Topografia generale
   • Fast-spreading ridge, topografia liscia con faglie normali che immergono sia verso la zona assiale che verso l’esterno;
   • Slow-spreading ridge, topografia articolata con faglie normali che immergono solo nella zona assiale.
2. Topografia della zona assiale
   • Fast-spreading ridge, assenza di una valle assiale sostituita da uno scudo fissurale centrale con un rift sommitale;
   • Slow-spreading ridge, presenza di una valle assiale delimitata da scarpate di faglia che accomoda una serie di vulcani a scudo.
3. Spessore crostale e subsidenza
   • Fast-spreading ridge, maggiore spessore crostale dovuto ai grandi volumi di magma eruttati che causa la subsidenza del fondo marino;
   • Slow-spreading ridge, minore spessore crostale e dorsale in risalita.
4. Presenza di una camera magmatica
   • Fast-spreading ridge, tipicamente presentano una camera magmatica;
   • Slow-spreading ridge, non si osservano camere magmatiche essendo caratterizzate da fenomeni magmatici molto limitati (magma-starved).
5. Modelli di accrezione
   • Fast-spreading ridge, accrezione simmetrica;
   • Slow-spreading ridge, accrezione asimmetrica.

N.B.: Le dorsali ad espansione intermedia (intermediate-spreading ridge) hanno caratteristiche intermedie con la presenza continua di vulcani centrali. L’accrezione simmetrica è dominata dalla presenza di pillow-lavas e complessi di dicchi. L’accrezione asimmetrica avviene in seguito all’incontro tra una dorsale ad una faglia trasforme. In questo caso l’estensione avviene lungo faglie normali a basso angolo. Lungo tali faglie si possono formare i mega-mullion, strutture lineari generate da ondulazioni del piano di faglia nella direzione del trasporto tettonico. Se durante l’estensione asimmetrica si verifica un allontanamento rapido della crosta, si genera un assottigliamento crostale estremo con la conseguente esumazione di rocce mantelliche (peridotiti). Un esempio è il core complex dell’ofiolite albanese (Mirdita).

A seconda della velocità di espansione della dorsale si possono avere anche diversi tipi di discontinuità.

• Discontinuità di 1^° ordine: faglie trasformi ogni 300-500 km distanziate di 20-50 km;
• Discontinuità di 2^° ordine: OSC (overlapping spreading center) ogni 50-300 km:
  • Slow-spreading ridge bend o jog della rift valley;
  • Fast-spreading ridge overlapping tips con bacini.
• Discontinuità di 3^° ordine: OSC ogni 30-100 km e:
  • Gap tra catene di vulcani (slow-spreading ridge);
  • Piccoli overlap (fast-spreading ridge).
• Discontinuità di 4^° ordine:
  • Piccole deviazioni nel trend dell’asse (fast);
  • Piccole deviazioni nella spaziatura tra cluster (slow).

In sezione sismica, i principali caratteri sismici di una dorsale oceanica sono 5:

1. Livello d’acqua trasparente (nessun contrasto di impedenza acustica);
2. Graben riempiti di sedimenti;
3. Eventi iperbolici che caratterizzano il top della crosta oceanica (topografia a blocchi con faglie listriche);
4. Riflessioni provenienti dalla camera magmatica;
5. Riflessioni provenienti dalla Moho orizzontale.

Rift continentali

I rift continentali sono una tipologia di margini divergenti e rappresentano la fase incipiente della separazione continentale. Esempi importanti di rift continentali sono:

• Il rift est-africano, legato alla propagazione del rift oceanico nel continente;
• I rift del Baikal e del Reno che sono legati a eventi di collisione;
• Il rift Egeo è legato alla subduzione di crosta oceanica antica, infatti, il Mar Egeo (e il Tirreno) non sono altro che bacini di retroarco risultanti dal risucchio della fossa;
• Il sistema di rift del Basin and Range legato al collasso gravitazionale di crosta inspessita.

I rift continentali vengono suddivisi in due classi, a seconda della direzione delle forze in gioco:

1. Rift passivi (o “attivati dalla litosfera”), generati da forze estensionali orizzontali che provocano assottigliamento crostale e separazione. Sono caratterizzati da sedimenti clastici immaturi e poche (o nulle) rocce vulcaniche;
2. Rift attivi (o “attivati dal mantello”), generati da forze verticali dovute alla risalita mantellica che causa la formazione di un duomo crostale soggetto ad erosione. Sono caratterizzati da grandi volumi di rocce effusive.

I rift continentali possono essere ulteriormente suddivisi in:

• Narrow rifts (rift stretti), caratterizzati da litosfera fredda, spessa e resistente (Rift Est-Africano, Reno e Baikal);
• Wide rifts (rift ampi), caratterizzati da litosfera calda, sottile e debole (rift del Mar Egeo, Basin and Range);
• Core complex (complessi di nucleo), caratterizzati da litosfera estremamente sottile e debole (sezione del Basin and Range nel Sud-Arizona).

L’estensione della litosfera è spiegata attraverso due modelli: 1. taglio puro, 2. taglio semplice.

Nel modello di taglio puro, la litosfera viene assottigliata istantaneamente in modo simmetrico (con la formazione di graben), con conseguente raffreddamento, subsidenza e, talvolta, risalita astenosferica. Nella crosta superiore si ha deformazione fragile, in quella inferiore deformazione duttile, per questo le faglie terminano al limite inferiore della crosta.

Nel modello di taglio semplice, la litosfera viene tagliata da un piano di faglia a basso angolo (detachment fault) che mette in contatto crosta ed astenosfera e genera un blocco a tetto e uno a letto della distensione dando al rifting una forte componente asimmetrica. Alla detachment fault (faglia maestra) si radicano una serie di faglie superficiali.

Due modelli spiegano l’estensione asimmetrica:

1. Modello domino;
2. Modello rolling-hinge (o migration).

Il primo modello (domino) prevede, a partire da crosta indeformata, la formazione di un sistema di faglie seguita dalla rotazione simultanea dei blocchi. Le faglie in superficie hanno una geometria ad alto angolo che diventa a basso angolo in profondità. Si ha la presenza di faglie di diverse generazioni in cui quelle più recenti tagliano le più antiche.

Il secondo modello (rolling-hinge) prevede una rotazione sequenziale dei blocchi e la conseguente migrazione della cerniera del footwall. Le faglie maestre scaricano la litosfera adiacente alla faglia causandone la risalita. Questo movimento è facilitato anche dai sedimenti che si depositano durante l’evoluzione del rift (sin-tettonici) il cui peso causa subsidenza che facilita e accentua la risalita del blocco di footwall.

N.B.: i sedimenti sin-tettonici hanno uno spessore maggiore verso la faglia maestra (se lo spessore è uguale per tutta la sua lunghezza non è sin-tettonico).

Nelle aree di rift continentale si ritrovano spesso laghi terminali (nella zona di massimo rigetto, centrale del sistema) dai quali fuoriesce un emissario (non vi sono immissari). Si ha anche la retrogradazione di conoidi alluvionali sulla scarpata del footwall che tendono a ringiovanirlo e la progradazione delle conoidi, sul blocco di hanging-wall, verso la zona in subsidenza.

In altri casi si ha la migrazione dell’asta fluviale verso la zona di massima subsidenza (Val d’Agri). Se la subsidenza è molto accentuata si possono avere anche fenomeni di ingressione marina. Nel Golfo di Suez, il semi-graben è sommerso mentre l’hanging-wall è esposto. Quando la subsidenza è estrema sia il blocco di hanging-wall che di footwall vengono sommersi con la formazione di una piattaforma carbonatica.

Molti rift sono associati a LIPs (Large Igneous Provinces). La composizione delle rocce ignee legate ai rift varia da basaltica a riolitica (non vi sono rocce intermedie perché sono tipiche dei margini convergenti). In particolare la composizione dei basalti va da tholeitica ad alcalina. La formazione dei fusi magmatici è diversa a seconda della tipologia del rift:

• Rift attivi fusione per aumento di temperatura;
• Rift passivi fusione per decompressione e risalita adiabatica.

Narrow rift: rift est-africano

È il più importante esempio di narrow rift. Lungo circa 3,000 km è diviso in 5 segmenti:

1. Malawi rift (a sud), caratterizzato da scarso vulcanismo;
2. Western rift (a ovest), caratterizzato da scarso vulcanismo;
3. Kenya rift (a est), caratterizzato da abbondante vulcanismo;
4. Rift Etiope (a nord), caratterizzato da abbondante vulcanismo;
5. Afar depression, caratterizzato da abbondante vulcanismo.

Questa zona è caratterizzata anche dalla presenza di una serie di duomi giurassico-neogenici:

• Duomo etiope;
• Duomo del Nyiragongo;
• Duomo del Kenya, importante perché qui si incontrano il Western rift ed il Kenya rift.

Le faglie che caratterizzano questo rift indicano un modello di estensione asimmetrica. Infatti, la geometria delle faglie nella zona del Malawi e del Tanganika mostrano la presenza di semi-graben a polarità alternata con zone di overlapping e faglie maestre e faglie sintetiche (arcuate in pianta e listriche in sezione). Nella zona del Tanganika, infatti, si osservano cinque segmenti di faglia che immergono in lati opposti. Si osserva anche una sovrapposizione (overlap) tra tutti i segmenti di faglia. La zona a nord (rift Etiope e Afar Depression) è caratterizzata dalla presenza di numerosi bacini asimmetrici (semi-graben) limitati da faglie trascorrenti riempiti da sedimenti, anch’essi asimmetrici, che hanno uno spessore maggiore in prossimità della faglia maestra, presso le quali è possibile notare il sollevamento del fianco del rift (aiutato anche dalla subsidenza dovuta al carico dei sedimenti). Altra caratteristica importante è la presenza di diversi segmenti magmatici, testimoniati anche da anomalie termiche positive, imputabili all’intrusione di dicchi alcalini e peralcalini che favoriscono l’estensione (caratteristiche presenti anche nel Kenya).

Le faglie più antiche si trovano in Tanganika e coinvolgono spessori crostali maggiori, mentre le faglie più recenti si trovano nella zona dell’Afar e coinvolgono spessori crostali minori. L’Afar, infatti, è il braccio più recente del rift est-africano che si è attivato nell’Eocene con un tasso di estensione medio di 0.5 cm/a. Il quadro cinematico di quest’area è piuttosto complesso:

• La placca araba si sta allontanando da Nubia a circa 7 mm/a;
• Il Mar Rosso si sta aprendo ad una velocità di circa 16 mm/a;
• Il Golfo di Aden si sta aprendo ad una velocità di circa 23 mm/a.

L’evoluzione del rift est-africano inizia tra 28-20 Ma fa, quando si ebbero estesi fenomeni vulcanici con la formazione del Duomo Etiope e l’inizio della formazione della Afar depression. Tra 15-12 Ma fa, il vulcanismo si estese a sud dell’area favorendo la formazione del Duomo del Kenya. Tra 8-5 Ma fa si ebbe la formazione del Western Rift e del Rift del Malawi. Fino ad arrivare alla situazione odierna con la formazione del Lago Victoria sul Duomo del Kenya.

Il rift est-africano rappresenta la prima fase evolutiva del sistema del Mar Rosso. Il Mar Rosso è l’esempio classico di rift oceanico incipiente. Questo sistema è costituito da una biforcazione a nord con il Golfo di Suez a ovest ed il Golfo di Aqaba ad est.

L’evoluzione del sistema del Mar Rosso può essere sintetizzata in quattro fasi:

1. Risalita di mantello astenosferico (stadio del rift est-africano);
2. Formazione del bulge astenosferico con conseguente magmatizzazione alla base della crosta, formazione del duomo crostale, vulcanismo e rifting delle zone di debolezza (stadio Afar-1 o stadio del mean-ethiopian rift);
3. Assottigliamento del bulge astenosferico, collasso asimmetrico del duomo crostale e fine del vulcanismo continentale (stadio Afar-2 o stadio dell’Afar rift);
4. Formazione di crosta oceanica sul bulge astenosferico e migrazione del continente (stadio del Mar Rosso).

Il sistema del Mar Rosso è lungo 3,000 km e largo 300 km ed è caratterizzato da faglie listriche marginali ad alto angolo. La profondità dell’acqua aumenta verso sud, probabilmente perché a nord la crosta continentale è ricoperta da uno strato di sale spesso circa 1 km, mentre la crosta oceanica vera e propria si trova dal centro fino a sud. Inoltre a sud la Moho si inarca. Il Golfo di Suez è caratterizzato da un semi-graben un’estesa serie di faglie listriche a polarità opposta che sono più sviluppate nella zona a sud. Anche il sollevamento aumenta verso sud, in particolare sul lato est del rift (Sinai) raggiunge i 2 km mentre sul lato ovest (deserto egiziano orientale) raggiunge circa 1 km.

Nella storia evolutiva del sistema del Mar Rosso si distinguono due importanti subsidenze che corrispondono ad accelerazioni nell’estensione:

1. 16-17 Ma, di circa 200 m (Golfo di Suez e Mar Rosso);
2. 7-8 Ma, di circa 20 m (Mar Rosso).

Questi due eventi si riferiscono principalmente all’evoluzione del Golfo di Suez meridionale. La prima subsidenza indica l’inizio dell’apertura del Mar Rosso che prosegue nella seconda fase caratterizzata da uno stretching più intenso che porta all’oceanizzazione. L’anomalia in aria libera del Mar Rosso settentrionale può essere scomposta in due componenti: una ad alta frequenza, costituita da una serie di oscillazioni che indicano la presenza di blocchi fagliati/dicchi sovraimposti ad un duomo regionale rappresentato dalla componente a bassa frequenza.

Due modelli per l’oceanizzazione:

• Underplating prevede la risalita di mantello sotto la crosta;
• Iniezione di dicchi che generano l’estensione (più attendibile perché fitta meglio i dati gravimetrici).

Due modelli per l’apertura del Mar Rosso:

1. Taglio puro;
2. Taglio semplice.

(VEDERE PAGINA 4). Il modello più attendibile è intermedio tra i due. In particolare:

• Alla scala della singola struttura vale il modello di taglio semplice;
• Alla scala del bacino vale il modello di taglio puro.

Tra 20-17 Ma fa Arabia inizia ad allontanarsi da Nubia formando un rift continentale (Golfo di Suez, S). Tra 17-7 Ma fa l’estensione del Mar Rosso (R) accelera rispetto a quella del Golfo di Suez, per cui Arabia si allontana da Sinai e si genera una faglia trascorrente nel Golfo di Aqaba (che termina in Anatolia), la faglia del Mar Morto (A). Tra 7-0 Ma fa l’estensione del Mar Rosso prende il sopravvento, ma il Golfo di Suez continua ancora ad estendersi anche se ad una velocità molto minore.

Wide rift: Basin and Range

Il Basin and Range è il più importante esempio di wide rift al mondo. Esso è concentrato principalmente in Nevada, California ed Arizona ed è limitato a nord dalla Columbia River Basalt Province, ad est dalle Montagne Rocciose e dal Colorado Plateau e ad ovest dai rilievi della Sierra Nevada ed ai vulcani della catena della Cascade. La formazione del Basin and Range è legata al collasso gravitazionale (dovuto a crosta inspessita), ha una larghezza di 500-800 km e, pur trattandosi di una zona in estensione, rappresenta un alto strutturale ubicato a circa 1,500 m s.l.m. Dal nome si evince che questa zona è caratterizzata dalla presenza di dorsali e bacini con sedimenti colluviali/alluvionali/playa (argille, evaporiti e sali).

I rilievi della Sierra Nevada sono legati a nord da una subduzione attiva (Cascade) e a sud da una paleosubduzione. La formazione del Basin and Range è iniziata dopo le fasi compressive dovute alla subduzione. A sud si è formato il sistema della faglia di San Andreas, una trasforme destra (testimoniato dal fatto che la Sierra Nevada si sta allontanando dal Basin and Range a NW). Da dati sismici è possibile identificare una crosta sottile al di sopra di un mantello a bassa velocità (confermato anche da anomalie negative di Bouguer che indicano la presenza di un mantello a bassa densità e dalla presenza di alti valori del flusso di calore che indica la presenza superficiale di mantello astenosferico). Al di sotto del Basin and Range la Moho è relativamente piatta e si approfondisce ai bordi, segno che è una Moho di neo-formazione associata al rifting.

L’evoluzione del Basin and Range è polifasica. Si distinguono, infatti, due fasi evolutive dalla durata di circa 10 Ma ciascuna:

1. Estensione pre-Basin and Range (o miocenica, 20-10 Ma)