Fondamenti di geologia - tettonica a placche nel dettaglio
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maggiormente guidate dalla deformazione di taglio
semplice o maggiormente guidate dalla deformazione di
taglio puro ? la prima risposta ovvia sta nel riconoscimento della
distribuzione e dei rigetti prodotti da ciascuna struttura se vedo
una configurazione generalmente simmetrica penso a un taglio
puro mentre se vedo una configurazione iniziale asimmetrica penso
a un taglio semplice ; molto spesso pero’ per il fatto che un
modello di rifting continentale evolve verso il break up e poi deriva
dei margini continentali allora l’evoluzione di una situazione di
questo tipo mi puo’ far perdere le caratteristiche diagnostiche che
mi consentirebbero nel modello iniziale di distingure tra una
deformazione di taglio semplice e una di taglio puro. Per il fatto che
questa configurazione non è stabile attraverso il tempo geologico
ma è destinata ad evolvere nell’individuazione due margini passivi
qui bisogna ricercare le tracce del processo per capire se è
avvenuto secondo modalità di taglio semplice o puro uno dei criteri
è andare a sondare la geometria delle faglie un altro è l’analisi dei
rapporti delle strutture de formative e il riempimento sedimentario
dei bacini per vedere se il momomento iniziale è avvenuto secondo
il taglio semplice o puro. Nel momento in cui la crosta continentale
subisce una prima frazione si generano dei sistemi di faglie che
delimiteranno alti e bassi relativi. In questo caso che è un modello
di taglio puro le faglie hanno carattere generalmente simmetrico
dominato dalla presenza di horst e graben .Nel momento in cui le
faglie agiscono istantaneamente i blocchi di faglia delimitati dalle
faglie coniugate scendono rapidamente e la dove si creano le
depressioni raccolgono il materiale sedimentario quindi si ha un
primo momento di abbassamento relativo dei blocchi delimitati
dalle faglie abbiamo una subsidenza guidata dall’attività delle faglie
in questa fase si depone un primo ciclo di sedimenti , in
concomitanza con il riempimento dei bacini la crosta e la litosfera
subiscono assottigliamento e l’assottigliamento che la litosfera
subisce alla sua base richiama materiale astenosferico piu’ caldo
meno denso e piu’ leggero che provoca un inarcamento verso l’alto
che si traduce in un generalizzato sollevamento con forte erosione
che agisce al centro , viene in parte asportato il sedimento che si
era depositato in un primo momento e ridistribuito tramite il
drenaggio ai margini di quello che sta diventando un rift
continentale maturo. Una volta che il materiale astenosferico si è
iniettato in questa posizione il materiale astenosferico si trova a
contatto con il materiale litosferico piu’ freddo tende a raffreddarsi
diventa piu’ denso e piu’ pesante generando una trazione verso il
basso che si traduce nello sviluppo di un nuovo ciclo sedimentario
con deposizione di sedimenti in discordanza direttamente sui
blocchi del substrato oppure sui depositi del primo ciclo
,nell’evoluzione di questo tipo noi abbiamo una distensione , un
iniziale approfondimento superiore esercitato dalle faglie , poi un
sollevamento con erosione quindi una rinnovata subsidenza che non
è piu’ guidata dall’attività delle faglie quanto è invece influenzata
dal cambiamento di stato termico dell’astenosfera che soggiace
nella zona di rifting questa subsidenza viene detta termica. Quindi
noi distinguiamo un momento iniziale di subsidenza tettonica e un
momento successivo di subsidenza termica separati da
sollevamento con erosione di cio che si era sedimentato in
precedenza. In genere nei due momenti di subsidenza il bacino
sedimentario che si forma a seguito degli effetti dello sviluppo delle
faglie occupa un area che è inferiore rispetto all’area occupata dal
bacino la cui subsidenza è regolata dal termalismo il primo bacino è
piu’ piccolo rispetto al secondo. Un evoluzione di questo tipo porta
all’individuazione dei margini continentali passivi e allo stadio del
drifting con formazione di nuovo pavimento oceanico i due cicli
sedimentari sono costituiti da due successioni rocciose che vanno
in contatto tra loro mediante una superficie di discontinuità a
questa superficie viene dato il nome di break up unconformity si ha
in concomitanza con l’evento di frammentazione della crosta
continentale questo è ciò che avviene secondo il taglio puro. Molti
autori riconoscono negli stadi iniziali del processo di rifting un
modello asimmetrico taglio semplice in questo caso prevede
l’iniziale sviluppo di un sistema asimmetrico con lo sviluppo di
master fault e la subsidenza tettonica in una zona in cui il
massimo di subsidenza si ha in corrispondenza di una master fault ,
per il resto il processo è lo stesso. Una differenza fondamentale tra i
modelli di taglio semplice e i modelli di taglio puro è che nel taglio
puro dal momento che tutto avviene prevalentemente al centro del
rifting la subsidenza tettonica è massima nello stesso punto nel
quale è massima successivamente la subsidenza termica , nel taglio
semplice la subsidenza tettonica ha il suo massimo in prossimità
delle master fault quindi non è centrale rispetto al rift la subsidenza
termica avrà un suo massimo di espletamento al centro del rift , nei
modelli di taglio asimmetrico il massimo di subsidenza tettonica è
spazialmente disassata rispetto alla zona in cui abbiamo il massimo
di subsidenza termica. Nel momento in cui analizziamo i sedimenti ,
un primo stadio in cui si depositano sedimenti di tipo continentale
con interdigitazione di materiale vulcanico poi abbiamo il passaggio
ad un ambiente neritico con la deposizione di orizzonti evaporitici al
di sopra dei sedimenti terrigeni continentali abbiamo la transizione
tra continentale e marino infine abbiamo il passaggio all’ambiente
marino con l’apertura di un nuovo oceano all’ambiente pelagico
pelagico, quando inizia la deposizione marina ma prima che si
espanda l’oceano generalmente questo meccanismo de posizionale
interferisce con i fenomeni collegati alla sollevamento e alla
subduzione termica , all’ interno di queste successioni di ambiente
marino troveremo la break up conformity (tra neritico e pelagico)
che segna il momento di sollevamento e poi di nuova subsidenza
termica. Un margine passivo reca dentro di se tutta la storia del
riempimento del bacino trovo i primi depositi continentali ,i depositi
di ambiente neritico o sub alino e poi trovo le successioni tipiche
dell’ambiente pelagico. L’anatomia di un margine passivo:uno dei
margini passivi più studiato si trova nell’offshore degli stati uniti
orientali un altro bacino importante è anche il golfo del Messico che
rappresenta la prosecuzione del primo. L’oceano fa passaggio al
continente tramite una crosta di tipo continentale ma che definiamo
di transizione tra la crosta continentale in deformata e il nuovo
pavimento oceanico nella zona di giunzione tra il continente e
l’oceano è presente della crosta di natura continentale con
spessori ridotti detta crosta riferibile allo stadi odi rifting è un relitto
(testimonia l’evoluzione di un processo di rifting continetale) lo
spessore modesto viene acquisito nel momento in cui si espleta il
processo di rifting continentale prima che avvenga la spaccatura
prima che avvenga il break up. Abbiamo una serie di sedimenti che
ricoprono in continuità il pavimento oceanico la zona crostale di
transizione e poi il margine continentale , i sedimenti trovano una
continuità con quelli che vengono deposti sul margine continentale ,
nel momento in cui si apre un oceano abbiamo che la
sedimentazione diventa uniforme e livella le differenze originarie
che c’erano tra cio che avveniva sul continente e ciò che avveniva
nel nuovo oceano. Altri caratteri dei margini continentali passivi nel
golfo del texsas vediamo la rappresentazione di un margine passivo
una sezione mette in evidenza la distribuzione delle strutture e del
comportamento generalmente abbiamo blocchi delimitati da faglie
rotazionali listriche la cui attività ha controllato la deposizione dei
sedimenti continentali che riempiono i semi graben delimitati dalle
faglie dirette poi abbiamo un orizzonte salini che marca la
transizione di tipo continentale a l’ambiente di tipo marino neritico
che si va affermando nel momento in cui si depositano queste
evaporiti in alto abbiamo le successioni clastiche , carbonati che ,
sotto abbiamo la successione di subsidenza tettonica è sovrastata
dalla successione di subsidenza termica separata da una superficie
di discordanza che è la break up unconformity la dove abbiamo un
orizzonte salino molto potente si possono innescare movimenti
legati no solo alla tettonica ma anche controllati da una
componente gravitativa una crosta continentale di spessore
maggiore sottende una parte o una porzione emersa di continente
poi abbiamo una crosta di transizione e la crosta oceanica ,
abbiamo un grosso spessore di sedimenti che si assottiglia man
mano che ci avviciniamo all’oceano con un pacchetto di sedimenti
molto elevato dove intensa è la forza di seppellimento prodotta dal
carico dei sedimenti si trova instabile dal punto di vista gravitativo
verso l’oceano che è una zona dove non c’è confinamento. Quindi
dove sono presenti orizzonti salini molto potenti il movimento
gravitativo è facilitato da un orizzonte con elevata mobilità come il
sale . i Sali sono rocce estremamente deboli che alla base della
successione si inneschi lo sviluppo di faglie dirette legate alla
componente gravitativa il ruolo delle faglie dirette sarà quello di
trasferire parte della successione marina dalla zona del margine
continentale passivo verso l’oceano si innescano delle vere e
proprie frane tipiche con nicchie di distacco , un orizzonte di
scollamento che viene facilitato dalle scarse capacita’ di resistenza
alla deformazione che oppone l’orizzonte salino e poi avremo un
piede d’accummulo dove tutto il materiale scaricato dai rilievi viene
ridistribuito nella zona frontale , questa componente gravitativa
rende conto della occasionale presenza davanti ai margini passivi
strutture compressive come pieghe e sovrascorrimenti riconducibili
ad un processo gravitativo e non tettonico. Nei sedimenti della
successione marina originarie depressioni riempite di sedimenti la
successione piu’ profonda registra la subsidenza tettonica tanti
sedimenti hanno geometrie curve perché rappresentano
l’adattamento del tetto a geometrie di faglia con componente
listrica , verso la sommità questo tipo di successione è delimitata da
una superficie di erosione che sottende a un secondo ciclo
sedimentario(questo a puntini) che registra la subsidenza
termica(sigilla le faglie).La subsidenza tettonica è quella che riflette
l’attività della faglie e quella termica sigilla le faglie. Questa faglia
ha agito poi ha subito una battuta d’arresto ed è stata sigillata dalla
break up unconformityLa riattivazione delle faglie che troncano la
break up unconformity la formazione delle faglie è
riconducibile alla subsidenza tettonica la riattivazione delle faglie
che troncano la break up unconformity è avvenuta nel momento in
cui si sono fatti sentire gli effetti della deformazione di tipo
gravitativo rappresentano la porzione della nicchia di distacco
della frana. Qual’è la visione piu’ moderna nello sviluppo dei rift e
della transizione dallo stadio di rift continentale attraverso il break
up alla apertura di un nuovo oceano.Si tende sempre a riconoscere
lo stadio incipiente del rifting , lo stadio maturo del rifting , lo stadio
del break up lo stadio di drifting.La componente asimmetrica tende
a prevalere statisticamente per quanto riguarda il rifting.Nel
passaggio dal break up al drifting si ha il taglio puro con carattere
simmetrico nella distensione si ha il passaggio dal taglio semplice a
quello puro.I vari modelli per lo sviluppo delle deformazioni nei
margini divergenti prevedevano meccanismi di taglio puro oppure
una gamma di soluzioni intermedie per i meccanismi dominati dal
taglio semplice abbiamo visto il modello mc kenzie contrapposti ai
modelli di wernike caratteristici dei caratteri asimmetrici ciascuna
struttura viene rappresentata come struttura dotata di nnotevole
continuità longitudinale per quanto riguarda gli schemi visti il rift
est africano viene illustrato come un qualcosa che si forma in
maniera simmetrica.La continuità longitudinale tende ad essere
importante quando vengono raggiunti gli stadi maturi del processo.
MARGINI TRASFORMI
La deformazione trascorrente si può distribuire in due tipi principali
di porzioni crostali laddove i movimenti trascorrenti la fanno da
padrona sono i margini delle placche litosferiche caratterizzate da
movimenti trasformi , se prendo il margine occidentale nord
americano la deformazione è prevalentemente rappresentata da un
grosso sistema di faglie che prende il nome di sistema della faglia di
san andrea la faglia di san andreas rappresenta quella principale , il
sistema di faglia coincide con un margine di placca con movimento
trasforme.Ci possono essere strutture caratterizzate da movimenti
laterali che coincidono con margini trasformi della placca litosferica.
Altri tipi di strutture pur caratterizzate da deformazione trascorrente
e pur con con lunga estensione longitudinale realizzano i propri
movimenti all’interno di ciascuna placca litosferica , per queste
strutture si usa il nome di intra plate strike slip deformations(fasce
di deformazione trascorrente) e di solito si parla di fasce di
deformazione caratterizzate da movimenti trascorrenti che si
realizzano all’interno delle placche litosferica.Esistono diverse
tipologie il sistema di faglie San Andreas attivo tutto il suo
estrendersi le faglie trasformi possono collegare elementi diversi di
altri margini gran parte delle faglie trasformi collegano fra loro
margini con caratteri diversi, la san andrea collega un margine di
tipo divergente con uno di tipo convergente , cosi come la faglia
caraibica. Esistono faglie trasformi che collegano margini con
analoghe caratteristiche cinematiche ma con senso di movimento
opposto es estremita’ meridionale sud america la faglia della
regione di scotia unisce due segmenti con identico carattere
convergente ma polarità opposta del senso di subduzione
dominante , la placca pacifica immerge verso est la placca sud
americana immerge verso la placca antartica hanno immersione
dalla parte opposta.Questa faglia trasforme può essere considerata
una mega transfert faults collegano in questo caso margini di
placca con cinematica compatibile ma senso opposto. La san
andreas separa un margine distensivo che separa la placca delle
cocos e di nazca dalla placca pacifica questo segmento nord sud è
un ramo nel quale i movimenti relativi sono di estensione , Il
sistema san andreas collega uesto margine con quello convergente
in corrispondenza delle aleutine .La faglia di san andreas rende
possibile il trasferimento di questi movimneti di apertura rendendoli
compatibili con il movimento di chiusura , il pacifico da un lato si
espande dall’altro viene inghiottito nella astenosfera tutto questo è
reso possibile dalla presenza di questo lungo svincolo laterale lungo
il quale i movimenti sono prevalentemente orizzontali questo tipo
di faglia è stato indicato come trasforme perché trasforma i
movimenti da distensivi in compressivi. Caso della nuova zelanda
caratterizzata da una zona di subzione settentrionale dove questo
tipo di placca entra sotto alla placca che costituisce il corpo che
dell’ isola settentrionale , questa zona di subduzione è collegata
con un'altra zona di subduzione a sud dove la placca oceanica va
sortto la placca che contiene l’isola meridionale della nuova zelanda
quindi stesso carattere convergente ma che immergono dalla parte
opposta il collegamenti fra questi due segmenti avviene tramite lo
sviluppo di un vero margine di placca trasforme che si chiama
alpine fault . Tipologie di strutture che si formano in
corrispondenza dei margini trasformi , tutte quelle strutture
dominate da cinematica di tipo trascorrente , in genere faglie
trascorrenti se ci si riferisce al dominio di deformazione fragile zone
di taglio duttili ma che occupano un volume discreto di rocce se si ci
si riferisce alla deformazione di tipo distribuito che è piu’
caratteristica dei livelli crostali intermedi e profondi rispetto alla
deformazione fragile che è caratteristica dei regimi più
superficiali.La deformazione con carattere cinematico
prevalentemente trascorrente si espleta in due grandi province nei
margini trasformi abbiamo visto diversi tipi di margini trasformi , e
poi abbiamo visto che esistono deformazioni trascorrenti anche
importanti che si realizzano non necessariamente ai margini
trasformi ma anche all’interno delle placche litosferiche e in questo
caso parliamo di fasce di deformazioni trascorrenti intraplacca ,
esiste un collegamento cinematico e dinamico tra l’attivita’di alcuni
margini trasformi e le ripercussioni che questi hanno
nell’attivazione delle fasce trascorrenti intraplacca, abbiamo visto i
modelli che sono stati proposti da tettonica da estrusione micro
continente turco e per il sud est asiatico dal continente indiano sul
continente un altro esempio di tettonica da estrusione si rinviene
nel sistema perimediterraneo in particolare l’arco dei Carpazi
viene interpretato come la diretta conseguenza della spinta
compressiva nord sud che ha caratterizzato i movimenti relativi
Africa Europa durante la formazione della catena alpina quindi in
risposta alla convergenza nord sud la zona est europeo
relativamente meno confinata non ha opposto la resistenza
sufficiente ad assorbire la spinta compressiva nord sud che ha
generato le Alpi e questo avrebbe innescato una serie di
deformazione di carattere trascorrente che avrebbero portato
all’espulsione del blocco est alpino che sarebbe andato a formare i
Carpazi.Generalmente viene fatta una distinzione tra le faglie
trascorrenti e le faglie trasformi le piu’ note faglie trasformi sono
per esempio quelle che collegano un segmento di dorsale con una
zona di subduzione per esempio la trasforme che coincide con il
sistema di faglie San Sandreas abbiamo visto trasformi che
collegano zone di subduzione con polarità diversa per esempio
l’alpine fault della Nuova Zelanda , molte importanti faglie
trasformi sono quelle che collegano due distinti segmenti di dorsale
medio oceanica; è evidente che le dorsali sono interrotte
lateralmente dalle faglie trasformi che collegano due segmenti di
dorsale oceanica. Il movimento distensivo che realizza il processo di
rifting e quindi che determina la spaccatura di un continente con
l’apertura di un nuovo oceano noi vediamo che il movimento
distensivo interessa tutto il continente ma si concentra in zone che
hanno un carattere puntiforme possiamo ipotizzare che le zone
nelle quali agisce la deformazione distensiva sono zone di
debolezza in cui si concentrano i movimenti distensivi che altrimenti
sarebbe uniformemente distribuiti sulla massa continentale
determinano la spaccatura dei continenti in posizioni diverse questo
è il motivo la loro continuità longitudinale le zone che servono da
collegamento le grandi faglie trasformi. Una caratteristica
cinematica della faglia trasforme è quella di essere dotata di
movimenti trascorrenti che hanno verso opposto rispetto al
movimento apparente evidenziato dalla distribuzione delle dorsali.
Quindi il movimento di una faglia trasforme è opposto rispetto alla
direzione di spostamento apparente. Una dorsale segmentata
produce nella zona di collegamento tra i due rami di dorsali si
incontrano placche litosferica che hanno senso di movimento
opposto , le faglie trasformi sono quelle strutture in cui il senso di
movimento reale è opposto rispetto ai movimenti apparenti che
sarebbero necessari a disassare la dorsale oceanica. Le faglie
trasformi sono parte integrante del sistema di distensione , si
generano sin dall’inizio delle aperture dei continenti , hanno vita
lunga ; eterogenea è la distribuzione delle zone di frattura che poi
evolveranno in centri di distensione alla presenza di debolezze
reologiche insite all’interno dei continenti. Le faglie trasformi
possono trovare una loro giustificazione se nella loro storia andiamo
a rintracciare quelle che sono le vecchie linee di debolezza presenti
all’interno dei continenti ;le faglie trasformi fanno parte di piu’
grandi faglie noi abbiamo segmenti trasversali rispetto
all’andamento di una dorsale medio oceanica , dal punto di vista
cinematico e dal punto di vista dinamico il segmento propriamente
detto trasforme è il segmento che realizza il collegamento fra i
diversi rami di dorsale tutto ciò che ricade sulla prosecuzione
laterale delle faglie trasformi insieme al pezzetto di faglia trasforme
prende il nome di zona di frattura zone di frattura. Fuori dalle
faglie trasformi ci sono dei movimenti relativi ma non sono così
pronunciati. Nel momento in cui passo da una faglia trasforme alla
zona di frattura i movimenti avvengono secondo la stessa
direzione e secondo lo stesso verso. Cosa succede lungo una faglia
caratterizzata da movimento orizzontale? sia una faglia trasforme
che trascorrente il movimento dominante sarà sempre quello
trascorrente , proprio perché le faglie sono fratture con
spostamento relativo dei blocchi che interessano corpi rocciosi che
hanno difetti è ovvio che difficilmente nello sviluppo di una frattura
mi posso aspettare una geometria regolare della frattura , essa
tenderà ad essere influenzata nella sua traiettoria da eventuali
difetti presenti all’interno dei materiali rocciosi la presenza di questi
difetti è molti frequente il caso in cui una faglia non si sviluppi su
una frattura con geometria planare. Cosa comporta la presenza di
queste irregolarita’ sull’evoluzione di una frattura in una faglia
trascorrente?32 Supponiamo di avere due blocchi separati da una
faglia trascorrente , la frattura che origina la faglia trascorrente in
vari pezzetti sulla base dell’orientazione restrening bends le zone
nelle quali i movimenti sono di tipo divergente obliquo si chiamano
realising bends infatti le restrening bends sono quelle
caratterizzate dallo sviluppo di motivi transpressivi le realising
bends sono quelle caratterizzate dallo sviluppo di strutture con
carattere cinematico transtensivo ; per riassumere in le strutture
che si formano potranno ancora carattere trascorrente ma un ruolo
importante assumera’ associate a faglie trascorrenti pieghe faglie
inverse se la restreing bends sovrascorrimenti associati a questo
tipo di dominio , specularmente dal momento che i movimenti che
si realizzano in una realising bends sono movimenti con carattere
cinematico transtensivo accanto a strutture con cinematica
transtensiva potro’ trovare sviluppo di strutture che hanno in parte
una componente di dominio distensivo che alle faglie trascorrenti
potranno essere associate sistemi e famiglie di faglie
dirette……………………….. Un bacino pull apart (tira via) esistono
casi nei quali lungo una faglia trascorrente caratterizzata da
deflessioni oblique si formano le restrining bends dove prevalgono i
movimenti compressivi e le realising bends dove prevalgono i
movimenti distensivi le realising bends saranno la sede di sviluppo
dei bacini di pull apart di deflessioni che ospiteranno
sedimentazione le restrening bends saranno zona di dominio di
deformazione caratterizzato dallo sviluppo di strutture compressive
che produrranno in genere sistemi sollevati. Come faccio a
riconoscere che il bacino di pull apart è in uno stadio iniziale?Le
faglie dirette hanno dimensioni superiori rispetto alle dimensione
delle faglie trascorrenti nel bacino di pull apart questo significa che
il bacino è ancora allo stadio embrionale. L‘evoluzione del bacino di
pull apart si caratterizza per l’aumento progressivo dei segmenti
trascorrenti dove i segmenti caratterizzati da movimenti
trascorrenti raggiungono una lunghezza uguale o superiore rispetto
alle faglie dirette quando avremo un rombo con lati uguali in quel
caso parleremo di uno stadio evolutivo intermedio nel momento
assumeranno una lunghezza maggiore io parlo55 lo sviluppo di un
bacino di pull apart segue un suo trend evolutivo guidato dalla
prevalenza del fenomneno trascorrente rispetto al fenomeno di
distensione. Nelle restreaning bends zone caratterizzate
dall’associazione di strutture trascorrenti con strutture compressive
la deformazione in genere sarà guidata da deformazione
trascorrente ma la componente convergente si tradurrà nello
sviluppo di pieghe o di sovrascorrimenti o di faglie inverse.
Generalmente strutture di questo tipo sara’ caratterizzata da
sviluppo di strutture positive per il fatto che frammenti o blocchi
rocciosi vengono estrusi verso l’alto lungo queste zone di restrining
bends si chiamano push up. Una conseguenza importante dello
sviluppo di un push up la vediamo nella dimensione della sezione
abbiamo una faglia trascorrente che verso l’alto si bi forca in un
sistema di faglie di cui quella centrale manterrà un carattere
trascorrente ma quelle laterali hanno un carattere compressivo. La
struttura a fiore si trova nelle restrening bends un tipo caratteristico
di struttura a fiore nella quale l’associazione è fatta da faglie
trascorrenti e faglie dirette l’abbiamo nelle realising bends.Esistono
strutture a fiore positive per fenomeni di estrusione verso l’alto
caratteristiche delle retrening bends e strutture a fiore negative
caratteristiche degli ambienti nei quali associata alla trascorrente
che è il regime dominante c’è anche una componente minore di
estensione. Esistono anche la struttura a fiore complessa possiamo
distinguere due momenti di attivita’ un dominio inferiore e un
dominio superiore , per il criterio di sovrapposizione stratigrafica la
zona geometricamente inferiore rappresenta i momenti piu’ antichi
della deformazione la zona geometricamente superiore rappresenta
i momenti piu’ recenti della deformazione.1,14
MARGINI CONVERGENTI
Sono i margini di placca caratterizzati da movimenti convergenti
quelli cioè dov’è piu’ probabile lo sviluppo di strutture che generano
ispessimento crostale e quindi raccorciamento nel senso della
dimensione orizzontale oppure limitandoci allo sviluppo delle
strutture fragili avremo sviluppo di faglie inverse o sovrascorrimenti
generalmente le faglie inverse sono associate ai sovrascorrimenti.
Possiamo avere: convergenza oceano – oceano oppure una placca
oceanica con una continentale infine due placche continentali gran
parte dell’arco alpino himalaiano. Generalmente quando la
convergenza si innesca tra due placche oceaniche abbiamo una
placca che viene subdotta e una che subduce.I fattori che
controllano se ad essere subdotta deve essere una placca o l’altra
sono fattori riconducibili alla reologia della litosfera , l’età più è
vecchia più è fredda piu’ è densa più è pesante.Le strutture
caratteristiche della convergenza placca oceano oceano sono i
sistemi arco fossa fossa perché nella zona nella quale avviene il
contatto fra la litosfera che viene inghiottita e la litosfera che
prevale la zona di contatto è segnalata da una depressione
chiamata fossa, associato al processo di subduzione è la produzione
di magma che risalendo attraverso la placca subducente genera un
sistema vulcanico , trattandosi di convergenza oceano oceano gran
parte dei processi avviene al di sotto del livello del mare con
eccezione delle sommita’ vulcaniche. Nel momento in cui viene a
contatto una placca oceanica con una continentale fino a quando
c’è a disposizione litosfera oceanica questa non ha problemi ad
essere inghiottita un effetto di questo processo è il restringimento
dell’oceano che diventa un bacino sempre piu’ chiuso fino al
contatto tra placca subducente e placca subdotta se in subduzione
al di sotto di una placca oceanica tenta di entrare una placca
continentale questa oppone resistenza al processo di subduzione
avra’ difficolta’ di proseguire nel processo di subduzione il
continente ha una tendenza al galleggiamento il processo si inverte
è la placca oceanica ad andare sotto il continente questo genera dei
fenomeni importanti continua il fenomeno magmatico e si ha una
forte deformazione con lo sviluppo di pieghe faglie inverse
sovrascorrimenti che concorrono ad ispessire e accorciare la
porzione piu’ prossima alla zona di contatto con l’oceano subdotto ,
il fenomeno magmatico piu’ il fenomeno tettonico produce vistosi
ispessimenti della litosfera continentale che si traducono nello
sviluppo di importanti catene montuose che si chiamano cordigliere.
Nel processo di convergenza lo sviluppo dei sistemi arco fossa
caratteristici del sistema oceano-oceano rappresenta lo stadio
embrionale del processo che poi evolve nella convergenza oceano
continente con l’origine di cordigliere.Il processo puo’ andare avanti
se consideriamo due placche aventi sia litosfera continentale che
oceanica le due placche si avvicinano e quando si esaurisce la
porzione oceanica avviene la collisione tra le due porzioni
continentali fase evolutiva matura del processo di convergenza
chiamata collisione è il fenomeno che da origine alla deformazione
di entrambi i margini con pieghe sovrascorrimenti faglie inverse che
ispessiscono e raccorciano entrambi i margini dei continenti avremo
sviluppo di catene collisionali , esempio sistema alpino himalayano.
E’ la distribuzione dei terremoti sul piano di Benjoff che ci mostra la
subduzione , abbiamo i terremoti nella placca litosferica e non
abbiamo attivita’ sismica nell’astenosfera circostante il proceeso
piu’ importante è la cattiva conducibilita’ termica delle rocce una
roccia portata da una condizone termica ad un'altra ci mette un
certo periodo di tempo a riscaldarsi la litoisfora è un cattivo
conduttore di calore e quando viene inghiottita risente della
velocita’ alla quale si muovono le placche litosferiche la velocita’ di
subduzione è maggiore rispetto alla velocita’ di riequilibrio
termico.Materiale litosferico piu’ freddo fa si ke la porzione di
litosfera subdotta mantenga al suo interno caratteristiche termine e
reologiche proprie dei livelli superiori e il mantenimento di certe
caratteristiche di rigidita.La litosferaLa parte superiore della
litosfera è fatta di litosfera oceanica la parte che va in subduzione
rappresenta la crosta oceanica una porzione dei sedimenti invece
segue il destino del pavimento oceanico e viene subdotta insieme al
resto della litosfera oceanica. La presenza di peridotiti in profondita’
che passando verso l’alto diventano rocce mafiche negli stadi piu’
profondi abbiamo la cristallizzazione dei gabbri risalendo abbiamo
basalti in complessi filloniali fino ad arrivare alla superficie nella
quale le lave hanno una struttura a pillows che riflette il processo di
effusione in corrispondenza delle dorsali quindi abbiamo un
pavimento magmatico al di sopra di questo abbiamo una coltre di
sedimenti pelagigci carbonatici possono essere materiali piu’ silicei
argilliti diaspri , qualunque sia per la loro natura intrappolano e
mantengono dentro di se una certa quantita’ di acqua , l’acqua
contenuta nei sedimenti insieme agli ioni ossidrili contenuti nel
reticolo cristallino del pavimento magmatico portati in superata
una certa profondita’ non sono piu’ in equilibrio gli ioni e le
particelle d’acqua cominciano a fondere la porzione superiore della
litosfera subdotta determinando anche fusione parziale
dell’astenosfera sovrastante una volta ottenuta la fusione , il fuso
tende a trovare una via di risalita preferenziale fino a portarsi in
superficie la fonde in parte dando origine al complesso magmatico
arco fossa.piana abissale ,la fossa , alla fossa fa seguito una
scarpata molto importante nella quale si passa da meno 10000 fino
a quote sup rispetto alla quots media dei fondi oceanici , prisma di
accrezione , intervallo arco-fossa che separa la fossa dall’arco
magmatico , l’arco magmatico che porta la litosfera oceanica
all’emersione, l’ultimo elemento è una depressione su litosfera
oceanica nella quale le profondita’ sono quelle che caratterizzano
le piane abissali si chiama bacino di retroarco perché si sviluppa a
tergo rispetto all’arco magmatico.Il sistema arco fossa comprende
diverse province che cosa succede al loro interno? Dal punto di
vista dell’attivita’ tettonica la piu’ importante è Il prisma di
accrezione che separa la placca subdotta da quella subducente ,
notiamo che la porzione frontale del prisma di accrezione è
caratterizzata da sovrascorrimenti quindi faglie inverse che
determinano ripetizioni delle stesse successioni stratigrafiche quindi
porzioni della stratigrafia del pavimento oceanico che vengono
ripetute su se stesse nei casi in cui il processo diventa intenso
procedendo dalla zona frontale del prisma verso la porzione
centrale avremo scaglie di pavimento magmatico del fondo
oceanico che montano al di sopra dei sedimenti per vedere come
sono fatti questi sovrascorrimenti si considera una linea sismica.
Dall’esterno verso l’interno del prisma i sovrascorrimenti
aumentano la loro inclinazione. Nei prismi di accrezione un ruolo
fondamentale lo gioca l’acqua che impregna i sedimenti , man
mano che il pavimento oceanico ricco d’acqua entra nella zona di
subduzione una porzione di acqua viene trascinata in profondita’
dando origine alla fusione parziale con sviluppo dell’arco
magmatico esiste una porzione di acqua che portata a profondita’
intermedia interagisce con le rocce circostanti man mano che
vengono raggiunti livelli crostali la pressione aumenta l’acqua
tendera’ a trovare delle vie di fuga e le vie piu’ facili sono
l’interfaccia meccanico fra il pavimento oceanico e la coltre
sedimentaria deformata la copertura sedimentaria viene scollata
rispetto al pavimento oceanico l’acqua si puo’ infilare e asportare
pezzi di materiale roccioso in genere l’acqua sovrapressione nella
parte frontale del cuneo contribuisce a rompere frammentare
trasportare pezzetti di materiale gia parzialmente consolidati e a
riportarli verso la superfici. Piu’ si va verso il basso piu’ aumenta il
fenomeno dei sovrascorrimenti che hanno il compito di accorciare e
ispessire , ispessendo producono sollevamenti del cuneo , dal punto
di vista dinamico il cuneo è molto attivo si verificano frane con
scivolamento di materiale che andra’ a rifranare in corrispondenza
della fossa. Un pavimento oceanico con una copertura fatta di
elementi pelagici nel momento in cui ci avviciniamo alla fossa
questa risente maggiormente degli apporti sedimentari , avremo
complessi di tipo flyscioide complessi torbiditici che si depositano
al di sopra del sedimento pelagico lo spessore variera’ ma sara’
sempre spesso modesto in corrispondenza delle estremita mentre
sara’ significativo in corrispondenza del depocentro della fossa per
effetto del processo di inghiottimento la parte frontale agisce con la
frammentazione in maniera caotica di blocchi che possono essere di
pavimento oceanico , di unita’ pelagiche oppure blocchi di
materiale torbiditico rimescolamenti che si chiamano melange si
formano dentro o alla base del prisma.Nella piana abissale cio ke
viene sedimentato sono depositi di tipo pelagico in corrispondenza
della fossa sopra i depositi pelagici sono presenti le torbiditi
Nell’analisi di una cordigliera riconosciamo una piana abissale una
fossa fortemente riempita di sedimenti , un prisma di accrezione un
altro bacino che si realizza nei sistemi arco fossa , l’arco magmatico
e un bacino a posteriori rispetto al sistema magmatico che
raccoglierà sedimenti provenienti in corrispondenza del continente
in questo caso si parla di bacino di avanpaese che ha lo stesso
significato nella cordigliera andina qui abbiamo una porzione nel
territorio peruviano lungo la sezione settentrionale possiamo
riconoscere un piano di benjoff.Abbiamo visto l’importanza che il
fenomeno di collisione ha nell’evoluzione delle cordigliere
l’accrezione di frammenti esotici puo’ portare la collisione
rappresenta un momento importante per la deformazione nel
momento in cui a collidere entrano un arco insulare con un margine
continentale la collisione ha un carattere drammatico nel momento
in cui ad entrare in collisione sono due margini continentali come
prodotto finale del processo di collisione tra un continente e un
continente i due frammenti delle due placche litosferiche che
entrano in gioco da una parte un margine continentale dall’altra c’è
un'unica placca che comprende una porzione continentale e una
porzione oceanica man mano che la porzione oceanica si esaurisce i
due continenti si avvicinano e poi si scontrano il processo puo’
andare avanti per un po ma ovviamente non puo’ aandare avanti
per molti milioni di anni per le difficolta’ e la resistenza che la
massa continentaleha al galleggiamento nel momento in cui si
esauriscono queste spinte una collisione come termine ultimo
determina la riorganizzazione della cinematica delle placche
litosferiche quindi non esiste uno stadio evolutivo piu’ avanzato
rispetto alla collisione continente –continente cio che è frequente
invece e che inseguito alla riorganizzazione dei movimenti cio che
succede una volta che la catena si è formata abbiamo detto che si
esauriscono progressivamente le spinte convergenti e si
riorganizza il movimento delle placche litosferiche molto spesso cio
che era una catena orogenica puo’ diventare sede di un processo di
rifting quindi con la ridistribuzione e la riorganizzazione dei
movimenti relativi delle placche litosferiche cio le regioni nelle quali
aveva dominato la cinematica di tipo convergente possono
diventare sede di estensione e quindi sede dell’instaurarsi di un
nuovo regime deformativo questo è il motivo per cui al ciclo
caledoniano ha fatto seguito nel siluriano l’apertura di nuovi bacini
oceanici al ciclo ercinico ha fatto seguito l’apertura dei bacini tipo la
tetide e al ciclo alpino ha fatto seguito l’apertura dei bacini .quindi il
processo collisionale continente continente rappresenta lo stadio
evolutivo piu’ maturo la litosfera continentale che entra in gioco e
le sue caratteristiche reologiche possono contribuire a distinguere
vari tipi di catena orogenica esistono placche litosferiche
relativamente rigide che quando si scontrano distribuiscono la
deformazione solamente nella zona nella quale avviene il contatto
fra le due placche litosferiche la catena avra’ dimensioni piuttosto
ristrette nel senso della dimensione orizzontale esistono zone nelle
quali la deformazione si esplica nella zona di contaatto ma se la
convergenza prosegue per un certo periodo la deformazione si
estende a gran parte del margine continentale generalmente le alpi
sono un tipico esempio di orogene localizzato l’himalaya che delle
alpi rappresenta nel quale la deformazione si trasferisce a gran
parte del continente. La catena alpina è caratterizzata da una
avanfossa a nord e un avanfossa a sud ad ogni catena corrisponde
un bacino di avanvossa importante che cosè che determina lo
sviluppo dell’avanfossa? Una catena orogenica nel momento in cui
si sviluppa rappresenta una porzione di litosfera continentale che è
fortemente accorciata e ispessita una crosta o una litosfera
ispessita posta sopra una placca litosfera esercita un peso , questo
peso determina una flessione verso il basso della placca litosferica
sottostante è il peso della catena in via di costruzione che esercita
pressione sull’altra placca litosferica e che ne determina la
deflessione verso il basso questa reagisce creando una depressione
se una catena venisse sovrapposta su una placca litosferica e
I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher giangiko di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Fondamenti di geologia e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Siena - Unisi o del prof Scienze della Terra Prof.
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