Fondamenti di geologia - tettonica a placche nel dettaglio

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