Fondamenti di geologia - tettonica a placche nel dettaglio

Tettonica a placche: margini divergenti

I margini e le strutture che sono associati a questi margini di solito sono stati interpretati attraverso il tempo alternativamente come il prodotto di una deformazione di taglio semplice oppure di una deformazione di taglio puro. In genere, in geologia, si riconosce una dualità nei meccanismi deformativi perché le strutture possono formarsi in un regime di taglio semplice o in un regime di taglio puro.

Deformazione di taglio semplice e taglio puro

Le differenze, se prendiamo un materiale roccioso e disegniamo un cerchio “marker” e sottoponiamo questo materiale a una deformazione di taglio semplice, il prodotto finale sarà quello di ottenere un ellisse caratterizzato da un asse lungo e un asse corto. Se noi vediamo qual è l’effetto della deformazione del taglio puro, notiamo un'analogia con il taglio semplice: questa analogia consiste nel fatto che anche un materiale sottoposto a taglio puro, attraverso il tempo, assume la forma di un ellisse. Quindi, un cerchio che rappresenta lo stato indeformato di un corpo roccioso, quando venga sottoposto a deformazione, assume la geometria di un ellisse.

Nella deformazione di taglio semplice, nel primo incremento di deformazione, una volta che il cerchio perda la sua configurazione iniziale e dal momento che abbiamo l’ellisse con i due assi, notiamo che attraverso il tempo questi due assi ruotano variando la loro posizione. Nella deformazione di taglio puro, invece, nel momento in cui la roccia indeformata con il suo cerchio registra il primo momento di deformazione, gli assi principali durante la deformazione variano le dimensioni degli assi: in particolare l’asse lungo si allunga, l’asse corto si accorcia pur rimanendo nella loro posizione originaria, non ci sono movimenti di rotazione.

Risultati nei corpi geologici

Qual è il risultato nei corpi geologici dell’attuazione o dello svolgersi di deformazioni legate al taglio semplice o al taglio puro? In genere, se prendo la struttura del Gran Canyon, delle Black Hills, il graben del Reno, noto che esiste una certa simmetria nella distribuzione delle strutture. Non esiste una singola struttura dominante e tutte le strutture accessorie, ma le strutture dominanti in questi tipi di situazione agiscono in coppia. Nel graben del Reno esistono delle faglie accessorie, ma le componenti principali sono due faglie dette faglie bordiere che hanno immersione opposta e che delimitano un blocco: il graben. Quindi la deformazione ha un carattere simmetrico.

Ragionevolmente, le strutture che hanno un carattere simmetrico si spiegano meglio come i prodotti di una deformazione di taglio puro. Se prendiamo un altro esempio, notiamo che un bacino sedimentario è stato controllato nel suo sviluppo dalla presenza di una struttura principale e da strutture che producono rigetti minori (accessorie): sia le strutture principali che accessorie immergono tutte dalla stessa parte. È ragionevole pensare che durante lo sviluppo di queste faglie lo scorrimento del blocco di tetto sia avvenuto con una certa componente rotatoria; in questo caso, la deformazione ha un carattere asimmetrico e si parla di strutture legate al meccanismo di taglio semplice.

Modelli di deformazione

L’accorgersi del carattere simmetrico o asimmetrico ha generato nel passato una enorme disputa perché si è cercato di generalizzare modelli per lo sviluppo per l’evoluzione dei margini divergenti alternativamente a meccanismi simmetrici o asimmetrici. Si è cercato di spiegare l’evoluzione dei margini divergenti secondo modelli del taglio semplice o secondo modelli di taglio puro. Sono stati proposti modelli di taglio semplice e modelli di taglio puro. Generalmente il modello che prevede l’evoluzione della deformazione distensiva ai margini divergenti guidati da strutture dotate di un carattere simmetrico, modelli di taglio puro, trovano la loro espressione nel modello di McKenzie che enfatizza il ruolo del taglio puro durante l’evoluzione dei margini divergenti.

A questo tipo di modello si contrappone il modello di Wernike, nel quale si enfatizza la componente del taglio semplice, asimmetrica della deformazione durante l’evoluzione dei margini divergenti. Esistono varianti del modello Wernike: sono degli adattamenti del modello di taglio semplice all’idea originale. Le differenze risiedono nel fatto che questo è un modello generale nel quale si pensa che tutta la litosfera sia attraversata da un'unica faglia che interessa la crosta e che poi va a radicarsi nella litosfera. In una variante si pensa che lo stesso tipo di faglia principale che guida il meccanismo tenda a trovare un orizzonte di particolare debolezza in corrispondenza di quella zona che separa la crosta superiore dalla crosta inferiore.

La crosta inferiore si deforma per deformazione duttile mentre la superiore è soggetta a regime fragile. Secondo questo modello, l’interfaccia fra la crosta superiore e quella inferiore viene attivata come un importante orizzonte di scollamento che, trascorso un certo percorso, tende poi ad approfondire la sua traiettoria e a ricollegarsi con ciò che succede nei livelli più profondi della litosfera. Un altro tipo di modello, sempre facente parte del modello di Wernike, è il più recente, nel quale mette in evidenza il fatto che tutta quella che è la deformazione fragile della parte superiore della crosta, nel momento in cui le strutture deformative principali attraversano l’interfaccia fra la crosta superiore e quella inferiore, a quel punto la deformazione non è più localizzata su un'unica superficie di faglia, ma viene invece distribuita ad occupare un intero volume di roccia.

Confronto tra i modelli di McKenzie e Wernike

Quindi ciò che qui nella parte superiore della crosta ha una deformazione fragile, procedendo verso la crosta inferiore, assume i caratteri di una deformazione prevalentemente duttile. Allora in questo senso il confronto più utile che abbiamo tra queste due categorie di modelli è quello di confrontare il modello originale di McKenzie, nel quale la crosta superiore è fragile e la crosta inferiore è duttile, con l’ultimo modello di Wernike nel quale anche qui abbiamo una deformazione superficiale essenzialmente fragile che si contrappone alla sua trasformazione in deformazione duttile man mano che ci si va approfondendo nei livelli della crosta inferiore.

Regioni della litosfera

Per capire come funziona questo tipo di modelli dal punto di vista evolutivo è utile vedere le regioni della litosfera sulle quali sono attivi i processi distensivi. Abbiamo province distensive continentali che comprendono il Lago Baikal, il graben del Scenzi, il rift dell’Africa orientale e il Basin and Range che si estende dal Canada attraverso la porzione occidentale degli USA fino al Messico. Esistono province sempre in ciò che riguarda la deformazione distensiva in zona continentale: abbiamo il graben triassico della costa orientale del Nord America. La zona di deformazione continentale non è limitata a ciò che ora costituisce la parte emersa del continente, ma investe anche quella che è la piattaforma continentale, una porzione di litosfera che adesso si trova sotto il livello del mare.

Margini passivi e sistemi di dorsali

Poi abbiamo altre province distensive: i margini passivi sono quelli che fiancheggiano i continenti in quelle zone nelle quali i continenti non corrispondono a margini di placca litosferica. Per esempio, gran parte dell’Australia, gran parte del continente è delimitato da margini passivi nei quali abbiamo la transizione da litosfera continentale alla litosfera oceanica senza che fra la litosfera continentale e quella oceanica sia interposto un margine di placca. In effetti sia la porzione di crosta continentale che oceanica fanno parte di un'unica placca litosferica, dove i margini di un continente non coincidono con i margini di una placca litosferica. Qui parliamo di margini passivi dei continenti; un altro esempio è l’Africa, il margine orientale del sud e nord America, un'altra regione è quella pacifica dei margini di la placca pacifica, che è delimitata dalla linea dei terremoti. Una parte della placca pacifica un margine di placca litosferica coincide con un margine oceanico di distensione che corrisponde a una struttura caratteristica che sono le dorsali oceaniche. Invece, l’altro margine ha intensa attività sismica, ma qui la cinematica comporta movimenti diversi rispetto a quelli distensivi.

Quindi abbiamo tre grandi province distensive: province di distensione continentali, margini passivi e poi di sistemi di dorsali medio oceaniche. Se introduciamo la variabile temporale, allora vedremo che esiste un trend evolutivo che va dalla formazione di province di distensione continentale attraverso la formazione di margini passivi fino ad arrivare alla formazione dei sistemi di dorsali medio oceaniche.

Basin and Range

Le linee sottili nere sono le faglie principali, la parte dove l’estensione è maggiore è la porzione statunitense. Se analizziamo delle porzioni, per esempio tra Utah e Arizona, si vede che esistono delle faglie principali alle estremità delle quali ci sono faglie minori. Queste faglie delimitano blocchi ribassati che sono compresi fa faglie che hanno rigetti paragonabili da una parte e dall’altra. Questo tipo di distribuzione di faglie dirette che alternativamente divergono e convergono isola speroni sollevati, quindi i duomi positivi separati tra di loro dalle depressioni. E proprio questa caratteristica viene riflessa dal paesaggio: ci sono bacini e pilastri delimitati da faglie dirette, prevale una debole o moderata asimmetria.

In altre province del Basin and Range, nella zona di confine tra California e Arizona, il carattere della deformazione che è essenzialmente espressa dallo sviluppo di faglie listriche che isolano delle depressioni ha stavolta un carattere fortemente asimmetrico. Quando siamo in presenza di depressioni che hanno un carattere così fortemente asimmetrico delimitate da faglie che immergono tutte verso la stessa parte, si parla di semi graben. Ciascuna di queste depressioni, delimitate da una faglia listrica che, evolvendo verso orizzonti più profondi, tende ad appiattirsi lungo un orizzonte di scollamento, viene indicata come un semi graben. La deformazione ha un carattere fortemente asimmetrico a zone nelle quali la deformazione assume.

Nel Basin and Range passiamo da zone nelle quali la deformazione è solo debolmente asimmetrica a zone nelle quali la deformazione assume un carattere fortemente asimmetrico. Si è studiata la relazione tra lo sviluppo delle faglie dirette e l’esumazione di nuclei metamorfici formati in regioni crostali più profonde. Per lo sviluppo del Basin and Range, un sistema di semi graben delimitati da faglie dirette e listriche che immergono tutte verso lo stesso quadrante e che si esauriscono in presenza di un orizzonte di scollamento, una situazione vicina al modello di Wernike.

Man mano che la deformazione procede attraverso stadi in cui si formano un numero maggiore di faglie, occasionalmente queste faglie interagiscono in profondità: cioè vecchie faglie vengono troncate dallo sviluppo di faglie più recenti. Qualunque cosa succeda, in ogni caso, tutto questo sistema di faglie si radica sempre in profondità verso un orizzonte di scollamento. Raggiunta una certa profondità, l’incremento della deformazione produce il progressivo assottigliamento della porzione superiore della crosta, quindi si approfondiscono le depressioni e si assottiglia progressivamente la crosta. Il materiale che originariamente si trovava a questa profondità, che risente del gradiente geotermico, si riscalda ulteriormente per effetto dello sviluppo di queste strutture duttili alla base. Questa zona di scollamento, il cui sviluppo nelle profondità medio crostali comporta un aumento della temperatura, si combinano una temperatura che è già presente nei corpi rocciosi, si combinano con gli effetti di un aumento di temperatura legato alla formazione e all’evoluzione di fasce milonitiche delle zone di taglio prodotte durante l’attivazione in profondità dei vecchi sistemi di faglie dirette.

Un corpo riscaldato che è coperto da un sempre minor spessore di crosta tende per sua natura, perché riscaldato, e quindi la sua densità rispetto alle rocce circostanti, tende a sollevarsi, a risalire e nel compiere questo movimento la risalita determina l’inarcamento verso l’alto di quella che era l’originaria zona di taglio milonitico. Nel momento in cui questo corpo viene sollevato e si avvicina alla superficie terrestre, quando la bombatura è già definita, il processo va avanti mediante l’attivazione di un nuovo sistema di faglie con l’abbandono del precedente. Questo determina la definitiva uscita dei nuclei metamorfici, detti nuclei di complessi metamorfici o meglio methamorfic core complex. La forma finale che questo complesso assume riassume il trend evolutivo a partire da una crosta di spessore normale. Esempio di nucleo metamorfico: Appuano, risultato finale di un prodotto di esumazione metamorfico.

Esumazione dei nuclei metamorfici

In questo tipo di evoluzione possiamo riconoscere l’interferenza tra diversi tipi di strutture. Nel processo di sviluppo di un core complex metamorfico vediamo lo sviluppo di una deformazione che si realizza per lo sviluppo progressivo di faglie listriche su orizzonti di scollamento. Man mano che la deformazione va avanti, la parte del tetto di questa faglia diretta comincia ad essere interessata da sistemi di faglie che poi ruotano attraverso il tempo fino a che non viene completamente esumata la porzione del metamorphic core. Da un punto di vista delle geometrie delle singole faglie che concorrono a realizzare la deformazione dell’intero sistema distensivo, esistono faglie a domino che interagiscono con faglie listriche con componente rotazionale più o meno forte. L’interazione tra questi tipi di strutture alla fine rende possibile di raggiungere quei livelli di distensione tale da permettere ai nuclei metamorfici la fuoriuscita.

Sono stati proposti diversi modelli per spiegare l’esumazione di nuclei metamorfici. Uno prevede il fatto che la crosta superiore venga deformata in maniera fragile, quella inferiore in maniera duttile. Questa sarebbe la sede in cui si sviluppano i nuclei metamorfici. A titolo di esempio, consideriamo l’evoluzione del nucleo metamorfico Appuano: noi abbiamo il nucleo metamorfico che si forma in un regime compressivo orogenico, ma la cui progressiva esumazione viene essenzialmente guidata da strutture distensive che inizialmente interessano la crosta superiore e progressivamente mettono a nudo la parte centrale del nucleo metamorfico. Il proseguimento della distensione determina la risalita del nucleo metamorfico (taglio semplice).

Caratteri sedimentari e l'evoluzione di un margine distensivo

Quali sono i caratteri sedimentari legati all’evoluzione di un margine distensivo? La nascita di un nuovo oceano è predeterminata dai continenti. Il processo ha inizio a spese della litosfera continentale: il primo processo di apertura di un oceano avviene nel continente, si parla di rifting, apertura di fosse tettoniche. Abbiamo che lo sviluppo di faglie dirette determina l’assottigliamento crostale che favorisce il sollevamento della porzione centrale. Si ha un sollevamento generalizzato dei margini del rift e questo sollevamento porta a render maggiormente aggredibile da parte dell’erosione le sponde di questo dominio. Gran parte del sedimento viene portato via, gran parte ricade all’interno della depressione delimitata dalle faglie dirette. In questi casi, la deformazione e la sedimentazione avvengono in un ambiente continentale in porzione di continente emerse. I responsabili della distribuzione dei sedimenti nella depressione sono corsi d’acqua e bacini lacustri: nel rifting abbiamo sedimenti di tipo continentale.

Man mano che il processo va avanti, si accentua l’assottigliamento di questa porzione di crosta superiore. Questo assottigliamento porta ad avere le porzioni più depresse di questi sistemi a quote prossime al livello del mare, quindi lo sprofondamento delle zone centrali determina il passaggio dalle condizioni continentali a variazioni di quota del substrato che viene portato al livello del mare. Nel momento in cui una depressione raggiunge una quota che è quella del livello del mare, questa può non determinare variazioni importanti fino a quando questo sistema non venga messo in comunicazione con il mare. Ma nel momento in cui avviene la comunicazione tra queste regioni e i mari circostanti, abbiamo la prima ingressione di acqua salina. La sottile tavola d’acqua in queste zone è soggetta a forte evaporazione: questo determina il fatto che al di sopra dei sedimenti continentali abbiamo la deposizione di sedimenti di natura evaporitica, sali di carbonato o sali veri e propri che possono dare origine a dolomie, evaporiti, anidriti, gessi.

Molto spesso, nel momento in cui l’assottigliamento si fa più importante ed è concomitante alla trazione laterale esercitata dalle forze in gioco, molto spesso il materiale di origine profonda che ha determinato l’inarcamento trova in corrispondenza delle faglie dei condotti per alimentare anche un'attività magmatica. Negli stadi iniziali di un rifting è frequente trovare intercalati ai depositi continentali e ai depositi evaporitici anche orizzonti importanti di piroclastiti o comunque di materiale lavico di composizione basica: di solito sono basalti alcalini. Belle manifestazioni di questo tipo avvengono nel rift dell’Africa orientale, dove accanto ai depositi continentali e accanto alle evaporiti sono presenti anche prodotti di magmatismo alimentato dai condotti forniti dalla presenza di queste faglie dirette; una volta avvenuta la deposizione delle evaporiti, il processo va avanti fino alla completa lacerazione della crosta continentale. L’assottigliamento...