Parte due, Principi di geologia

FAGLIE NORMALI

Le faglie normali mettono a contatto rocce più antiche del letto con rocce più recenti del tetto.

Nelle situazioni più semplici le faglie normali provocano un’elisione di parte della serie sedimentaria,

soprattutto quando le faglie hanno inclinazione bassa; questo tipo di faglie provocano un generale

assottigliamento della crosta (in modo più marcato le faglie aventi inclinazioni molto basse) in quanto

indicano un’estensione orizzontale della porzione di crosta da esse interessate.

Una tipica geometria di questa categoria di faglie consiste in una superficie che varia sistematicamente la

propria inclinazione con la profondità: molto ripida in prossimità della superficie topografica, via via meno

inclinata con l’aumentare della profondità, fino a

diventare sub orizzontale. Questo tipo di faglia viene

denominata faglia listrica e la non planarità della

superficie di scorrimento comporta delle complicazioni,

in quanto le masse rocciose che vi scorrono devono adattarsi alle irregolarità della superficie stessa.

Una tipica associazione di faglie normali estesa su una vasta area costituisce lo stile tettonico denominato ‘a

fosse e pilastri’, direttamente con la locuzione tedesca ‘Horst e Graben’, in cui le zone più alte sono

intercalate e delimitate da zone più depresse.

FAGLIE INVERSE

Sono legate alla compressione e al raccorciamento crostale, e rappresentano le strutture più tipiche della

porzione più esterna e più superficiale di una catena orogenica. Le rocce più antiche a letto ricoprono le

rocce più giovani a tetto, e provocano, differentemente dalle faglie normali, un aumento di spessore e

raddoppi delle successioni interessate da tali faglie. Se l’inclinazione è bassa, ossia minore di 45°, il

movimento di tipo dip-slip e il rigetto è importante, si parla di sovrascorrimento. Molto spesso questa

tipologia di faglie è legata alla presenza di pieghe di trascinamento, le quali indicano il senso di movimento

della faglia.

Le faglie inverse e i sovrascorrimenti sono rintracciabili nei margini di placca di tipo compressivo in ambienti

sia continentali che oceanici.

Negli ambienti di tipo continentale le catene a pieghe e i sovrascorrimenti sono presenti nelle zone frontali

degli orogeni, con sovrascorrimenti visibili in superficie (come ad esempio nella zona degli Appalachi

meridionali, nelle cordigliere del Canada occidentale e degli USA etc); quando si ha propagazione di una

successione di sovrascorrimenti si è in presenza di una catena montuosa con forte raccorciamento crostale.

Nelle zone oceaniche invece, questa tipologia di faglie è visibile nel prisma di accrezione, presente tra l’arco

magmatico e la fossa di subduzione. Hanno struttura simile alle catene continentali, ma contengono rocce di

derivazione oceanica, come ad esempio i melanges ofiolitici con radiolariti, torbiditi, basalti, scisti blu,

serpentiniti etc.

La geometria dei sistemi di sovrascorrimenti sono sistemi a ramp and flat ed anticlinali di rampa. I sistemi di

sovrascorrimenti possono passare da livelli stratigrafici più bassi a livelli stratigrafici più alti attraverso dei

piani di sovrascorrimento ad inclinazione maggiore, i quali vengono definiti rampe (ramps). In

corrispondenza della rampa si forma una piega anticlinale nel tetto, detta anticlinale di rampa.

La rampa è quindi la parte di un sovrascorrimento che taglia la stratificazione da livelli stratigrafici più bassi a

livelli stratigrafici più alti, e si formano rocce meccanicamente più resistenti come ad esempio calcari

massicci o arenarie. Il piano (flat) è la parte del sovrascorrimento orizzontale e parallelo alla stratificazione:

in questa parte si formano livelli più duttili come il gesso, il sale e le argilliti. Solitamente questo tipo di

sovrascorrimenti si genera perché è presente un’alternanza di livelli costituiti da rocce aventi proprietà

meccaniche differenti, o differenti litologie o per la presenza di fluidi con diversa pressione interstiziale.

La superficie in movimento tende (in genere) a risalire entro la successione stratigrafica nella direzione di

traslazione dell’unità sovrastante la superficie. 15

C’è da sottolineare alcuni nomi fondamentali per catalogare alcuni gruppi orogeni. Per esempio, per unità

tettonica si intende un corpo roccioso delimitato da superfici di sovrascorrimento. La falda è una unità

tettonica completamente sradicata (alloctona) dalla zona di origine; può comprendere associazioni di rocce

formatesi in ambienti geodinamici completamente differenti rispetto a quelle circostanti.

La finestra tettonica è un’area di affioramento dell’unità inferiore completamente delimitata dall’unità

superiore (con i triangoli – che delimitano il senso di movimento delle faglie nelle carte geologiche – rivolti

verso l’esterno), mentre il klippe (lo scoglio) è la porzione appartenente all’unità tettonica superiore rimasta

isolata dall’erosione. Il klippe ricopre rocce dell’unità inferiore (con i triangoli rivolti verso l’interno.

GEOLOGIA DELLE ALPI – TRATTAZIONI DI ARGAND

Tra il 1908 e il 1934 Argand pubblicò una serie di studi i quali davano un’idea di come si erano formate le

Alpi.

La struttura della catena alpina si era originata dalla collisione tra l’Africa e l’Europa, e la Tetide Pennidica

venne deformata e interposta tra i due blocchi continentali. L’Austroalpino ricoprì la pila di falde delle Alpi

Occidentali muovendosi verso Nord, mentre la zona di radice venne ripiegata verso Sud (Sudalpino) e

deformata da sovrascorrimenti che si trasportarono verso Sud. Le Alpi occidentali sono formate da sei falde

Pennidiche principali insieme alle sequenze ofiolitiche, le quali risultano sovrascorse verso Nord sopra il

dominio Elvetico-Delfinese e l’Europa.

Fanno parte della zona Elvetico-Delfinese (crosta continentale europea ricoperta da depositi di mare poco

profondo, movimenti verso nord) il Monte Bianco, il quale è un frammento della crosta continentale granitica

del tardo Paleozoico appartenente ai Massicci esterni (Europa) della zona e la Val Veni.

Della zona del Pennidico (che corrisponde alle porzioni più profonde del bacino oceanico che separava

l’Europa dalla placca Africana; costituita da ofioliti – resti di litosfera oceanica dell’oceano ligure-piemontese

– e da porzioni dei due margini comprendenti crosta continentale assottigliata – Monte Rosa, Gran Paradiso,

Gran San Bernardo – comprendono depositi bacinali molto diffusi nelle Alpi Occidentali come i calcescisti ed

è importante sottolineare la presenza di forte metamorfismo in facies di scisti blu ed eclogiti seguito da facies

anfibolitiche e di scisti verdi verso Nord) fanno parte il Monte Rosa, Punta Giordani, Breithorn (ofioliti

eclogitiche), la parete Nord del Cervino.

Della zona Sudalpina (Alpi Meridionali, porzione posta a Sud della Linea Insubrica, simile alle unità

austroalpine poste a Nord della stessa, ma prive di metamorfismo alpino. Sono generalmente meno

deformate degli altri domini e sono caratterizzate da movimenti diretti verso Sud) fanno parte il Grignone, la

Grignetta, il Resinelli, il monte Fop.

PRINCIPALI FASI DEFORMATIVE DELLA CATENA ALPINA

Orogenesi cretacica (100-70 Ma)

- Inizio della subduzione di piccole porzioni dell’oceano ligure-piemontese e di ampie porzioni della

placca africana (Adria) tra gli 80 e i 90 Ma – soprattutto nelle Alpi Orientali e nell’Austroalpino a 90

Ma – e deformazione anche nelle Alpi Meridionali

- Metamorfismo di alta pressione e bassa temperatura nell’Austroalpino (facies eclogitica)

Subduzione e convergenza del Terziario Inferiore (65-50 Ma)

- Entrata nella zona di subduzione del margine europeo con chiusura dell’oceano ligure-piemontese e

di quello vallesano a 50 Ma, con metamorfismo in facies scisti blu e in facies eclogitica

- 200 km di raccorciamento in direzione N-S

Collisione Terziaria (50-40 Ma)

- Coinvolgimento delle unità vallesiane e delle falde Elvetiche più esterne nella zona di collisione

- Ulteriore raccorciamento di 200 km in senso N-S

Fase post-collisionale (40-0 Ma)

- Retroscorrimento delle unità precedenti verso Sud lungo la Linea Insubrica con sollevamento della

sona Nord di circa 10 km e trascorrenza di alcune decine di chilometri. Escape tectonics soprattutto

nelle Alpi Orientali

- SLAB break-off (post 53 Ma)

- Messa in posto dei principali plutoni alpini (Masino-Bregaglia, Adamello etc)

- Metamorfismo Barrowiano in facies anfibolitica e scisti verdi nelle Alpi Occidentali e Centrali

connesso a forte riscaldamento indotto dall’inspessimento crostale

- Coinvolgimento delle zone più esterne della catena alpina con ulteriore traslazione verso Sud e

verso Nord delle unità tettoniche senza sviluppo di metamorfismo

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- Nel dominio Sudalpino centrale la deformazione complessiva rallenta decisamente a 7 Ma, mentre in

Friuli e a Nord è in parte ancora attiva. Attività sismica sporadica anche lungo il restante fronte

Avanfossa: bacino fessurale che si forma lungo il fronte di una catena a pieghe e sovrascorrimenti a causa

dell’inarcamento della litosfera sottoposta a carico tettonico e subduzione.

FAGLIE TRASCORRENTI

Sono caratterizzate da piani verticali e movimento lungo la direzione; sono diffuse soprattutto lungo i margini

di placca di tipo trasforme e si trovano associate a faglie normali e sovrascorrimenti.

Non vanno assolutamente confuse con le faglie trasformi che rappresentano i limiti di placca e hanno quindi

uno sviluppo litosferico: le faglie trascorrenti infatti si sviluppano all’interno della crosta mentre quelle

trasformi tagliano tutta la litosfera e sono considerate limiti di placca – si interrompono contro strutture di

altro tipo come fosse o dorsali oceaniche.

Tendendo conto della direzione di movimento possono essere destre o sinistre e come per le altre categorie,

una faglia trascorrente con sviluppo non perfettamente planare, provoca la formazione di distorsione nei

volumi rocciosi adiacenti che, in pianta, possono esprimersi come locali zone di compressione e di

estensione. Ove la torsione tende ad ostacolare lo scorrimento lungo la superficie di faglia si determinerà un

tratto transpressivo, lungo il quale si formeranno strutture compressive quali pieghe, faglie inverse e vere e

proprie catene montuose. Quando invece la torsione non ostacola lo scorrimento ma tende a favorire la

formazione di zone in estensione di determinerà un tratto transtensivo con formazione di strutture

d’estensione quali depressioni e bacini. Casi simili si determinano anche quando, anzi che un’unica faglia, si

è in presenza di un sistema di faglie trascorrenti.

DIFFERENZE TR