Laura Ercoli Dispense di geologia applicata. Lezioni 11-20

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1 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata Lezioni Stratigrafia :principi di continuità e di sovrapposizione, unità stratigrafiche, formazioni geologiche - Giacitura delle formazioni geologiche: polarità degli strati; stratificazione e relativo sistema di rappresentazione - Strutture sedimentarie: Eteropia; discontinuità e discordanze; - Dinamica della crosta terrestre: Strutture tettoniche: faglie; pieghe; sovrascorrimenti. Stratigrafia Le condizioni ambientali sulla superficie terrestre non sono costanti: il clima cambia in parte poiché la quantità di radiazione solare trattenuta nell atmosfera terrestre non è costante nel tempo, ed in parte poiché la composizione dell atmosfera e le superfici di continenti ed oceani si modificano col passare del tempo; anche il flusso di calore geotermico non é costante nei tempi geologici e varia da una zona all altra della crosta. Questi cambiamenti, insieme con la lenta e graduale evoluzione della vita, e quindi il variare dei processi biologici, comportano che l intensità dei processi di degrado delle rocce e i fenomeni di trasporto possa essere stata diversa nelle ere passate rispetto ad oggi. Le grandi placche, che formano la superficie rigida della terra, si sono mosse l una rispetto all altra ad una velocità di circa10 cm/anno le catene montuose si innalzano di circa 1cm/anno. Terremoti, eruzioni vulcaniche e abbassamenti crostali hanno contribuito inoltre a modificare la litosfera. I processi esogeni ed endogeni del passato non si sono verificati con le stessa intensità e distribuzione attuali: anche i processi dominanti in una determinata zona possono differire da epoca ad epoca. Ciò che non é cambiato sono le leggi fisiche e chimiche fondamentali -considerate dalla comunità scientifica come leggi naturali immutabili- che governano lo sviluppo e le modifica del substrato roccioso (principio dell attualismo). Il metodo di datazione geologica tradizionale, utilizzando l evoluzione di specie fossili, é un metodo di tipo relativo, ossia in cui l età di un fossile o di un unità rocciosa viene stabilita relativamente a fossili ed unità più recenti. Di conseguenza la datazione relativa si basa sull interpretazione di sequenze di eventi e su sequenze stratigrafiche. Molti metodi di datazione relativa si basano sull applicazione di uno o più dei tre principi basilari della stratigrafia: 1. Il principio di sovrapposizione( Principio di Sovrapposizione di Stenone ): in una serie normale di rocce stratificate (strati), lo strato più antico sta alla base ricoperto via via da quelli più recenti. Questo principio é alla base della cronologia relativa di ogni strato e dei fossili in esso presenti. 2. Il principio dell originaria orizzontalità, il quale stabilisce che, poiché le particelle sedimentarie si separano dai fluidi per l azione della forza di gravità, la stratificazione originaria deve essere orizzontale o suborizzontale,quindi gli strati molto inclinati, hanno subito deformazioni successive. 3. Il principio dell originaria continuità laterale, secondo il quale gli strati originari si estendevano in tutte le direzioni fino a ridursi ad uno spessore nullo, o a terminare contro i bordi dell originario bacino di deposizione. 4. Principio di Successione Faunistica di William Smith: rocce contenenti una associazione faunistica vissuta in un determinato periodo di tempo hanno la stessa età. L unità di base della stratigrafia è lo strato: (dal lat. stratum, copertura} - unità sedimentaria depostasi sotto le medesime condizioni fisiche compresa tra due superfici approssimativamente parallele che corrispondono a discontinuità sedimentologiche o a brusche variazioni petrografiche che permettono di delimitare nettamente l'insieme dalle unità contigue. Si parla talora anche di un banco, soprattutto se si tratta di una roccia più dura di notevole spessore (es. un banco calcareo). Un letto, livello, o assisa, è di solito uno strato di spessore ridotto. La stratigrafia considera varie tipologie di unità stratigrafiche : UNITÀ LITOSTRATIGRAFICHE: Sono corpi rocciosi. Sono suddivisioni basate sulle caratteristiche litologiche e posizione nella successione degli strati. Si dividono in sottounità via via più piccole: Supergruppo Lez Stratigrafia

2 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata Gruppo Formazione Membro Strato Lamina UNITÀ BIOSTRATIGRAFICHE: Sono corpi rocciosi le cui suddivisioni sono basate sul contenuto in fossili contemporanei alla sedimentazione.si possono riconoscere le seguenti principali zone: Zona di associazione (cenozona):zona contenente una determinata associazioni di fossili distinta dalle associazioni contenute negli strati adiacenti Zona di distribuzione: strati che abbracciano l intera estensione stratigrafica e geografica di un taxon indice Zona di distribuzione parziale: parte della estensione stratigrafica verticale di un taxon Zona di Acme: intervallo stratigrafico nel quale un determinato taxon è particolarmente abbondante UNITÀ CRONOSTRATIGRAFICHE: Sono corpi rocciosi sulle cui suddivisioni fondamentali è basata la cronologia geologica relativa. Si dividono in unità via via più piccole: Eonotemi (Fanerozoico) Eratemi (Mesozoico) Sistemi (Giurassico) Serie (Liassica) Piani (Toarciano) UNITÀ GEOCRONOLOGICHE: rappresentano gli intervalli di tempo relativo durante i quali si sono depositate le unità cronostratigrafiche. Si dividono in unità via via più piccole: Eone (Fanerozoico) Era (Mesozoico) Periodo (Giurassico) Epoca (Liassica) Età (Toarciano) I geologi, usando le testimonianze lasciate dall evoluzione della vita sulla terra, hanno costruito una scala cronologica di tipo relativo (Geocronologia). Le più lunghe unità di tempo sono le ere, suddivise in periodi, che a loro volta sono divise in epoche. I periodi vengono denominati in base alla località geografica in cui si trovano le formazioni, ossia vasti affioramenti rocciosi geneticamente riferibili a quel determinato intervallo temporale; l individuazione delle formazioni viene fatta nelle località in cui sono più evidenti oppure dove sono state studiate per la prima volta. Lez Stratigrafia

3 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata I metodi di datazione assoluta forniscono l età in anni che viene ottenuta attraverso misure di isotopi radioattivi. La datazione paleomagnetica é un metodo di crescente importanza nella correlazione di depositi. Il metodo si basa sulla similitudine tra il campo magnetico terrestre e quello generato da un ipotetica barra di materiale magnetizzato posta al centro della terra stessa. L asse del magnete immaginario (asse geomagnetico) emerge dalla superficie della terra ai poli magnetici, che non coincidono con quelli geografici; l asse magnetico forma attualmente un angolo di circa 20 gradi con quello geografico. Durante le ere geologiche il campo magnetico terrestre ha subito numerose inversioni di polarità (inversione della polarità magnetica) mentre la posizione dell asse é rimasta sostanzialmente invariata. Si ritiene che l età della terra sia di circa 4600 miliardi di anni (4,6 Gy); la roccia più antica conosciuta ha un età datata in circa3,8 Gy. Ai fini geologici la scala di tempo deve necessariamente coprire tutto il periodo di formazione delle rocce, mentre il paesaggio attuale si è sviluppato durante un piccolo intervallo di tempo. I bacini oceanici non sono più antiche di 200 My, così come le più antiche pianure della terra si sono sviluppate nello stesso intervallo temporale. La maggior parte dei paesaggi hanno origini molto più recenti, risalendo a prima dell inizio dell era Cenozoica e si sono formati, più frequentemente, negli ultimi My. I terrazzi fluviali possono essere datati a meno di 20 Ky, mentre molte frane o gole soltanto pochi giorni o anni. Quindi l intervallo di tempo al quale é interessato il geomorfologo parte dal medio-tardo Cenozoico ad oggi, con particolare rilievo al Quaternario. L istante del passaggio al Quaternario non trova d accordo tutti gli studiosi, ma viene generalmente posta tra gli 1,8 ed i 1,6 My. Lez Stratigrafia

4 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata Lo studio della geologia di un territorio si basa sull individuazione delle formazioni geologiche che lo costituiscono, intendendo per formazione geologica un corpo roccioso avente uniformità litologica distinto dalle unità tra le quali è compreso. Le caratteristiche distintive sono: Litologia Eventuale contenuto in fossili Spessore Rapporti con le altre formazioni Eventuali variazioni interne Elementi e relazioni importanti Orizzonti Strati guida Eteropia e variazioni di facies (eventuali) Le formazioni geologiche possono susseguirsi secondo una successione normale oppure possono essere separate da DISCONTINUITÀ STRATIGRAFICHE ossia dall assenza di un gruppo di strati corrispondenti ad un certo intervallo cronologico. Essenzialmente sono imputabili a: Erosione (si notano segni particolari) Mancata sedimentazione (testimoniata da particolari orizzonti) Nell ambito delle discontinuità stratigrafiche si distinguono: Discordanze Angolari (c è stato sollevamento) Discordanze Semplici (con o senza tracce di erosione) Non Conformità (sedimentario su magmatico o metamorfico). Le discontinuità stratigrafiche non sempre sono esposte: in tal caso i limiti superiori ed inferiori possono essere evidenziati dalla stratigrafia sismica. Lez Stratigrafia

5 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata L'ETEROPIA è un fenomeno per il quale rocce della stessa età hanno diversa facies a causa del diverso ambiente sedimentario in cui si sono formate. In un profilo geologico, l'eteropia si rappresenta con un limite a "zig-zag" che mette a contatto lateralmente due facies diverse, ad esempio calcari e marne. La SEQUENZA DEPOSIZIONALE è una successione di sedimenti, compresi tra superfici di discordanza sia alla base che al tetto e che rappresentano un ciclo completo di oscillazione del relativo livello del mare. Nel periodo di highstand, la posizione della linea di costa rimane Highstand costante(salvo erosione o deposizione di sedimenti). Regressione Trasgressione Durante la regressione la linea di costa avanza verso il mare, determinando l emersione di nuove aree I sedimenti più recenti hanno un fronte arretrato rispetto ai più antichi (offlap). Durante la trasgressione la linea di costa si sposta verso l entroterra, sommergendo nuove aree costiere. Il fronte dei sedimenti più recenti sopravanza i più antichi(onlap). Criteri di polarità degli strati La definizione dei rapporti originali dei terreni, cioè della loro polarità può essere più difficile. Il metodo più antico è quello stratigrafico su base paleontologica se su un terreno si trovano, in una zona determinata, una successione il cui ordine stratigrafico appare invertito, si ammette che la serie deve esser stata rovesciata da un processo tettonico, Talvolta tuttavia può capitare di dover definire la Lez Stratigrafia

6 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata giacitura di affioramenti di dimensioni ridotte, in tal caso il metodo stratigrafico può essere inapplicabile sia in senso assoluto( se ad es. le serie sono azoiche cioè prive di contenuto faunistico), sia in senso relativo ( se, ad esempio, la porzione contiene le stesse faune). In tali casi si fa ricorso a indizi che indicano l a base e la sommità degli strati (criteri di polarità). Tali metodi sono numerosi e si basano su differenti osservazioni: Criteri paleontologici: fossili di specie sedentarie in posizione di vita, riempimenti di sedimenti o accrescimenti di geodi nei gusci.. - Criteri sedimentologici: sono applicati soprattutto nelle rocce terrigene, possono essere raggruppati in. due grandi categorie, utilizzando rispettivamente : Le strutture sedimentarie dei banchi: originate da una depressione scavata sulla superficie di un letto tenero- in genere peliti fini - modellata in controimpronta da un banco più grossolano - in genere arenaria -. In seguito alla diagenesi, che lo litifica, il banco superiore grossolano conserva sulla faccia inferiore il calco in rilievo della figura scavata nella parte superiore del banco inferiore. La regola è quindi chiara: qualunque ne sia la natura, i calchi in rilievo caratterizzano la base dei banchi. Queste figure sono molto numerose e dovute a varie cause: meteorologiche, soprattutto nelle serie continentali (impronte lasciate da gocce di pioggia, fessure dovute all'essiccamento delle argille, ecc.}; biologiche, nelle serie continentali (impronte di passi, piste di vertebrati) o marine (numerose piste di Invertebrati spesso enigmatici, come Elmintoidi,Trilobiti,ecc.}, sedimentologiche, caratteristiche soprattutto diffuse nelle serie ad alternanze arenaceopelitiche di tipo flysch o molasse. Appartengono a quest'ultima categoria le «strutture da carico» che testimoniano dello sprofondamento, dovuto al peso, di un ciottolo alla base di un banco di arenaria nelle argille soggiacenti; le «strutture da corrente», tra le quali si ricordano le docce d'erosione in genere lobate, prodotte dall'erosione del banco inferiore da parte della corrente che ha fatto sedimentare il materiale grossolano del banco superiore (il senso della corrente è quello della concavità dei lobi); le «strutture da trascinamento» prodotte dal trascinamento di un elemento grossolano sulla superficie del letto tenero sottostante. Le strutture all'interno dei banchi come la gradazione (graded bedding) che consiste nella disposizione dei granuli tale che i più grossi si trovino alla base del banco e via via i più fini verso l'alto la stratificazione incrociata (cross bedding). Nel caso di serie sedimentate dalle correnti di torbida. soprattutto flysch o molasse, i banchi di arenarie che presentano in genere figure da corrente alla base contengono i granuli più grossi alla base e verso l'alto via via più fini. Lez Stratigrafia

7 Laura Ercoli Dispense di geologia applicata Nelle formazioni detritiche depositate da un agente irregolare o che cambia direzione la sedimentazione è spesso incrociata. La regola è semplice: ogni letto che ne interseca un altro è superiore a quest'ultimo dato che la sua deposizione è chiaramente successiva all'erosione parziale del letto soggiacente. Questo tipo di stratificazione è quasi costante nelle formazioni continentali, è frequente nelle serie litorali, più rara in quelle marine. Lez Stratigrafia

8 Laura Ercoli- Dispense di Geologia Applicata La Giacitura di una superficie geologica La giacitura è la disposizione nello spazio o l assetto geometrico di un corpo geologico qualsiasi (strato, filone, ammasso,...) o di una struttura tettonica o metamorfica (faglia, scistosità,...). L'orientazione ( o giacitura) dei piani rispetto al Nord è definita da tre parametri: immersione, angolo di inclinazione e direzione. La direzione è l angolo che una retta orizzontale che giace sulla superficie geologica in questione forma con il Nord (Angolo azimutale cioè misurato sul piano orizzontale ) è cioè l'intersezione tra un piano orizzontale ed il piano di stratificazione, ed è perpendicolare all'immersione. L immersione ( che è sempre perpendicolare alla direzione) indica il punto cardinale verso il quale la superficie geologica presenta un inclinazione verso il basso, essa è l'angolo che la linea di massima pendenza del piano (cioè la traccia lasciata da un'ipotetica goccia d'acqua che scorre sul piano) sottende con il Nord; l'immersione si misura in gradi da Nord in senso orario (N- E- S- W) ed è compresa tra 0 e 360. L inclinazione (o pendenza) è l'angolo che la superficie geologica sottende con il piano orizzontale. È un angolo zenitale, cioè misurato sul piano verticale e viene misurato in corrispondenza del valore massimo, cioè lungo la linea di massima pendenza (pendenza reale). La giacitura viene rappresentata su una carta geologica con apposito simbolismo. In base ai valori della direzione e dell'inclinazione, si può disegnare l'intersezione della superficie geologica considerata con la superficie topografica con i seguenti metodi: - geometricamente: (regola dei limiti) dato che una carta è ottenuta proiettando sul piano orizzontale le intersezioni della superficie topografica con piani orizzontali a dislivelli determinati (carta a curve di livello o isoipse), ne consegue che il limite di una superficie geologica verticale è rappresentata sulla carta da una linea retta la cui direzione è quella dello strato, che è del tutto indipendente dall andamento topografico. Il limite di una superficie geologica orizzontale è rappresentato sulla carta da una curva parallela Parte 2. Giacitura delle formazioni geologiche: stratificazione e relativo sistema di rappresentazione, polarità degli strati;

9 Laura Ercoli- Dispense di Geologia Applicata alle curve di livello. Il limite di una superficie geologica di inclinazione intermedia è rappresentato da una curva tanto più prossima alle curve di livello quanto più lo strato in questione si avvicina all orizzontale e tanto meno prossima quanto più esso si avvicina alla verticale. In caso di necessità e cioè quando le evidenze sul terreno sono troppo esigue, una semplice costruzione geometrica può permettere di delineare esattamente il contatto; - con rilievo diretto: si segue sul terreno il limite che si intende cartografare e lo si traccia passo per passo. Questo metodo presenta il vantaggio di essere più esatto del precedente, dato che l inclinazione di una superficie geologica, in una regione deformata, è piuttosto improbabile che sia costante: il contatto forma generalmente una superficie irregolare difficile da definire geometricamente. I limiti tra formazioni rocciose stratificate sono assimilabili a piani, ed altrettanto gli strati che compongono le formazioni stesse. Ci si può inoltre aiutare con la fotografia aerea che consente, in condizioni favorevoli, di tracciare dei limiti particolarmente chiari sulla carta topografica, mediante una ricostruzione minuziosa. Questi metodi sono validi per tutte le superfici identificabili, siano esse di origine stratigrafica come i piani di stratificazione, oppure tettonica, come i piani di rottura, la cui riproduzione cartografica risponde alle stesse regole. Regola dei limiti Esistono cinque tipi di limiti: orizzontali, verticali, a franapoggio meno inclinato del pendio, a franapoggio più inclinato del pendio, a reggipoggio. Nel seguito viene illustrata in pianta e in sezione la forma del limite in rapporto alle curve di livello. Superficie orizzontale : il limite ha la stessa forma delle isoipse, ma non necessariamente coincide con esse, se si trova a quota differente. isoipse pendio Superficie a reggipoggio: Una superficie si dice a reggipoggio quando la sua immersione ha verso opposto a quella del pendio. Il limite formato da un piano a reggipoggio segue le isoipse attenuandole (concavità nello stesso verso di quella delle isoipse, ma forma a V più aperta). Superficie a franapoggio meno inclinata del pendio: Una superficie si dice a franapoggio quando la sua Parte 2. Giacitura delle formazioni geologiche: stratificazione e relativo sistema di rappresentazione, polarità degli strati;

10 Laura Ercoli- Dispense di Geologia Applicata immersione ha verso uguale a quella del pendio, è a franapoggio meno se la pendenza è inferiore a quella del pendio. Il limite formato da un piano a franpopoggio meno segue le isoipse accentuandole (concavità nello stesso verso di quella delle isoipse, ma forma a V più chiusa). Superficie a franapoggio più inclinata del pendio: Una superficie si dice a franapoggio più quando la sua immersione ha verso uguale a quella del pendio, ma pendenza inferiore. Il limite formato da un piano a franpopoggio più è opposto alle isoipse accentuandole (concavità in verso opposto a quello delle isoipse). Superficie verticale : Il limite formato da un piano verticale taglia le isoipse con un segmento di retta, concidente con la direzione della superficie geologica in questione. Parte 2. Giacitura delle formazioni geologiche: stratificazione e relativo sistema di rappresentazione, polarità degli strati;

11 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata Strutture tettoniche In superficie sono riconoscibili due tipologie di deformazione della crosta terrestre prodotte dalla dinamica della litosfera: DEFORMAZIONI DI TIPO DUTTILE DEFORMAZIONI DI TIPO FRAGILE Una roccia può piegarsi quando possiede un comportamento di tipo plastico che le permette di adeguarsi allo sforzo cui è sottoposta senza fratturarsi. Non esiste un univoco comportamento di tipo plastico o di tipo fragile e normalmente si ha coesistenza di sistemi di pieghe, faglie e sovrascorrimenti. La predominanza dell uno o dell altro è in relazione con l entità dello sforzo e la litologia coinvolta. Vi saranno aree con associazioni litologiche caratterizzate, nel complesso, da uno stile deformativo più fragile e ve ne saranno altre con associazioni litologiche caratterizzate, nel complesso, da stile deformativo più duttile. 1. DEFORMAZIONI DI TIPO DUTTILE: sono quelle che si manifestano in profondità in condizioni di metamorfismo. Le rocce vengono deformate in modo plastico e piegate. Queste deformazioni si verificano in tempi lunghi e con modalità e forme estremamente varie. Inoltre le deformazioni spesso si sovrappongono complicando tanto l aspetto geometrico quanto, di conseguenza, l interpretazione. Queste deformazioni si manifestano con dimensioni che vanno dal cm al km (megapieghe). Inoltre la morfologia risulta frequentemente influenzata da questo tipo di deformazioni. Le pieghe Una anticlinale, è una struttura plicativa con le rocce più antiche nel nucleo, una sinclinale è una struttura plicativa con le rocce più recenti nel nucleo. In presenza di una serie normale, e cioè nel caso in cui le rocce più antiche si trovino in profondità e le più recenti verso la superficie, in sezione l anticlinale ha forma convessa mentre la sinclinale è concava. In presenza di una serie rovesciata, si usano i termini di piega antiforme e piega sinforme. Una piega può essere ribaltata. In pianta, una anticlinale è rivelata dalla distribuzione spaziale simmetrica delle unità litologiche piegate, con le unità più vecchie nel nucleo. In una sinclinale le unità più giovani sono al nucleo e quelle più vecchie ai lati. Nomenclatura fondamentale delle parti di una piega. Asse e piano assiale fianco nucleo vergenza (direzione verso cui emerge il piano assiale di Parte II - Lez Strutture tettoniche

12 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata una piega, qualora non sia verticale) Nomenclatura fondamentale della morfologia superficiale di una piega Ondulazioni assiali: depressione, culminazione. Valle sinclinale Dorsale anticlinale Valle trasversale Tipologie di pieghe: isoclinale (A), a ventaglio (B), a scatola (C), a chevron (D),a cuspide (E) I simboli di giacitura sono un ulteriore elemento diagnostico. In pianta nel caso di anticlinali con asse suborizzontale, gli strati hanno immersione divergente dall'asse (nucleo) della piega. Nel caso di sinclinali simmetriche, gli strati hanno immersione convergente verso l'asse (nucleo) della piega. Sinclinale Anticlinale Le pieghe, sia sinclinali che anticlinali, quando non sono simmetriche possono presentare fianchi rovesciati. L anticlinale a sinistra (nella figura a lato) ha il fianco destro rovesciato, che costituisce anche il fianco sinistro rovesciato dell adiacente sinclinale di destra. Nel fianco rovesciato comune alle due pieghe contigue, gli strati più antichi si trovano sopra a quelli più giovani, pertanto si presentano a giacitura rovesciata. In sezione In pianta : Simboli cartografici di direzione e pendenza degli strati, da cui si desume che si tratta di una piega rovesciata Parte II - Lez Strutture tettoniche

13 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata 2 DEFORMAZIONI DI TIPO FRAGILE In questo caso le condizioni dei materiali (principalmente minore pressione e temperatura) comportano una risposta per rottura alle sollecitazioni. Le tensioni accumulate si scaricano in maniera intensa e rapidissima generando una superficie di frattura o una faglia. Le fratture sono generate dal venire meno della coesione di un volume roccioso lungo particolari superfici, più o meno distanziate, ma senza scorrimento relativo delle porzioni separate dalla discontinuità stessa. Le rotture che possono prodursi sono di due tipi: Fratture (o fenditure) senza spostamento, dette litoclasi se di dimensioni relativamente modeste, dette diaclasi. Le faglie Con il termine di "faglia" si intende una frattura in una massa rocciosa, ai lati della quale siano avvenuti scorrimenti che hanno spostato, l'uno rispetto all'altro, i blocchi situati da bande opposte della superficie di frattura. L'entità dello spostamento può essere minima (dell ordine dei centimetri) ma anche grandissima (fino a qualche migliaio di metri). Il rigetto della faglia rappresenta la misura dello spostamento relativo dei due blocchi di roccia e si calcola misurando la dislocazione di due punti omologhi cioè originariamente coincidenti. b: rigetto totale; c : componente sul piano di faglia a: rigetto verticale; d: componente orizzontale trasversale; e componente orizzontale longitudinale A A :Faglia con componente orizzontale longitudinale nulla A B: Faglia con movimento trasversale (componenti da a ad e tutte presenti) Parte II - Lez Strutture tettoniche

14 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata Il rigetto è una misura che vale per un determinato punto della faglia: avrà un valore massimo che degraderà fino ad annullarsi nel punto in cui la faglia termina ( A), oppure potrà anche avere un valore costante per tutta la lunghezza della faglia, se quest'ultima si interrompe contro un'altra faglia, (B). Negli esempi considerati il piano di faglia forma un certo angolo con i piani di stratificazione; questo è un elemento di distinzione delle faglie. Faglia conforme: Il piano di faglia immerge nello stesso verso degli strati Faglia contraria: Il piano di faglia immerge in verso opposto agli strati La massa rocciosa che si trova sopra il piano di faglia viene indicata come tetto mentre la faccia al di sotto come letto o muro. Tipi di faglie In funzione del tipo di movimento relativo dei due blocchi individuati dalla faglia, si riconoscono faglie di tipo diretto (o normali), inverso o trascorrente. Nella faglia diretta il tetto si è abbassato rispetto al muro e quindi il piano di faglia immerge sotto il blocco che scende; nella faglia inversa il tetto si è alzato rispetto al muro e quindi il piano di faglia immerge sotto il blocco che sale. Parte II - Lez Strutture tettoniche

15 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata Le faglie dirette sono faglie distensive e cioè un regime di distensione crostale (divergenza delle zolle), le faglie inverse sono faglie compressive (subduzione delle zolle). Le faglie verticali non rientrano in nessuna di queste due categorie e non denotano, di per sé, un tettonico compressivo o distensivo, ma possono indicare, se non sono associate ad altre faglie dirette od inverse, processi di subsidenza. Riferendoci al blocco di strati rappresentato in B della figura, esso, in seguito alle faglie dirette, risulta allungato (A) mentre in C, nel caso delle faglie inverse, risulta raccorciato. In rocce stratificate, le faglie possono determinare in affioramento, una mancanza in una successione dei terreni ( in B, sulle zolle ribassate è stato eroso il terreno più recente), in seguito ad erosione. o, al contrario, una ripetizione (in C, lungo la verticale segnata in rosso) In aree distensive a seguito delle discontinuità create dalle faglie si creano alti e bassi topografici denominati pilastri e fosse più noti rispettivamente coi termini tedeschi Horst e Graben. Parte II - Lez Strutture tettoniche

16 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata Esiste un terzo tipo di faglie in cui la componente principale del movimento è orizzontale (parallelo alla direzione del piano di faglia): sono queste le faglie trascorrenti. Le faglie trascorrenti, a seconda del movimento relativo dei due blocchi separati dal piano di faglia, si possono suddividere in destre e sinistre. La natura delle faglie trascorrenti può essere apprezzata immaginando una persona su uno dei blocchi, con lo sguardo rivolto verso il piano di faglia, osservare il movimento del blocco opposto; se lo spostamento di quest'ultimo è verso destra la faglia sarà a destra. Ovviamente trattandosi di movimenti relativi, il senso del movimento non cambia se l'osservatore si sposta da un blocco all'altro. Le faglie caratterizzate da una superficie marcatamente arcuata sono dette listriche. Le faglie listriche normali hanno in superficie un andamento quasi verticale mentre inprofondità divengono quasi orizzontali. Nelle faglie listriche le fratture possono estendersi fino a grande profondità. Questo sembra possibile grazie alla esistenza alla base di un piano di scollamento sul quale la faglia può scorrere. Le faglie listriche inverse sono più frequenti nelle zone in cui avviene compressione. Tipiche strutture che accompagnano le faglie sono gli specchi di faglia e le striature (tectoglifi). Spesso l'attrito ha prodotto una perfetta lisciatura del piano ("specchio di faglia"), sul quale si possono osservare striature che indicano il movimento relativo. Da entrambe le parti del piano di faglia possono essere presenti caratteristiche uncinature delle superfici preesistenti, dalle quali pure può essere ricavato il senso di movimento relativo, e fenditure di tensione, spesso mineralizzate e per lo più disposte in modo da formare un angolo attorno ai 45 con il piano di faglia. In realtà le tensioni, altissime, generano famiglie di faglie ovvero insiemi di superfici di rottura orientate in maniera coerente. Ciò significa che faglie dirette ed inverse, che coesistono nella stessa Parte II - Lez Strutture tettoniche

17 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata area non possono essere coeve. Il piano di faglia può corrispondere ad una zona di faglia o di frizione, nell'ambito della quale quella che può essere definita come faglia principale è accompagnata da altre faglie secondarie, aventi la stessa direzione ma rigetto inferiore. Assimilabili a superfici piane, le faglie hanno due dimensioni: la lunghezza, osservabile sulla superficie terrestre, e la profondità. L estensione può raggiungere centinaia di chilometri ea es.: sistemi di fosse tettoniche, legati a faglie normali, le faglie trascorrenti oceaniche e le zone di subduzione allungate migliaia di chilometri che possono essere considerate, sotto molti aspetti, come faglie inverse. La profondità massima delle faglie è invece decisamente minore: anche nei casi più imponenti, esse non superano generalmente lo spessore della litosfera (un centinaio di chilometri) poichè crescendo la profondità, le rocce tendono a deformarsi plasticamente. I criteri per individuare le faglie sono numerosi. La giacitura delle faglie si desume con la regola dei limiti. Anzitutto, se le faglie sono recenti e, ancor oggi attive (sono così definite quelle che hanno avuto movimenti almeno una volta negli ultimi anni o più volte negli ultimi ), vi sono i criteri fisiografici (scarpate, spostamenti di alvei o di spartiacque, allineamenti di selle, di sorgenti, ecc.).tra le faglie attive, quelle sismogenetiche (cioè capaci di generare terremoti) possono essere evidenziate anche sulla base dell'allineamento degli epicentri dei sismi. SOVRASCORRIMENTI E FALDE DI RICOPRIMENTO La parola ricoprimento indica una sovrapposizione anomala, per cause tettoniche, di un complesso geologico su altri complessi, che si realizza lungo una superficie di taglio pressoché orizzontale. Oltre che per indicare la configurazione di sovrapposizione, il termine ricoprimento viene utilizzato anche per indicare anche la traslazione che ha generato la sovrapposizione e infine la massa ricoprente; quest'ultima viene tuttavia più correttamente denominata falda di ricoprimento. La falda (o coltre) di ricoprimento (o di carreggiamento, o di sovrascorrimento) è una struttura tettonica di ampiezza regionale, derivante dallo spostamento e dalla traslazione di masse rocciose lungo superfici di scorrimento suborizzontali o debolmente inclinate; ne deriva in genere una sovrapposizione anomala di terreni diversi per litologia, età o facies (terreni alloctoni), rispetto alle rocce che costituiscono il substrato (terreni autoctoni); la falda di ricoprimento può subire spostamenti compresi tra qualche chilometro e un centinaio di chilometri o poco più (f. alpine ). La regione geologica verso cui una falda è sovrascorsa prende nome di avampaese. Un ricoprimento tettonico può verificarsi per un meccanismo di evoluzione in senso tangenziale di una semplice piega coricata, passante successivamente a piegafaglia o di una faglia inversa ; si distinguono così le falde di primo genere, costituite da ultrapieghe provviste di un fianco normale e di un fianco inverso, e le falde di secondo genere, costituite da scaglie senza fianco inverso. A questi due tipi sono da aggiungere le falde di scivolamento gravitativo dovute alla semplice azione della forza di gravità: i movimenti traslativi avvengono su una superficie inclinata e sono essenzialmente legati al grado di plasticità della formazione rocciosa e alla presenza di livelli molto deformabili (gessi, argille ecc.). Le f. di sovrascorrimento costituiscono la struttura di grandi catene montuose, come gli Appennini (fig. 4 ), le Alpi e l Himalaya. Con i termini alloctono ed autoctono, si indicano rispettivamente la massa ricoprente (A in fig.) e quella ricoperta (B in fig.). La dislocazione può essere dell ordine di km o decine di km. Parte II - Lez Strutture tettoniche

18 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata Fasi di raccorciamento crostale per sovrascorrimento e successiva erosione alloctono autoctono La nomenclatura di una falda : radici, zona da cui ha preso origine la f. stessa e spesso non più riconoscibile; fronte, con eventuali lobi e digitazioni, che rappresenta la porzione più avanzata della falda dorso (o carapace), porzione geometricamente superiore della falda, che presenta spesso culminazioni e depressioni scaglie, lame o lembi di trascinamento: Lembi litoidi impigliati nella superficie di scorrimento e trascinati dalla falda Klippen o scogli tettonici: porzioni litoidi staccate dalla falda e rimaste isolate dall erosione finestre tettoniche: lacerazioni della falda elaborate dall erosione, che mettono in luce porzioni dell unità inferiore autoctona Parte II - Lez Strutture tettoniche

19 Laura Ercoli- Dispense di Geologia applicata I sovrascorrimenti, divengono particolarmente evidenti quando portano rocce più antiche sopra altre più recenti come conseguenza dello scontro di margini continentali; tipicamente accompagnati da ofioliti e da cunei di accrezione, spesso evolvono a partire da pieghe e, in conseguenza da fenomeni erosivi cospicui, lasciano, come traccia, Klippen e Finestre. finestra klippen Un movimento della stessa entità lungo un piano inclinato, anziché sub-orizzontale, conduce ad una sovrapposizione molto minore, cui si riserva il nome di accavallamento Parte II - Lez Strutture tettoniche