5 c 2010 u d 8 i movimenti e le deformazioni delle rocce

Movimenti e deformazioni delle rocce

Unità Didattica 8

A volte, l’erosione delle montagne mette a nudo le spettacolari deformazioni che le rocce hanno subito nel tempo

Ma più spesso le deformazioni sono poco visibili perché non affioranti o nascoste dal suolo e dalla vegetazione

La Stratigrafia• Che studia la successione cronologica della formazione delle

varie masse rocciose e i rapporti geometrici sia verticali sia orizzontali di tali masse.

La Tettonica (processi globali)• Che studia le deformazioni e gli spostamenti delle masse rocciose

a grande scala: da una catena montuosa all’intera superficie terrestre

La Geologia strutturale(aspetti locali)• Che studia le deformazioni e gli spostamenti delle masse rocciose su piccole aree ( da una sezione di roccia al microscopio a una regione)

Quali discipline si occupano dello studio dei fenomeni che hanno generato e poi deformato queste spettacolari strutture geologiche?

8.1 Movimenti e deformazioni delle rocce

Deformazione = cambiamento di forma e/o di volume che un corpo subisce in

risposta ad una sollecitazione meccanica

• Nelle rocce sedimentarie e metamorfiche l’esistenza di superfici di riferimento (stratificazione, piani di scistosità…..) permette di valutare il grado di

piegamento, rottura e movimento relativo delle

rocce.

• La mancanza di tali strutture nelle rocce ignee rende più difficile la valutazione delle deformazioni

Spesso deformazioni diverse si sovrappongono nelle stesse rocce complicando il lavoro del geologo.

Inoltre la parte affiorante generalmente è soltanto una porzione minima dell’intera formazione

Tektoniché = dal greco: arte del costruire

• Studia la geometria delle deformazioni• Ricostruisce i movimenti che hanno originato le

deformazioni• Studia la cause dei movimenti

Ora occupiamoci della tettonica

Che cosa studia la tettonica?

Comportamento delle rocce• Al variare delle proprietà fisiche delle rocce,• dell’ambiente fisico in cui si trovano,• e di come agiscono su di esse le forze deformative

si svilupperanno prevalentemente l’uno o l’altro di due tipi di deformazione:

ripiegamentofratturazione

• Pressione e temperature elevate aumentano l’intervallo di plasticità.

•Le Faglie caratterizzano le rocce a prevalente comportamento rigido o fragile.

•Le Pieghe caratterizzano le rocce a prevalente comportamento plastico o duttile

Le rocce si comportano in modo più o meno plastico, più o meno fragile in relazione ai seguenti fattori:

Natura delle rocce: rigido graniti e basalti intermedio calcare plastico argille e scisti

Inoltre le rocce sono miscugli di minerali con proprietà fisiche diverse

Profondità (l’aumento della profondità aumenta l’intervallo di plasticità)

Direzione delle forze agenti

Tempo di azione (azione diluita nel tempo: maggior plasticità)

Contenuto in fluidi

distensione

compressione

Un corpo solido sottoposto ad uno sforzo distensivo o

compressivo può reagire in due differenti modi:

• Modo elastico (rigido, fragile): quando cessa la forza il corpo riprende la forma originale.

vale la legge di Hooke σ = E x ε (E = costnte che dipende dal materiale)

• Se la forza supera il limite di elasticità il corpo si rompe

• Modo plastico o duttile: la deformazione prodotta si conserva anche quando cessa la sollecitazione

Lo sforzo o Stress σ è il rapporto tra la forza deformante che agisce in una determinata direzione e la superficie sulla quale è applicata (è una pressione).

L’accumulo di stress produce una deformazione o Strain ε

Rapporto tra stress e strain

Prevale nelle rocce fragili

Prevale nelle rocce plastiche

forza

deformazione

Lo studio delle deformazioni in laboratorio per simulare ciò che avviene all’interno della crosta si sottopone il

campione ad una pressione idrostatica (analoga al carico litostatico), poi si riscalda la roccia fino alla temperatura che avrebbe se si trovasse all’interno della Terra.

Tutto ciò si ottiene mettendo la roccia in una particolare pressa.Principali caratteristiche meccaniche verificate su provini di roccia:

• Resistenza alla compressione ( su carote: cilindri di 10 cm di altezza)

• Resistenza a trazione (su provini lavorati, per avere superfici di presa per le ganasce collegate con i pistoni)

• Resistenza al taglio (2 forze parallele e opposte: su provini sagomati; in rocce isotrope è 1/10 1/20 della resistenza alla compressione, il doppio della resistenza alla trazione)

Le rocce si comportano spesso in modo anisotropo, ossia si deformano in modo diverso in relazione alla direzione dello sforzo

Storia deformativa• Quello che noi osserviamo su una roccia è il prodotto

finale della sua storia deformativa che può essere raggiunto attraverso percorsi diversi.

• In particolare nelle orogenesi le rocce vengono ripiegate e fratturate numerose volte

Cinematica della deformazione(ricostruzione dei vari stadi deformativi intermedi e dei movimenti

effettuati dalla roccia)utile nelle ricerche di giacimenti

• Per la ricostruzione del movimento, dato che alle deformazioni intense è associato il metamorfismo delle rocce, si possono studiare le facies metamorfiche risalire alle condizioni di T e di P quindi alla profondità.

• Se poi è possibile anche datare l’età di formazione dei minerali delle varie facies, ecco che diventa possibile ricostruire i movimenti verticali delle rocce all’interno della crosta:

percorso P-T-t (pressione- temperatura – tempo)

Ora occupiamoci di stratigrafia

cosa studia la stratigrafia?

• la successione cronologica delle varie masse rocciose

• e i rapporti geometrici sia verticali sia orizzontali di tali masse.

Strato (ogni strato corrisponde ad un evento di deposizione)

= Corpo roccioso litologicamente omogeneo;

• delimitato da due superfici piane, spesso parallele tra loro;

• di spessore variabile da qualche mm a qualche dm.

• E’ detto Banco se lo spessore supera il m.

Gli strati si depositano quasi sempre in modo sub-orizzontale; (eccezioni: dune, delta dei fiumi)

Nei laghi con immissari si osservano le Varve lacustri: lo strato estivo è chiaro (disgelo, fiumi in piena), lo strato invernale scuro (gelo fiumi in magra)

quindi se troviamo strati inclinati significa che hanno subito una deformazione

Esempio di strati con superfici non parallele

• delta dei fiumi

• Uno strato di arenaria può essersi accumulato in migliaia di anni oppure in una singola alluvione

• Domenica 22 Ottobre 2005, SeaWifs ha catturato questa immagine dell'Adriatico, che mostra l'ampio deflusso dei sedimenti, trasportati dalla piena, alla foce del Po

Per il geologo strutturale è fondamentale misurare la

Giacitura degli strati = analisi dell’andamento

Ossia la disposizione nello spazio delle superfici di stratificazione per capire come le rocce si sono deformate .

Per fare questo si usa la bussola da geologoLe misure effettuate sull’affioramento sono tre:• Direzione• Inclinazione• Immersione

A questo punto si esegue sulla ghiera la lettura dell'angolo compreso tra l'indice e l'ago. Ad esempio, nella figura a lato, la direzione è N20W

Direzione: è l’angolazione azimutale dell’intersezione tra la superficie dello strato e il piano orizzontale rispetto al Nord. Si deve individuare la retta di intersezione tra la superficie dello strato e il piano dell’orizzonte, per cui si appoggia il bordo laterale piatto della bussola alla parete dello strato facendo attenzione a mantenere la bussola stessa perfettamente orizzontale (controllare la bolla).

Inclinazione: è l'angolo diedro tra il piano dell’orizzonte e la superficie dello strato, ovvero è l'angolo con cui lo strato immerge ( = 0° se lo strato è orizzontale; = 90° se lo strato è verticale)

• La misura si effettua con il clinometro lungo la linea di "massima pendenza" (la freccia nera nella figura ) che è anche quella a 90° dalla direzione dello strato.

la bussola andrà adagiata lungo il pendio, di piatto o di taglio secondo il tipo di clinometro di cui è dotata.

Perpendicolare alla superficie dello strato

Direzione del filo a piombo

Immersione:

è a 90 gradi dalla direzione, ma bisogna precisare da quale lato. Per esempio nella figura si ha immersione Est.

è la direzione in cui lo strato si immerge nel terreno, si indica anch’essa con l’azimut.

90°

Inclinazione 50°

•DirezioneImmersione

Inclinazione

N

Notate che la retta della direzione e la retta dell’immersione formano angoli di 90°

Bussola da geologo

Le pieghe

•Le pieghe sono il risultato di una deformazione duttile

Caratteristiche e geometria delle piegheLa deformazione duttile è

quantificabile nelle rocce che presentano:

• stratificazione• laminazione• foliazione• Lineazione

È quindi difficile da identificare nelle rocce magmatiche.

• Le pieghe si estendono in un area confinata: quella dove hanno agito le forze.

• La lunghezza può esser di qualche decina di Km, • la larghezza è un po’ inferiore.

Rocce sedimentarie

Rocce metamorfiche

Elementi geometrici di riferimento in una piega

• la cerniera corrisponde al tratto di massima curvatura (raggio minimo) degli strati; la linea che congiunge tutti i punti di massima curvatura si chiama linea di cerniera

• - i fianchi si trovano ai lati della cerniera e sono le due superfici laterali piane o ad ampio raggio di curvatura;

• - la superficie o piano assiale è il piano passante per tutti i punti di cerniera dei vari strati;

- il nucleo è la parte centrale della piega ed è compreso tra i due fianchi;

Linea di cerniera

Raramente le pieghe sono isolate, generalmente formano sistemi di pieghe

Pieghe cilindricheUna piega si dice cilindrica quando la superficie piegata può

essere tracciata da una linea che si muove nello spazio parallela a se stessa.

• Questa linea è detta asse della piega.

Piega cilindrica Piega non cilindrica

Piega cilindrica.

Nota lo spessore costante degli strati.

Anticlinali e sinclinali• Nelle pieghe

anticlinali, l’età degli strati aumenta verso il centro della struttura.

•Nelle pieghe sinclinali, gli strati al centro della struttura sono i più giovani e diventano più vecchi in direzione radiale.

Anticlinali e petrolio

Stati Uniti d'America inizio dell’ esplorazione petrolifera, Pennsylvania

Pieghe prima dell’erosione

Pieghe dopo l’erosione

Eroded Anticline, older rocks in center. Syncline is opposite.

Anticlinale prima e dopo l’erosione

Le rocce al centro sono più vecchie

Sinclinale prima e dopo l’erosione

Le rocce al centro sono più giovani

descrivete

OlderYounger

OverturnedArea

Older

Younger

In base alla direzione verso cui è rivolta la convessità la piega può essere:

Sinforme se è convessa verso il basso

Antiforme se è convessa verso l’alto

Neutra se non è convessa lateralmente

riepilogando

• Sinforme = piega con convessità verso il basso

• Antiforme = piega con convessità verso l’alto

• Sinclinale = strati più giovani al centro

• Anticlinale = strati più antichi al centro

In base al rapporto lunghezza/ larghezza le pieghe possono essere:

Brachi: se sono più lunghe che larghe

Duomi: se lunghezza e larghezza sono uguali e la convessità è verso l’alto

Bacini se lunghezza e larghezza sono uguali e la convessità è verso il basso

Le strutture circolari sono tipiche sia dei duomi sia dei bacini

Simmetria

Rispetto alla giacitura del piano assiale,

le pieghe possono essere:

• Pieghe dritte, simmetriche

• Pieghe asimmetriche inclinate

• Pieghe rovesciate

• Pieghe coricate

90°

89°-45°

44°-1°

0°

Il piano assiale forma un angolo di 90° con il piano dell’orizzonte

Pieghe dritte o simmetriche

Com’è l’angolo diedro compreso tra il piano assiale e il piano dell’orizzonte?

Pieghe inclinate

?

Axial plane near axis should be close to horizontal

Axis

?

Fianco normale

Fianco inverso

In base alla giacitura dell’asse o linea di cerniera le pieghe possono essere:

• Ad asse orizzontale

• Ad asse verticale

• Ad asse obliquo

Prendi un foglio di carta e mostra i tre possibili casi

In base all’angolo formato tra i fianchi le pieghe

possono essere:

• Pieghe blande (180-120°)

• Pieghe aperte (120-70°)

• Pieghe chiuse (70-30°)

• Pieghe serrate (30-10°)

• Pieghe isoclinali (10-0°)

Descrivi queste 4 pieghe

Descrivi questa piega

Che età ha questo

affioramento? Che età ha questo

affioramento?

• Strati dello stesso spessore = cilindrica, parallela• Piano assiale inclinato = asimmetrica, rovesciata

Che piega è?

monoclinali• Si formano a non grande profondità.• Sono pieghe con un solo fianco che collega pacchi di

strati non deformati situati a quote diverse

A seconda dell’inclinazione di questo fianco si distinguono in: Flessure < 90° Pieghe a ginocchio. Fianco verticale o inverso

Come si formano le pieghe

• 1. Flessione e scivolamento

• 2. Taglio e appiattimento• 3. Flusso plastico

1. Flessione e scivolamento

• Ogni strato roccioso scivola su quelli adiacenti mantenendo il centro di curvatura, ma diminuendo il raggio man mano che si procede verso il nucleo della piega.

• Questo meccanismo origina pieghe concentriche poco estese verticalmente

2. Taglio e appiattimento• La roccia sottoposta a compressione viene suddivisa in

tante fettine da un fitto sistema di piani di taglio subparalleli al piano assiale della piega che costituiscono la foliazione tettonica della roccia

La distanza tra questi piani può variare tra meno di 1 mm e qualche dm.

Foliazione tettonica

• Si originano pieghe simili perché tutti i giunti di stratificazione hanno lo stesso raggio di curvatura

•Lungo ognuno di questi piani si ha un piccolo scorrimento mentre le fettine di roccia si appiattiscono.

Al piegamento simile è associata la

Foliazione delle rocce metamorfiche

• Clivaggio:Quando lungo i piani di

taglio non si ha blastesi; i minerali possono riorientarsi parallelamente a questi cambiando struttura e tessitura della roccia

• Scistosità:Quando si ha blastesi

con formazione di minerali nuovi o ricristallizzazione dei vecchi

Foliazione di piano assiale: i piani di taglio sono subparalleli al piano assiale

la foliazione prende il nome di:

Nelle Pieghe simili gli strati

• aumentano di spessore nelle cerniere

• e si assottigliano sui fianchi, finanche ad essere eliminati

Foliazione trasposta

Le cerniere possono appiattirsi nella direzione del piano assiale producendo

la foliazione trasposta

Ovvero si formano degli strati diversamente orientati, spesso formati

da minerali diversi (blastesi metamorfica)

Formazione di una foliazione trasposta

A. La stratificazione o foliazione iniziale viene piegata

B. l’accentuarsi della deformazione assottiglia i fianchi delle pieghe

D. Queste danno origine a strati diversamente orientati che non hanno relazione di continuità con la stratificazione o foliazione originali

C. Fino all’isolamento delle zone di cerniera

Taglio e appiattimento:

Pieghe simili Flessione e scivolamento:Pieghe concentriche

boudinaggio

Se uno strato di roccia rigida è compreso tra rocce plastiche lo

stiramento indotto dal piegamento segmenta la roccia rigida in tanti pezzi

boudins ( salsiccia)

La deformazione plastica degli strati circostanti può in seguito allontanare tra loro questi boudins

boudins

Direzione della

distensione

Asse Y

3. Flusso plastico

• Flusso di materia allo stato solido• Il materiale può fluire linearmente, oppure in modo

disordinanto, turbolento

Come si riconoscono le piegheIndividuare le zone di cerniera:

a. ai due lati della cerniera si ha una ripetizione simmetrica della litologia,

b. spesso i fianchi delle grandi pieghe sono deformati da pieghe parassite

Deformazioni delle rocce

Quando le rocce hanno comportamento fragile si possono originare:

• I giunti o fratture

• Le faglie

I giunti o fratturesono strutture in cui lo spostamento dei due blocchi è nullo o

molto piccoloLa frattura è una generica discontinuità che interrompe la originaria

distribuzione regolare dei granuli che compongono la roccia ed è di età successiva alla formazione della stessa.

I giunti o fratture sono detti:

• Litoclasi se interessano pacchi di strati o intere pareti rocciose

•Diaclasi se le dimensioni sono modeste

Notevole interesse economico hanno le fratture dovute a distensione o stiramento perché possono lasciare degli spazi

vuoti tra le rocce dove le soluzioni acquose

circolanti nel sottosuolo depositano minerali utili (fratture beanti),

fratture di questo tipo sono frequenti negli edifici vulcanici

dove risale il magma o dove si ha risalita di

diapiri

Diapiro di sale

En èchelon

• DiaclasiDiaclasi si possono formare nelle pieghe concentriche e monoclinali per la contemporanea compressione e distensione che si verificano alla base e al tetto di ogni strato.

• Le fratture di tensione sono diaclasi beanti che si formano dove la roccia è sottoposta a sforzi di taglio, sono allineate sul piano di taglio con un’inclinazione di 45° rispetto al alle forze deformanti

Le faglie Lo spostamento lungo la discontinuità è apprezzabile alla scala dell’affioramento

Una faglia è la rottura della roccia seguita dallo spostamento delle parti

A seconda del tipo di movimento relativo delle porzioni di roccia, le faglie sono dette:

1. Orizzontali (trascorrenti e trasformi)

2. Dirette

3. Inverse

Frattura

Faglia trascorrente (sinistra)

Le faglie

faglie dirette

inverse

Il piano di faglia immerge dalla parte del lembo ribassato

Il piano di faglia immerge dalla parte del lembo che rialza

La misura dello spostamento relativo dei due blocchi di roccia viene detto rigetto e si calcola misurando la dislocazione di due punti originariamente vicini. Il rigetto di una faglia è evidenziato quando vi sono strati orizzontali dislocati, anche se la misura totale del rigetto può essere alterata dall'erosione.

La direzione del movimento può essere riconosciuta sul terreno dalle striature che lo spostamento dei blocchi di roccia produce sul piano di faglia e dalla presenza di fibre di calcite orientate secondo la direzione del movimento.

Il rigetto totale nel movimento obliquo

Può essere scomposto• nel rigetto di direzione orizzontale

• E nel rigetto di immersione perpendicolare al primo

rigetti• Rigetto reale: corrisponde al reale spostamento avvenuto lungo il piano di faglia (segmento verde della figura).

• Rigetto verticale apparente: rappresenta la componente verticale, sul piano di faglia, del rigetto reale.

• Rigetto orizzontale: rappresenta la componente orizzontale del rigetto reale misurata lungo la direzione del piano di faglia.

Sono di un ordine di grandezza in meno rispetto alle dimensioni della faglia

Faglie orizzontali trascorrenti e trasformi

Descrivete i versi di scorrimento nelle zone indicate

Estensione delle faglie

• Da alcuni dm ad alcune centinaia di Km, in questo caso si tratta di faglie vicarianti che si sostituiscono l’una all’altra

Intere regioni possono essere caratterizzate da uno o più sistemi di faglie parallele

Faglia di scorrimento

• Se il piano di faglia è orizzontale o poco inclinato la faglia è detta di scorrimento e genera un ricoprimento

Faglia diretta

Faglia inversa

Più giovane

Questo ragazzo è ricco

I diapiri (dal greco = perforare)

• Corpi litologici a sviluppo verticale• Di forma variabile: colonnare, a fungo, a cuneo, a

lama………….• Si formano quando in profondità si trova un

materiale plastico meno denso delle rocce sovrastanti.

• Il carico delle rocce sovrastanti non deve essere uniformemente distribuito; es. anticlinale con erosione alla cerniera ed accumulo di detriti ai lati.

• Sono stati scoperti nel 1915, durante la ricerca di idrocarburi, per la presenza di anomalie gravimetriche

• Il magma in risalita forma i diapiri che in prossimità della superficiedanno origine alle camere magmatiche.

Sezione trasversale idealizzata di un diapiro salino intruso in sedimenti Terziari. Lungo i contatti subverticali, la frizione con i sedimenti circostanti produce una zona ricca di fratturazioni.

La densità media delle R. evaporitiche è più bassa di quella media delle rocce della crosta. Le evaporiti tendono ad intrudere i sedimenti che le ricoprono per cui presentano spesso giaciture domiformi che vanno sotto il nome di diapiri salini

EVAPORITIEVAPORITI

La velocità di risalita è dell’ordine di alcuni mm all’anno

Il corpo colonnare si restringe progressivamente nella parte inferiore fino ad isolarsi dallo strato di origine

Trappole stratigrafiche• Una trappola è composta da due elementi:• In basso, una roccia serbatoio che contiene il petrolio (o gas)• In alto, una roccia impermeabile di copertura che lo trattiene.• Un Diapiro salino • Le rocce di copertura hanno forma convessa verso l'alto e sono

impermeabili per meglio trattenere gli idrocarburi.

•Al contrario, le rocce serbatoio devono essere permeabili e porose come spugne per permettere agli idrocarburi di muoversi al loro interno, venendo così estratti con facilità.

Rapporti tra pieghe e faglieVi sono numerosi casi in cui pieghe e faglie si presentano

associate:

b. Nelle pieghe concentriche di grandi dimensioni, gli strati vicino al nucleo, fortemente compressi si fratturano in faglie inverse o verticali, quelli lontano in faglie dirette

a. Nelle pieghe coricate e a ginocchio, quando le spinte compressive sono molto intense, il fianco inverso può rompersi e diventare un piano di scorrimento poco inclinato piega-faglia

d. Laccoliti o diapiri che spingono verso l’alto formano pieghe a duomo contemporaneamente a fratture concentriche radiali che possono evolvere in faglie dirette

e. Una flessura può evolvere in una o più faglie per effetto di variazioni locali degli sforzi di taglio

Rapporti tra pieghe e faglie

Laccolite

c. Tra due faglie trascorrenti parallele, entrambe con movimento nella stessa direzione, si genera una zona intermedia detta zona di taglio in cui si formano pieghe con asse obliquo rispetto alla direzione delle faglie

zona di taglio

• Pieghe faglie - sovrascorrimenti

.

In questa situazione, il fianco inferiore può assottigliarsi fino a fratturarsi. La formazione che ne deriva viene definita piega-faglia.

Quando una piega è sottoposta per lungo tempo ad una spinta molto intensa, può accadere che si rovesci sopra un’altra piega ad essa contigua.

Sovrascorrimentosistema di faglie a grande scala che provoca forti rigetti e quindi accorciamenti compressivi dell’ordine delle decine di km. I sovrascorrimenti si ritrovano sempre nelle catene montuose e permettono l’orogenesi

I ricoprimenti• Una grande massa rocciosa si è

sovrapposta ad un’altra scivolando su un piano orizzontale accavallamento, o suborizzontale

• Il materiale sovrapposto che

costituisce la falda o coltri di ricoprimento è alloctono, mentre il materiale sottostante è autoctono

Nell’Himalaya esistono falde di ricoprimento del volume di molte migliaia di Km3 che si sono spostate per centinaia di Km

Ricoprimenti dovuti a spinte tangenziali (parallele alla superficie terrestre), si formano solo in profondità.

Si possono originare: 1. da una piega coricata 2. dall’evoluzione di faglie inverse

Falde fragili

Ricoprimenti dovuti alla gravità• Quando il piano di

scorrimento è inclinato e la massa rocciosa scivola per effetto della forza di gravità e talvolta per la presenza di rocce evaporitiche che hanno una sorta di effetto “lubrificante, lasciando dietro di se una zona di denudamento tettonico, si formano le falde gravitative

Zona di denudamento tettonico

• Strutture a pieghe e falde di ricoprimento sono presenti nelle catene montuose di recente formazione, come le Alpi, gli Appennini, l’Himalaya e le Montagne Rocciose.

• I terreni sovrascorsi, che hanno perduto ogni collegamento con la zona in cui è iniziato il movimento, vengono chiamati alloctoni.

• Se i terreni sui quali è avvenuto il sovrascorrimento non si sono mossi dal luogo di origine vengono definiti autoctoni.

• Il margine della falda più avanzato si chiama fronte di falda, l’area di provenienza è detta zona di radice.

•I terreni che subiscono il sovrascorrimento rimangono nascosti sotto quelli che li ricoprono.

Un’erosione più estesa può lasciare lembi residui: Klippen

•Se per azione dell’erosione si forma un tratto di valle che permette di vedere i terreni al di sopra dei quali è avvenuto il sovrascorrimento, questo prende il nome di finestra tettonica

Come si riconoscono i ricoprimenti

• La presenza di cataclastiti e miloniti testimoniano scorrimento con forte attrito.

• La presenza di alloctono più antico sopra ad autoctono più recente (sostituzione di copertura).

Come si riconoscono i ricoprimenti

Strutture tettoniche

• Spesso all’interno di ciascuna delle catene montuose più recenti è possibile riconoscere pieghe e faglie con il medesimo andamento strutturale; per cui possiamo pensare che queste ultime si siano formate a causa delle stesse forze che hanno generato la catena montuosa.

Strutture su scala locale• Scaglie tettoniche Faglie inverse che interessano

rocce anche piegate, i piani assiali delle pieghe possono essere paralleli ai piani di faglia

• Strisce di pieghe ( con diverse inclinazioni), separate da faglie trascorrenti: le forze di compressione agiscono con intensità diverse spostandosi lateralmente

Livelli strutturali• 1. prevale la tettonica

per faglie• 2. dominano le pieghe

concentriche• 3. dominano le pieghe

simili con formazione di foliazione metamorfica

Figura a pag. 265 temperatura

profondità

5000m

0m

Stili tettonici

• Stile a horst e graben

Stile apieghe e pieghe-faglie (giurassico): grandi pieghe non molto serrate e faglie sia inverse, sia trascorrenti

Stile a pieghe isoclinsali

Serrate genesi profonda

Stile alpino a falde di ricoprimento

Rift valley

Horst e Graben

Graben in Islanda

Carta geologica

Strutture sedimentarie

• Caratteristiche d’insieme di un deposito • Riflettono il processo che le ha generate.• osservabili in loco e in laboratorio• Si distinguono tre gruppi fondamentali:

• chimiche fisiche organiche

Strutture fisiche:• Stratificazione

parallela• ( all’interno degli

strati si possono avere casi di laminazione parallela o obliqua)

Stratificazione parallela Stratificazione gradataStratificazione incrociata

• Stratificazione gradata

torbiditi• Modello tridimensionale ipotetico di come avviene la

deposizione di uno strato torbiditico. •In arancio sabbia, in giallo argilla (disegno non in scala).

a - Fondo del mare; b - Corrente di torbida c - Catena appenninica in corso di formazione; d - Nicchia di distacco da cui si genera una prima corrente di torbida al tempo t1; e - Nicchia di distacco da cui si genera una seconda corrente di torbida al tempo t2; f - Livello del mare; g - Singolo deposito torbiditico.

Stratificazione incrociata

quando i movimenti dei fluidi producono delle ondulazioni

L’analisi dell’incrocio degli strati consente di risalire alla direzione delle correnti o dei venti

Strutture chimiche

• Singenetiche• Postgenetiche

•Noduli di manganese/polimetallici ( mm – cm)

•Noduli di selce

Strutture organiche

• Gallerie• Piste • Perforazioni• stromatoliti

Orme di dinosauri

Sequenza o successione stratigrafica ha lo scopo di ricostruire gli eventi che l’hanno generata

• Sovrapposizione stratigrafica:

• se grandi eventi non hanno modificato l’ordine degli strati, la loro successione dal basso verso l’alto rappresenta la successione nel tempo degli eventi di sedimentazione

successione

gruppo

formazione

strato

lamina

Formazione: - litologicamernte omogeneacostituita da più startiDistinguibile dai corpi adiacenti

concordaza

Discordanza angolare

Eteropia di facies: le caratteristiche degli strati possono sfumare lateralmente in strati con caratteristiche diverse

Lacuna stratigrafica

Lacuna stratigrafica

• Nello schema stratigrafico sono rappresentati i rapporti geometrici tra le varie unità stratigrafiche dell'area del Foglio.

Nel diagramma cronostratigrafico l'assetto visto nello schema viene rappresentato in una scala temporale (sull'asse verticale). Ogni unita' stratigrafica è così collocata nel tempo e nello spazio.

I buchi bianchi rappresentano le cosiddette "lacune" stratigrafiche;

si tratta di intervalli di tempo non registrati da sedimenti per non deposizione o per asportazione successiva ad opera di processi erosivi.

Ciclo sedimentarioTrasgressione e regressione marina

Il livello del mare può fluttuare globalmente: a causa di variazioni del volume totale dell'acqua; a causa del cambiamento nella forma dei bacini oceanici; a causa della mobilità verticale della crosta (subsidenza o sollevamento). Le fluttuazioni del mare possono essere positive e negative.Quando il livello aumenta e l'acqua invade le terre emerse si parla di trasgressione, quando invece si ha l'abbassamento del livello del mare si parla di regressione.

Gli effetti delle maggiori trasgressioni e regressioni marine in Italia negli ultimi 5 milioni di anni (figg. 1 e 2).