Tettonica a zolle o Tettonica delle placche indice LA TETTONICA Tettonica a zolle o Tettonica delle placche Teoria scientifica che costituisce, nella moderna geologia, la principale chiave interpretativa per comprendere la struttura, la storia e la dinamica della crosta terrestre. Tale teoria vuole che la crosta sia suddivisa in una ventina di zolle (o placche) semirigide, i cui margini costituiscono zone di intensa attività tettonica, in corrispondenza delle quali si producono con particolare frequenza terremoti ed eruzioni vulcaniche. Deformazioni delle Rocce Struttura della Crosta

Introduzione alla Tettonica Studio delle deformazioni permanenti Non studia la produzione quindi gli eventi che portano alla formazione di un corpo roccioso Fenomeni successivi ai movimenti delle zolle Effetti non immediatamente rilevabili Tempi lunghissimi Deformano profondamente la struttura della Litosfera “INDIZI” Tracce evidenti sulle masse rocciose coinvolte Tramite forze endogene Studi Tettonici

“Indizi” nel nostro paese -In molte zone è facile osservare strati di rocce sedimentarie contorti e metamorfosati Es: Dolomiti -> strati di sedimenti di origine marine sollevati di migliaia di metri e deformati La dolomia e quasi tutte le rocce che affiorano nella zona dolomitica si sono formate in fondo al mare durante quello che viene chiamato "processo litogenetico" ( o della formazione delle rocce). -Oppure luoghi dove sono visibili in superficie plutoni che si sono formati a grande profondità indietro

Studi Tettonici Studio dei corpi rocciosi in un primo tempo descrivono i corpi rocciosi deformati e i rapporti geometrici con gli strati circostanti In un secondo tempo si cerca di determinare l intensità, direzione e durata delle spinte per ricostruire la dinamica degli eventi che le hanno provocate determinando cosi se una regione della litosfera e stata coinvolta in fenomeni di subduzione o distensione oppure se e stata sollevata o spostata. Studio disposizione dei corpi rocciosi Si avvale anche della stratigrafia per ottenere dati utili su come si sono deformate le rocce Esaminando gli strati delle rocce sedimentarie , magmatiche e metamorfiche Studio dei corpi rocciosi

Corpi rocciosi Ammassi Strati Avanti Massa di rocce che hanno la medesima origine Di due tipi Ammassi Strati Corpo roccioso che copre un superficie molto estesa ma presenta uno spessore limitato, delimitato da superfici parallele Corpo roccioso massiccio di forma irregolare -Rocce Sedimentarie -Rocce Metamorfiche derivate da Sedimentarie -Rocce Magmatiche -Rocce Metamorfiche derivate da Magmatiche Avanti

Giacitura Disposizione nello spazio di un corpo roccioso Facile determinarla per corpi stratificati, più difficile per gli ammassi Corpi rocciosi non sempre visibili Affioramento = porzione visibile in superficie di un corpo roccioso Spesso modificato a causa di sforzi tettonici Corrugamenti, dislocazioni, fratture e deformazioni dovuti a spinte verticali e orizzontali Tramite il quale i geologi cercano di ricostruire la struttura geologica del territorio Affioramenti di dolomite

indietro Semplici e leggeri movimenti verticali della crosta possono originare pieghe poco sviluppate Duomi Bacini Esempio Duomo : Sinclair dome, Wyoming

Producono Sforzi tettonici Sforzi o pressioni orientate Agiscono in moto uniforme su tutte le superfici della roccia Esercitano un pressione maggiore in una direzione Sforzi o pressioni orientate Sforzi compressivi Sforzi di taglio Sforzi tensionali Producono Comportamento rocce Deformazione e rottura Fratture Pieghe

Deformazioni e rotture delle rocce Sforzi tettonici Deformazioni e rotture delle rocce Di fronte a sollecitazioni le rocce possono comportarsi in diversi modi: Rocce Fragili calcari, quarziti, arenarie Rocce Duttili argille, filladi, scisti Fratturazione – Carico di rottura Deformazione plastica Limite di elasticità Deformazione elastica Il comportamento di una roccia dipende dalle condizioni fisiche in cui si trova

Fattori decisivi che condizionano il comportamento di una roccia Intensità della forza; può superare o meno il limite di elasticità dei materiali. La durata delle sforzo; un sforzo applicato lentamente per lungo tempo può favorire un comportamento plastico di una roccia, invece il medesimo sforzo viene applicato istantaneamente può portare alla rottura. La pressione; in ambiente subaereo, con la pressione atmosferica, le rocce si fratturano facilmente; in profondità dove la pressione agisce in tutte le direzioni si osserva un evidente comportamento plastico. La temperatura; un aumento di temperatura favorisce la duttilità di una roccia. NB : All’ interno della litosfera questi parametri possono variare Le rocce vicine alla superficie hanno un comportamento fragile ovvero si rompono appena il limite di elasticità viene superato; Il comportamento delle rocce del mantello invece è caratterizzato da una duttilità elevata. Punto Brittle-ductile = è il punto che segna il passaggio di uno strato di litosfera da un carattere prevalentemente fragile a un elasticità elevata caratterizzata dalla sempre crescente temperatura indietro

Piano di faglia inclinato Diaclasi Frattura senza uno spostamento relativo delle parti Deformazioni di tipo rigido Faglia Frattura con spostamento delle parti Piano di faglia inclinato Labbro sollevato  letto Le faglie sono fratture della roccia in cui i due lembi confinanti si trovano reciprocamente spostati, parallelamente al piano di rottura. La superficie lungo cui si è verificata la frattura si chiama superficie di faglia oppure piano di faglia. Le rocce in prossimità di una faglia risultano spesso intensamente frantumate e si parla in questo caso di rocce di faglia. rigetto Labbro abbassato  tetto Diversi tipi di faglie

Sistemi di faglie indietro Se il rigetto avviene sul piano orizzontale si parla di faglie trascorrenti Se il rigetto è verticale si parla di faglie dirette ( di distensione) faglie inverse (di compressione) indietro animazione Faglie dirette Faglie inverse animazione animazione Sistemi di faglie

Torna a sforzi tettonici Sistemi di faglie indietro Torna a sforzi tettonici Le faglie sono raramente isolate: di solito sono associate, anche a migliaia, tanto più abbondanti quanto più sono rigide (e quindi più predisposte alle fratture) le rocce sottoposte a sollecitazione. Quando sono così numerose, le faglie possono essere tutte parallele tra loro, oppure possono essere disposte in modo da formare tra loro determinati angoli. Una tipica associazione di faglie dirette, presente ad esempio nella Foresta Nera in Germania, è quella che determina una fossa tettonica o Graben: due sistemi paralleli di faglie, disposte a gradinata, provocano l'abbassamento della striscia di crosta tra essi interposta (fossa) rispetto alle due parti laterali. Se due o più fosse tettoniche si fiancheggiano, i settori che le separano, rimasti relativamente sollevati, prendono il nome di pilastri o Horst. Alle fosse tettoniche corrispondono vere depressioni morfologiche che vengono chiamate rift valleys. La più celebre struttura di questo tipo è la Great Rift Valley dell'Africa Orientale. animazione Graben Horst

Piega sinforme coricata Dyfed, Galles. Deformazioni di tipo plastico Piega sinforme coricata Dyfed, Galles. Pieghe Le deformazioni di tipo plastico sono quelle che modificano la forma, e a volte la struttura della roccia, ma senza che questa subisca delle rotture. Questo processo quindi "piega" le rocce, un po' come si piega una barra di ferro. È questo tipo di deformazione che da vita al fenomeno delle pieghe. Tutti i tipi di roccia possono essere interessati da pieghe, ma i risultati di tali piegamenti si notano più facilmente in rocce sedimentarie che per la loro particolare geometria costituita da strati sovrapposti aiutano l'osservatore ad individuare l'andamento curvilineo della deformazione. Carattere duttile dovute a condizioni ideali come temperature molto alte movimenti lenti e sforzi prolungati (v. QUI) Tipi di pieghe

Pieghe complete (dritte) Tipi di pieghe Monoclinale : strati debolmente inclinati tutti con la stessa pendenza verso lo stesso punto dell’ orizzonte. Può interessare regioni molto estese come ad esempio la grande pianura russa (inclinazione verso il Mar Baltico) Nuclei Anticlinale Immagini su pieghe Caratterizzate da piano assiale, asse, fianchi e cerniere Pieghe complete (dritte) Siniclinale Dopo l’erosione datare gli strati superficiali serve per capire il tipo di piega Altri tipi di pieghe

Gli strati si ripiegano su uno dei due fianchi NB: le faglie sono spesso associate a insiemi allungati (soprattutto nelle catene montuose)  Sistemi di pieghe Pieghe inclinate Pieghe rovesciate Gli strati si ripiegano su uno dei due fianchi Pieghe coricate Gli strati si rovesciano su un fianco e il piano assiale della piaga diventa orizzontale Piaghe – Faglie

Dove si verifica un sovrascorrimento In caso di erosione intensa Torna all’inizio Pieghe rovesciate possono essere associate a faglie Quando un fianco si rovescia completamente e si frattura lungo il fianco coricato Masse sottostanti (autoctone) Creazione strutture dette pieghe-faglie Dove si verifica un sovrascorrimento Corrispondono ai klippen ovvero alcune parti di masse alloctone restate isolate sul substrato differente Masse sovrascorse (alloctone) Se ricoprono vaste aree della superficie terrestre si parla di falde di ricoprimento In caso di erosione intensa Le finestre tettoniche invece sono delle piccole parti scoperte del substrato originario venute allo scoperto attraverso lacerazioni ESEMPIO PRATICO

PRINCIPALI STRUTTURE DELLA CROSTA CONTINENTALE indice PRINCIPALI STRUTTURE DELLA CROSTA CONTINENTALE

a causa di

Fenomeni orogenici

Catene montuose che si sono saldate al cratone stesso in tempi antichi e che sono state poi smantellate dall' erosione

Scudo canadese

i cratoni hanno un’ alta stabilità torna

torna a causa di

torna animazione

esempio torna costituiti da

FENOMENI OROGENETICI

illustrazione avanti

subduzione di litosfera oceanica lungo un margine continentale due continenti entrano in collisione torna

Subduzione di litosfera oceanica lungo un margine continentale Formazione di un sistema arco-fossa; Sedimenti che si accumulano sulla scarpata e sulla piattaforma continentale; Movimenti della placca oceanica  si formano corrugamenti sul bordo del continente; Pieghe e sovrascorrimenti che innalzano sequenze di sedimenti o di mare poco profondo insieme a frammenti del pavimento oceanico che si saldano con la crosta oceanica; Il magma generato solidifica sotto la superficie  si forma una cordigliera (arco magmatico situato sopra la zona di subduzione; Il magma che sale in superficie causa un ispessimento della crosta  movimenti verticali di riaggiustamento isostatico; Formazione di un bacino di retroarco; La zona di subduzione si estende sotto il continente  l’attività magmatica migra nella stessa direzione. torna

Due continenti entrano in collisione chiusura del bacino oceanico intermedio collisione margini continentali i margini sono compressi finché uno scivola sotto l’altro la crosta aumenta di spessore e si solleva per isostasia la catena montuosa formatasi viene erosa e acquista stabilità torna

avanti

ammassi di rocce per lo più magmatiche torna OFIOLITI ammassi di rocce per lo più magmatiche comprendono vari strati la successione degli strati assomiglia alla struttura della litosfera lembi di litosfera oceanica trascinati sui cratoni durante la compressione

SCISTI BLU rocce metamorfiche formate nelle fosse di subduzione torna agisce su

CLICLI OROGENETICI Attività non continua; interessa determinate zone in determinati periodi Ciclo delle orogenesi huroniana: archeozoico, America e Europa del Nord; orogenesi caledoniana: siluriano, Baltico; orogenesi ercinica: carbonifero, Europa centrale; orogenesi alpine: cretaceo,principali catene montuose.