Fra gli esempi più noti di rift sono da ricordare i grandi Rift Africani, il Graben della Valle del Reno, il Lago Baikal, il Rift del Rio Grande.
Pur essendo la maggior parte di questi rift sepolti da copertura sedimentaria di margini di tipo Atlantico, di bacini cratonici e di bacini di avanfossa, tuttavia lo studio di alcuni di essi, in particolare quelli più recenti come il Graben del Reno e il Rift del Rio Grande, ci permette di fare una serie di osservazioni da utilizzare per la comprensione di queste strutture.
- La distensione crostale osservata sarebbe in eccesso rispetto ad una superficie interessata da un semplice inarcamento (Artemiev e Artyushkov, 1971). Perciò l’assottigliamento crostale e/o litosferico deve entrare necessariamente in gioco.
- L’analisi del primo impulso d’onda dei terremoti recenti suggerisce un meccanismo tettonico di distensione, comprovato poi dall’esistenza di faglie dirette antitetiche.
- Nella regione assiale delle aree indicate viene misurato un alto flusso di calore.
- Nella crosta inferiore sono segnalati livelli a bassa velocità.
- I dati della sismica a rifrazione ed a riflessione a grande angolo segnalano una Moho più superficiale rispetto alle zone circostanti. Inoltre nei rift più recenti la velocità di propagazione nei livelli sottostanti la Moho è piuttosto bassa (7,6-7,7 km/sec.); al di sotto dei rift più antichi e inattivi (ad es. l’Aulacogenodel Dneper-Donez) la Moho è ugualmente superficiale ma le velocità del mantello sono normali (8-8,7 km/sec). Questo dato indica che l’assottigliamento crostale rimane preservato anche nei rift antichi e che gli strati a bassa velocità della crosta inferiore danno luogo nel tempo a rocce del mantello con valori di velocità maggiori.
- Sebbene i graben che si formano in un rift siano riempiti di sedimenti (fino a 3000 m nel Graben del Reno) i dettagli del processo di colmamento, cioè la relazione tra progradazione dei sedimenti lungo l’asse del rift e colmamento ad opera di materiali provenienti dai fianchi del rift, sono ancora poco noti. In alcuni rift sono state rinvenute rocce di ambiente lacustre, come nella Valle del Reno, o depositi di carbone che a volte hanno funzioni di rocce madri per idrocarburi. Ai depositi euxinici seguono generalmente quelli salini, ed in alcuni casi, depositi francamente marini.
- Il vulcanismo ha le caratteristiche dei regimi distensivi (vulcanismo iperalcalino).
Fig. 77
Sviluppo di un margine passivo dall’individuazione dei centri di espansione in una regione emersa (separazione o rifting continentale), alla creazione del fondo oceanico: espansione (spreading) oceanica.
Dalla fase di Fosse tettoniche a quella di Dorsali oceaniche
Fig. 78
Schema tradizionale di un rift con sistemi di graben simmetrici. Nello schema sono rappresentate faglie trasformi, faglie listriche ed assottigliamento crostale. Le faglie listriche possono costituire un meccanismo di assottigliamento della porzione fragile della crosta. La profondità a cui tali faglie listriche possono giungere non è stata ancora determinata (modificato da Liggett e Ehrenspeck, 1974 e Liggett e Childs, 1974).
Fig. 79:Profili crostali attraverso sistemi di graben
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Fig. 80: Sistema del rift Est-Africano
In Africa orientale processi di espansione hanno già separato la penisola Araba dal resto del continente Africano formando il Mare Rosso. La zolla Africana e quella Araba si incontrano nel Golfo di Adencon il Mar Rosso (Giunzione Tripla). E’ possibile che un nuovo centro di espansione si stia sviluppando lungo la zona del Rift dell’Africa orientale. Questa regione potrebbe essere la sede del prossimo più grande oceano terrestre se l’espansione dovesse continuare.
fig.81
Fig. 82:Islanda, area della dorsale attuale.
Fig. 83Dorsale medio-atlantica che separa l’Islanda e limita la zolla Nordamericana da quella Eurasiatica. I triangoli indicano vulcani attivi.
La velocità di espansione lungo la dorsale Atlantica è di circa 2,5 cm/anno o 2,5 km ogni 100 mila anni. In Islanda, un laboratorio naturale per studiare in terra i processi di espansione oceanica, esiste un centro di espansione tra la zolla Nord Americana e quella Eurasiatica in quanto il Nord America si muove verso ovest relativamente ad Eurasia.
Le conseguenze dei movimenti di zolle sono mostrate da frequenti fratture superficiali che tendono ad allargarsi mentre se ne formano delle nuove che sono spesso accompagnate da attività vulcanica. Il terreno si solleva di 1-2 m prima di sprofondare bruscamente segnalando così una eruzione in arrivo.
Fig. 84:Dicchi basaltici lungo la dorsale medio-atlantica in Islanda.
Fig. 85: Carta dei vulcani e dell’andamento dei dicchi basaltici in Islanda.
Modellidi faglie distensive
Fig. 86
Modelli di faglie crostali: a) le faglie si ramificano verso il basso nella zona di transizione duttile-fragile all’interno della litosfera e quindi praticamente non cambiano la loro orientazione con la profondità; b) Le faglie sono piani listrici normali che si curvano con la profondità e diventano subparalleli nella zona di transizione duttile-fragile; c) faglie a gradinata che intersecano la superficie di contatto duttile-fragile con angolo elevato nel punto d’innesto formando blocchi che si inclinano durante la distensione (come i tasselli del domino) fino a quando la componente normale dello sforzo è troppo grande per permettere un ulteriore spostamento sul piano di faglia appiattito. In questo stadio si possono sviluppare nuove faglie che indurranno un ulteriore basculamento nei blocchi già fagliati; d) superfici di distacco a basso angolo, di dimensioni crostali, che travalicano la zona di contatto duttile-fragile e che appaiono tagliare e troncare tutti gli altri tipi di faglie distensive.
Faglie listriche
Fig. 87
Progressione della formazione di una faglia listrica diretta sinsedimentaria
Fig. 88
Faglie listriche con e senza crescita
Sistemi di semigraben
Fig. 89
Glolfo di Biscaglia settentrionale. La sezione mostra la linea sismica della figura successiva espressa in profondità (rapporto scalare 1:1). Da notare la faglia listrica che delimita i blocchi ruotati. Vicino alla base delle faglie listriche si osserva un riflettore orizzontale che corrisponde all’interfaccia tra gli strati a 4,9 Km/s e 6,3 Km/sec, come viene definita dalla riflessione sismica (Avedik e Horward, 1979). La discontinuità di Moho è a 12 Km (da Montadert et al., 1979 a).
