Corso di Geologia

Argomento: TETTONICA GLOBALE

INDICE

07.1.5 - La classificazione dei bacini

La classificazione qui adottata è quella elaborata da Bally e Snelson, (1980); essa differenzia tre fondamentali famiglie di bacini sedimentari: — bacini localizzati su litosfera rigida, relativamente non deformata, e non associati con la  formazione di megasuture: — bacini perisuturali su litosfera rigida fiancheggianti ed associati a megasuture; — bacini episuturali localizzati su megasuture ed in gran parte contenuti al loro interno.       Fig. 134 A Fig. 134 B   Fig.135: Bacini sedimentari associati alle megasuture meso-cenozoiche.       Fig. 136   Fig. 137     Fig. 138   Nei bacini di avanarco l’evoluzione è fortemente influenzata dall’attività del complesso di accrezione e la deposizione può essere sia di mare profondo che di mare basso, costituita da sedimenti sia terrigeni che clastici, in quanto è situato in prossimità delle aree di alimentazione, cioè il complesso di accrezione e l’apparato vulcanico.     Fig. 139   Fig. 140     Fig.141: Bacini su litosfera rigida non associati a formazione di megasutura   Fig. 142: Bacini perisuturali. Questi bacini associati alla formazione di megasuture sono localizzati ai loro margini. Si differenziano in fosse oceaniche, determinate da processi di subduzione ti tipo B, e in avanfosse associate a margini di collisione (tipo A). Entrambi i tipi di bacini possono essere visti come fosse che si sovrappongono a segmenti crostali che si immergono al di soto delle megasuture (pendio regionale). Al contrario delle fosse oceaniche le avanfosse sono estremamente importanti per la ricerca petrolifera. Si distinguono avanfosse con o senza basamento dissenzionato da tettonica a blocchi.     La subduzione del margine passivo determina la formazione di una struttura a falde (catena) analoga a quella che si forma in un complesso di accrezione.   Al suo interno la zona deformata non mostra generalmente la stessa morfologia di strutture descritta precedentemente per i margini di subduzione di tipo B. Questa differenza è determinata dal tipo di sedimenti coinvolti nella deformazione e dalla natura della zolla subdotta. Il complesso di accrezione di un margine di subduzione di tipo B è generalmente costituito da sedimenti di bacino oceanico poco potenti e comunemente privi di continuità laterale che si comportano, durante la deformazione, come rocce incompetenti dando perciò luogo a falde epidermiche con una intensa deformazione interna. Le rocce sedimentarie dei margini passivi, invece, costituiscono corpi sedimentari molto più potenti che si comportano come rocce competenti durante il raccorciamento, formando unità tettoniche in falde più spesse e con una blanda deformazione interna. Il grado di deformazione della zolla sovrastante aumenta man mano che vengono subdotte le coperture sedimentarie depositatesi sulla crosta transizionale del margine passivo (aumenta quindi in relazione alla subduzione di crosta continentale assottigliata). L’evoluzione del processo di subduzione viene contrastato dalle spinte al “galleggiamento” quando ha inizio il processo di subduzione della litosfera continentale relativamente non deformata. Per spiegare il processo continuo di sottoscorrimento di litosfera continentale (valutato almeno in 300).         Fig. 143: Bacini episuturali. Questi bacini si localizzano all’interno delle megasuture. Per le aree di megasuture affioranti il termine di bacino in tramontano appare ancora appropriato. I bacini episuturali si formano in regime di collisione delle zolle e di conseguente formazione di mari marginali e margini attivi. Questi bacini hanno una vita breve poichè tendono ad essere coinvolti nei processi orogenetici che seguono la loro formazione.Di conseguenza i bacini episuturali più antichi ancora intatti sono in numero esiguo. Nella figura viene indicata la distribuzione dei maggiori bacini episuturali all’interno delle megasuture meso-cenozoiche. I bacini associati ad un margine di subduzione B sono indicati con puntini e sono presenti nelle aree circumpacifiche. I bacini associati ad una zona di subduzione A sono indicati con linee verticali. Essi tendono a disporsi secondo due fasce di direzione N-S (dalla Siberia al Sud America) l’una ed a direzione E-W (attraverso la regione Tetide-Mediterranea) l’altra.   Fig. 144     Finestra 3:  Sedimentazione e Bacini Sedimentari     Principali fattori che controllano la sedimentazione 1) Clima e latitudine 2) Variazioni del livello del mare 3) Paleo - geologia ereditata 4) Tettonica   I bacini sedimentari si formano 1) Su crosta continentale 2) Associati alla formazione di crosta oceanica 3)  Associati alla subduzione 4)  Associati alla collisone continentale 5) In ambienti transformi/strike-slip   Gli accumuli  sedimentari si formano 1) Su crosta oceanica come larghi fans sottomarini 2) Come rigonfiamenti sedimentari, a causa di correnti termoaline 3)  Come costruzioni biogeniche e biochimiche 4)  Come cunei o prismi di accrezione, legati alla tettonica   su crosta continentale – Sags e rifts 1) Grandi sags (bacini di avvallamento: per es. il Lago Chad, Mar del Nord meridionale; laghi e deserti. 2) Fosse tettoniche (rift): per es. i rifts dell’Africa orientale, il Graben della Valle del Reno; il lago di Baikal. 4) Rifts  di nuova generazione: per es. il Mar Rosso, mar del Nord settentrionale. 5) Bacini cinesi. 6) I bacini trascorrenti 7) Bacini di avampaese.     Apertura di un oceano e  margini continentali 1)     Centri di espansione medio-oceanica        (a) bacini di rift, b) bacini transformi. 2)     Rifts abortiti (alaucogeni), per es., il Benue Trough, Delta del Niger. 3)     Piane abissali oceaniche; rigonfiamenti sedimentari, larghi fans sottomarini. 4)     Bacini di margine continentale. Processi sedimentari di mare profondo 1)      Pelagici 2)      Chimici/Biochimici; rimaneggiamento biogenico. 3)      Emipelagici. 4)      Trasporto gravitativo di massa: (1) frane, 2) slides e slumps, 3) flussi gravitativi di sedimenti (Debris flow, correnti torbiditiche). 5)      Correnti indigene, incluse correnti di fondo termoaline, che diventano correnti di torbida a bassa densità. ambienti di  subduzione Due principali tipi: a) accrezione di sedimenti di fondo-mare                                 b) subduzione di sedimenti di fondo-mare   Gli accumuli sedimentari avvengono: 1)      <!--[endif]-->sui fondi oceanici come fans sottomarini, per es. Bengal Fan, Proto-Orinoco Fan (Barbados). 2)      Nelle fosse 3)      Come prismi sedimentari di origine tettonica 4)      Su bacini di scarpata interna, per es., America Centrale, Oregon, Sumatra (Isole Mentawai), Nuova Zelanda. 5)      In bacini di avan-arco/di arco esterno 6)      In bacini di retro-arco. 7)      In vicinanza di archi magmatici.   Bacini sedimetari legati alla collisione continentale 1) Bacini oceanici relitti, per e., il Delta del Gange (Baia di Bengal). 2) Bacini di avampaese e avanfossa, per es., Ganges-Brahmaputra. 3) Bacini di tipo  strike-slipe 4) Bacini di rift, per es., Graben di Baikal, Graben del Reno.   Antichi bacini strike-slip 1) Movimenti verticali molto rapidi 2) Input sedimentario: alto; sedimentazione molto rapida 3)  Potente riempimento sedimentario 4) Le facies sedimentarie, specialmente quella conglomeratica, hanno una limitata estensione geografica. Le facies cambiano lateralmente in maniera molto rapida. 5) Importanti discordanze di estensione laterale limitata. 6) Metamorfismo limitato 7) Scarsa attività ignea 8) Le faglie e gli assi delle pieghe si sviluppano in sistemi en-echelon. 9) I sedimenti si ritrovano lontani dalla loro zona sorgente.