Faglie inverse (sovrascorrimenti) e pieghe negli orogeni

Le faglie (thrusts) si rinvengono nei seguenti regimi tettonici:     

 Ø      Sistemi orogeni contrazionali, zone collisionali con terreni metamorfici nelle parti assiali degli orogeni e catene (a pieghe e faglie);

 Ø      Zone di subduzione (cunei di accrezione ed orogeni di tipo Andino)

 Ø      Sistemi trascorrenti transpressivi;

 Ø      Bacini invertiti (tettonica di inversione);

Le pieghe si trovano negli stessi regimi tettonici ed anche in regimi  distensivi (faglie normali con propagazione di pieghe e rollover anticlinali.

Un sistema a thrust (catena) consiste di una monoclinale regionale separata dal sovrastante cuneo di thrust o thrust imbricati attraverso una superficie di distacco (o di scollamento o “sole thrust”)

Il cuneo di thrust (spesso con geometrie di ramp-flat) appare più inclinato del piano di distacco; può essere spesso costituito da un sistema embricato combinato con un sistema a duplex. Questi sistemi si ramificano dal corpo (thrust) basale.

Il termine “thrust” si riferisce tanto al corpo limitato dalla fascia quanto la faglia stessa.

Se le rocce coinvolte sono sedimentarie la tettonica è di tipo pellicolare (thin skinned); se sono coinvolte anche rocce del basamento viene usato il termine thick skinned.

Le faglie inverse o sovrascorrimenti tagliano le successioni sedimentarie non deformate e sub orizzontali.

Le faglie inverse (thrust) si possono trovare raggruppate in sistemi di 2 tipi:

 1) Duplexs  limitati in alto ed in basso da due corpi deformati che si chiamano  roof e floor thrusts. In base al rapporto tra l’interspazio delle faglie e lo spostamento si possono formare duplex inclinati verso le zone esterne (avanpaese) e antiformal stack (duplex sovrapposti a formare un antiforme)

2) Cunei (o ventagli) embricati caratterizzati da assenza del roof thrust (vedi figure).

Piani di thrust e fronti delle catene sono spesso segmentati trasversalmente (al fronte).

Le faglie che collegano i thrust segmentati sono chiamate faglie di trasferimento (transfer faults) o transfer zone quando il trasferimento può essere originato da sforzo diffuso.

Lo spazio tra 2 successive faglie inverse in una catena è determinato dallo spessore dei sedimenti che vengono coinvolti nella catena al fronte di deformazione (fig. 146).

La geometria del cuneo è determinata dall’attrito lungo la superficie di distacco basale.

Piani di distacco con forte attrito sono responsabili della formazione di zone oro geniche ristrette con dislivello topografico accentuato (fig. 147).

Piani di distacco con basso attrito sono associati a catene estese e piatte.

Fig. 148: Possibili geometrie 2-D di thrust faults. Il thrust può raggiungere la superficie o no (faglia cieca). Nota la geometria a gradino (ramp e flat) del piano di faglia (modificata da MCCLAY, 1992).

Fig. 148 a: In una catena a pieghe e a faglie (fold-and-thrust belt) il senso del trasporto  lungo il sovrascorrimento è generalmente verso il foreland (fore-thrusts). Per foreland (avampaese), dunque, si intende quella zona frontale verso cui la catena verge. In alcuni  sovrascorrimenti  (detti backthrusts= retroscorrimenti), tuttavia, il senso del trasporto può essere verso l’hinterland, cioè verso il nucleo della catena. La combinazione di thrusts e backthrusts determina lo sviluppo di strutture pop-up.

Fig. 148 b: Un duplex  è una particolare geometria descritta da un sovrascorrimento. Esso si scinde in due sovrascorrimenti: uno basale (floor thrust) e uno sommitale (roof thrust). I due sovrascorrimenti si riuniscono poi insieme in un flat sommitale. In funzione delle relazioni fra interspazio delle faglie (spacing) e spostamento possono svilupparsi tre differenti geometrie di duplex: hinterland dipping duplexes (spostamento < interspazio delle faglie), antiformal staks (spostamento = interspazio delle faglie) and foreland dipping duplex (spostamento > interspazio delle faglie).

Fig. 148 c: La continuità laterale dei sovrascorrimenti è generalmente interrotta da faglie, dette tear

fault. A scala regionale, i sovrascorrimenti possono essere interrotti da una singola faglia (transfer fault) o lo spostamento può essere trasferito lateralmente ad altre faglie lungo tranfer zones    (modificato da TWISS & MOORES, 1992).

Fig. 148  d: Profilo sismico ubicato nella fossa di Nankai, Giappone, mostrante il fronte attivo del prisma di accrezione associato alla zona di subduzione  di Nankai. Nota le rampe che si generano da una superficie di scollamento quasi sub-orizzontale. I fault-bend folds accomodano lo spostamento lungo i  ramp-flat (modificato da SHAW et alii 2005)

            Fig. 149: Schema cinematico dell’evoluzione di Tofana.

                                                                      Fig. 150

Fig. 151: Growth fold caratterizzata da una velocità di  uplift > della velocità di sedimentazione. Gli strati di crescita tipicamente si assottigliano e terminano in onlap sull’alto strutturale. Gli  strati di crescita mancano sulla cresta dell’anticlinale (modificato da SHAW et alii, 2005).

Fig. 154: Relazioni fra forma del sovrascorrimento, propagazione del sovrascorrimento e sviluppo di pieghe (SUPPE, 1983; 1985). In entrambi i casi il back-limb della piega è  parallelo alla rampa del letto.

Nel  fault-bend fold nota  a) lo sviluppo di  superfici assiali A e B fisse;  b) le rocce fluiscono attraverso le due superfici e si formano le superfici assiali A’ e B’, che completano la piega; c) quando B’ raggiunge A, anche quest’ultima migra in direzione del trasporto tettonico

Nel  fault-propagation fold nota  a) dalle due superfici  assiali A e B si sviluppano  A e B’; b) A e B’ confluiscono in un solo piano assiale della piega che migra con il sovrascorrimento; c) la piega cresce in altezza

Fig. 155: La velocità di sollevamento delle pieghe può essere più alta (A) o più bassa (B) della subsidenza regionale dell’avampaese (foredeep). Nel primo caso (A), si svilupperanno pieghe le cui cerniere saranno topograficamente più alte  verso la catena (hinterland)   e le anticlinali appariranno fortemente erose. Nel secondo caso (B), si svilupperanno pieghe le cui cerniere saranno topograficamente più basse verso la catena (hinterland)   e le anticlinali non saranno significatamente erose  (modificato da DOGLIONI & PROSSER, 1997).

Fig. 158: Piega di tipo chevron nella Formazione Livinallongo. Pieve di Livinallongo.

 

Fig. 159: I vuoti generati dai piani curvi di faglie dirette (A) in natura vengono eliminati dal piegamento del tetto e del letto con la formazione di sinformi e antiformi (B) o dall’erosione tettonica al tetto e al letto della faglia (modificata da  RAMSAY & HUBER, 1987).

Fig. 160: Pizzo Intermesoli, Gran Sasso, Appennino centrale. Giurassico. Esempio di tettonica transtensiva, sigillata dalla facies bacinale del Cretaceo. Tale tettonica appare preservata in una scaglia tettonica dislocata da una faglia diretta attiva ( a sinistra). Nota il sovrascorrimento, anch’esso attivo, con vergenza verso est. 

Fig. 161: Le faglie listriche sono caratterizzate al tetto dalla presenza di strutture note come  rollover anticline. Queste ultime sono pieghe generate da un  adattamento volumetrico delle rocce alla geometria ramp-flat di una faglia listrica.

Fig. 162: Faglia listrica sinsedimentaria. Nel tetto, gli strati di syn-rift si ispessiscono verso la faglia.

Fig. 163: Il  rift africano e la giunzione tripla di Afar. Nota l’organizzazione del rift in rami (il ramo occidentale e quello orientale appaiono localizzati in vicinanza del Lago Vittoria).

Fig. 164

Fig. 166: L’andamento sinuoso di una faglia trascorrente può generare aree di estensione (figura in alto) e aree di compressione (figura in basso).

(1983).

 

 

Fig. 168

Fig. 169

Fig. 170

 

 

 

Fig. 171:  Esempio di struttura a fiore negative relazionata alla tettonica trascorrente sinistra nel Massiccio SetteSassi (Dolomiti).

 

 

 

Fig. 172

 

 

 

Fig. 173: Evoluzione di un diapiro salino (in rosso). 1) Il carico delle formazioni sovrastanti il sale accentua irregolarità precedenti, facendo fluire il sale verso zone di minore sovraccarico; 2) si forma un cuscino di sale e la spinta verso l’alto genera delle faglie normali sulla cresta; 3) il sale continua a fluire verso l’alto, lasciando le aree laterali dove si formano delle lacune stratigrafiche di origine tettonica; 4) si forma un diapiro vero e proprio, perforante la serie stratigrafica sovrastante. Il duomo di sale può arrivare in superficie sconnettendosi con l’area sorgente (modificato da TRUSHEIM, 1960).

 

 

  

Fig. 174

Interpretazione della sezione sismica rappresentata in tempi e in profondità. Quest’ultima, la cui scala verticale è uguale a quella orizzontale, mostra i rapporti reali tra le strutture.

 

Fig. 175

 

La figura mostra la sezione geologica bilanciata e la relativa ricostruzione palispastica (sezioni al centro ed in basso) basate su un profilo sismico eseguito dall’AGIP nel settore orientale della Pianura Padana. Nella sezione bilanciata l’inclinazione della linea basale corrisponde all’immissione del basamento (pendio regionale). Interpretazione della sezione sismica (in alto) e sezione bilanciata a cura degli autori.