APPUNTI DI ANALISI DEI BACINI SEDIMENTARI E STRATIGRAFIA
SEQUENZIALE
A cura di: dott. geol. Devis Ferrarato
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Internazionale.
Sommario
1
INTRODUZIONE…………………………………………………………………………………………………………………………………………………… 2
1.1
MODELLO DELLA GEOSINCLINALE ....................................................................................................................................... 2
1.1.1
2
CLASSIFICAZIONE DEI BACINI SEDIMENTARI
2.1
3
3
CLASSIFICAZIONE DI BALLY & SNELSON ............................................................................................................................... 3
BACINI E MARGINI DIVERGENTI
3.1
4
Evoluzione di una geosinclinale ....................................................................................................................... 3
4
CARATTERISTICHE DEL RIFT ALPINO ..................................................................................................................................... 6
BACINI E MARGINI CONVERGENTI………………………………………………………………………………………………………………………..7
4.1
PRISMA DI ACCREZIONE.................................................................................................................................................... 9
4.1.1
Struttura di un prisma di accrezione ................................................................................................................ 9
4.1.2
Bacini di Piggi back (o di slope) ...................................................................................................................... 10
4.1.3
Subduzione dei seamounts ............................................................................................................................ 10
4.2
CONFRONTO SUBDUZIONE - COLLISIONE ............................................................................................................................ 11
4.3
CARATTERISTICHE SEDIMENTAZIONE IN CORRISPONDENZA AD UNA ZONA DI SUBDUZIONE ............................................................ 11
5
BACINI ALPINI……………………………………………………………………………………………………………………………………………………. 12
6
BACINO TERZIARIO PIEMONTESE (BTP)……………………………………………………………………………………………………………… 18
6.1
MONFERRATO ............................................................................................................................................................. 19
6.1.1
Alto Monferrato ............................................................................................................................................. 20
6.1.2
Bacino di Bagnasco ........................................................................................................................................ 21
6.2
COLLINA DI TORINO ...................................................................................................................................................... 21
6.3
ALPI OCCIDENTALI ........................................................................................................................................................ 22
7
BACINI E MARGINI PASSIVI………………………………………………………………………………………………………………………………… 27
8
BACINI CRATONICI…………………………………………………………………………………………………………………………………………….. 28
9
BACINI E MARGINI TRASCORRENTI……………………………………………………………………………………………………………………. 29
10
ELEMENTI PER L’INTERPRETAZIONE DEI BACINI SEDIMENTARI………………………………………………………………………….. 29
11
SUBSIDENZA……………………………………………………………………………………………………………………………………………………… 32
12
ELEMENTI DI STRATIGRAFIA SEQUENZIALE
12.1
34
FASI E SEQUENZE DEPOSIZIONALI ................................................................................................................................. 36
12.1.1
Porzioni marginali del bacino .................................................................................................................... 37
12.1.2
Parti profonde del bacino ......................................................................................................................... 37
12.2
SEZIONI CONDENSATE ............................................................................................................................................... 38
1
INTRODUZIONE
Bacino: depressione relativa della superficie terrestre, nella maggior parte dei casi occupata da uno
specchio d’acqua, in cui si accumulano dei sedimenti.
Bacino di interesse petrolifero: Area subsidente con spessori di sedimenti che superano il chilometro,
conservati in maniera piu o mneo integra.
Megasutura: Area mobile della crosta terrestre in contrapposizione alle aree stabili (cratoniche).
La presenza di bacini del passato è rilevabile dalla loro registrazione sedimentaria, se questa è stata erosa
o cancellata non è possibile riconoscere la loro esistenza. Il processo di formazione è guidato da tre
cause principali:
1. Stiramento (zone divergenti)
2. Flessurazione (zone convergenti)
3. Trascorrenza (margini trascorrenti tra le placche, zone di megashear)
1.1
Modello della geosinclinale
Una geosinclinale è un doppio solco subsidente sviluppato lungo i margini di aree stabile cratoniche. Si
individuano tre tipologie principali di geosinclinale con caratteristiche sedimentarie differenti:
-
Eugeosinclinale: caratterizzata da successione sedimentaria molto potente e da facies profonde.
Sono abbondanti rocce magmatiche basiche.
-
Geoanticlinale: Successione sedimentara ridotta e lacunosa, facies poco profonde, frequenti le
superfici di emersione.
-
Miogeosinclinale: Successione poco potente, facies poco profonde, assenza di rocce magmatiche
basichecratone
molassa
catena
Figura 1 - Schema e posizioni indicative delle geosinclinali in relazione alla catena in formazione e alle aree cratoniche.
1.1.1 Evoluzione di una geosinclinale
Una geosinclinale evolve secondo quattro stadi principali, funzione dell’evoluzione del margine:
-
Stadio pre-orogenico: deposizione di sedimenti terrigeni carbonatici (presente nella
miogeosinclinale, assente nella eugeosinclinale)
-
Stadio pre-flysh: sedimentazione di tipo pelagico carbonatica o silicea associata,
nell’Eugeosinclinale, a lave basaltiche, serpentiniti e radiolariti (Trinità di Steinmann).
-
Stadio
dei
flysh:
Potenti
successioni
torbiditiche
silicoclastiche
(prevalentemente
nell’Eugeosinclinale)
-
Stadio della molassa: sedimenti terrigeni grossolani di ambiente continentale o marino poco
profondo derivanti dallo smantellamento della catena emergente
2
2.1
CLASSIFICAZIONE DEI BACINI SEDIMENTARI
Classificazione di Bally & Snelson
Differenzia tre fondamentali famiglie di bacini sedimentari:
1. Bacini localizzati su litosfera rigida, relativamente non deformata, e non associati con
la formazione di megasuture:
Bacini di margine passivo di tipo atlantico
Bacini cratonici su litosfera continentale pre-mesozoica
Bacini cratonici su litosfera continentale pre-cambrica
2. Bacini perisuturali su litosfera rigida fiancheggianti ed associati a megasuture:
Fosse oceaniche o depressioni su crosta oceanica adiacente ad un margine di subduzione
Avanfosse e depressioni su crosta continentale adiacenti ai margini di subduzione
Bacini di tipo cinese riferibili a megasuture di tipo cinese
3. Bacini episuturali localizzati su megasuture ed in gran parte contenuti al loro interno:
3
Bacini associati alle zone di subduzione (avanarco e retroarco)
Bacini riferibili a sistemi di taglio episuturale (tipo california e Great Basin)
Bacini associati a collisione continentale (retroarco, tipo pannonico e tipo tirreno)
BACINI E MARGINI DIVERGENTI
La formazione dei bacini sui margini divergenti inizia in crosta continentale con il processo di rifting. Il
processo di formazione è legato all’evoluzione del margine e può essere sinteticamente così descritto:
-
Inarcamento iniziale: molti brevi segmenti di faglia con limitati rigetti. La superficie topografica
è articolata ma caratterizzata da limitati dislivelli
-
Generazione di fosse tettoniche (rift valley): 1) Fase di interazione e collegamento. La
deformazione incomincia a concentrarsi lungo alcune faglie prevalenti mentre quelle localizzate
in ombre di pressione divengono inattive; 2) Fase delle faglie continue: la deformazione è
localizzata lungo alcune “border faults” principali e si originano semigraben e depocentri.
-
Creazione di un golfo proto-oceanico
-
Separazione e formazione di crosta oceanica
Pre-rift: spessori costanti, variazioni di facies graduali
Syn rift: Spessori variabili, variazioni di facies brusche
Post rift: spessori costanti, variazioni di facies molto graduali.
Il rift genera una struttura della crosta a semi-graben, generata da sprofondamento differenziale e
rotazione dei blocchi lungo faglie listriche.
La formazione di un rift porta alla creazione
di diversi blocchi crostali:
Microcontinenti = pezzi di crosta continentale
completamente circondati da crosta oceanica.
Un tipico esempio è il microcontinente di Jan
Mayen nel Nord Atlantico fra la Norvegia e la
Groenlandia.
Continental ribbons = blocchi continentali
leggermente “stirati” riconoscibili ai margini
dei continenti da cui sono separati da bacini
sedimentari che mostrano una forma a V (e.g.
Flemish Cap, Galicia, Porcupine, Rockall e
Hatton Banks).
H-block (Hanging wall block) = Frammenti di
crosta continentale superiore relativamente
indeformata che preserva le sue coperture
sedimentarie pre-rift. Le forme degli H-block
possono variare in funzione di vari parametri (eredità strutturali, tasso di estensione, configurazione
termica della litosfera), così come è variabile il loro spessore in funzione della percentuale di crosta
inferiore che viene preservata nel corso dell’estensione.
Alloctononi estensionali = caratteristici dei settori soggetti a forte distensione. Sono porzioni di crosta
superiore e relative coperture pre e syn-rift delimitate e traslate da faglie distensive e sovrapposte a
porzioni di mantello o crosta profonda. Sono in qualche modo analoghi ai "klippen" nei sistemi a thrust
compressivi. Gli esempi più spettacolari si rinvengono nelle unità Err e Platta delle Alpi (e.g. Manatschal
and Nievergelt, 1997).
Outer Highs: corrispondono ad alti topografici riconoscibili delle estremità distali dei margini
continentali e separano la crosta mal definita del dominio di transizione O-C dalla tipica crosta oceanica
stratificata. La loro genesi è poco chiara ma sembrano legati all’esumazione e alla serpentinizzazione
di mantello subcrostale.
3.1
Caratteristiche del rift alpino
1. Inizio: ~ 205 M.a (Triassico sup. - Giurassico)
2. Break-up crosta continentale: ~ 165 m.a. (Oxfordiano)
3. Durata complessiva fase di rifting: ~ 40 m.a. (Eocene)
4. Formazione di semi-graben ettometrici e chilometrici.
Manca fase di sedimentazione continentale; presenza di sedimentazione carbonatica, pochi depositi
evaporitici, tettonizzazione e metamorfismo.
4
BACINI E MARGINI CONVERGENTI
Figura 2 – Subduzione del tipo “Placca oceanica - placca oceanica” e bacini associati. Subduce la placca più antica, più densa. [e.g.
Sumatra, Indonesia, Fossa di Giava (Indo-australiana sotto Euroasiatica); zona cubana-Barbados (Nord-americana, Sud
Americana e Cocos sotto Caraibica)].
Bacino
avanarco
Avanfossa
Figura 3 - Convergenza crosta oceanica – crosta continentale [Sud america (Placca di Natzca sotto Placca Sudamericana),
Giappome (Placca Pacifica e Filippine sotto Euroasiatica)]. L’altro lato del margine oltre la crosta oceanica dove ho di nuovo
crosta continentale è il margine passivo, lì si accumulano prismi sedimentari circa nella stessa zona del prisma di accrezione.
Arco
vulcanico
Pieghe e sovrascorrimenti
estinto
Pieghe e sovrascorrimenti
Ex margine passivo
Figura 4 - Convergenza crosta continentale – crosta continentale: collisione con formazinoe di catena montuosa. [e.g. India (placca
Indiana su Euroasiatica]
Quando la litosfera oceanica che va in subduzione è relativamente giovane e quindi “calda e leggera”
tende a subdurre con un angolo piuttosto basso e gli stress indotti nella placca superiore, continentale,
dalla spinta alla convergenza si scaricano anche sotto forma di thrust vergenti verso il continente che
causano l’inspessimento della crosta continentale.
Il carico esercitato dagli accavallamenti causa l’assestamento isostatico del margine della placca
continentale e la formazione di depressioni che vendono colmate di sedimenti derivanti dallo
smantellamento della catena emergente (avanfossa di retroarco)
Quando al contrario la litosfera oceanica che va in subduzione è assai vecchia e quindi “fredda e pesante”
tende a sprofondare con un angolo assai alto, più rapidamente di quanto si avvicina all’altra placca per
la spinta delle correnti convettive In questo caso non c’è compressione nella placca continentale, ma,
al contrario, si osserva un roll back che trascina con se porzioni di crosta continentale strappandole alla
placca continentale e attraverso
faglie di distensione genera depressioni alle spalle dell’arco (ad
esempio il mare del Giappone deriva da rollback della placca pacifica a spese di quella euroasiatica).
4.1
Prisma di accrezione
Fossa
Prisma di accrezione
Bacino di avanarco
Si forma per due processi:
-
Accrezione frontale superficiale
-
Underplating (a una decina di km di profondità)
4.1.1 Struttura di un prisma di accrezione
Metamorfismo
in facies scisti
blu
Zona di Underplating
I sedimenti coinvolti o deformati nel prisma di accrezione sono soggetti ad un esclusione di fluidi e ad
una riduzione della porosità. Entro i primi 5Km (bassa temperatura) di seppellimento per compressione,
circa l’80% dei fluidi se ne va, l’acqua espulsa contiene anche gas che facilitano la risalita e possono
generare vulcani di fango. A temperature comprese tra 100 e 150° C si individua una zona detta “la zona
dell’olio”, al di sotto della quale è possibile l’accumulo di gas naturale e petrolio.
Il gas favorisce la fuoriuscita dei fluidi lungo le faglie e la sua successiva espulsione porta alla
formazione dei Bottom Sinclating reflector (BSR), ovvero il confine tra i gas idrati e i gas liberi. Tale
limite è individuabile nelle sezioni sismiche poichè l’impedenza acustica è diversa tra gas idrati e gas
liberi.
Il prisma di Accrezione è solcato nella parte sommersa da canyon, i quali possono risultare sbarrati e
deviati a causa della subduzione dei seamounts che entrano nel fronte del prisma. Questa subduzione
genera inoltre uno sbarramento che interrompe la sedimentazione alimentata dalla fossa (sedimentazione
della fossa prevalentemente longitudinale).
4.1.2 Bacini di Piggi back (o di slope)
Bacini sviluppati su substrato deformato da thrust. Sono alimentati dalle porzioni superiori del prisma
emergenti (Grosse variazioni nella successione ma minor deformazione poichè poggiano su substrato
già deformato).
4.1.3 Subduzione dei seamounts
I seamounts hanno generalmente una base di roccia vulcanica e un cappello carbonatico. La parte
sommitale è piatta, ma può essere talvolta anche di forma conica. Lo sviluppo di faglie inizia la
deformazione del seamounts che poi viene trasportato ed “infilato” al di sotto del prisma di accrezione.
Questo può provocare “l’escavazione” da parte dei seamounts di un tunnel nei sedimenti del prisma
(plastici e poco diagenizzati) con successiva formazione di depressioni sul prisma stesso. Si formano
poi blocchi caotici di vario tipo per azione gravitativa. La subduzione dei seamounts provoca
un’indentazione nel prisma di accrezione (fase iniziale) e, successivamente, una compressione dei
sedimenti sovrastanti generando l’espulsione dei fluidi dal prisma.
Nei prismi di accrezione si può rinvenire crosta oceanica che può essere inglobata nel prisma per
processi di obduzione se la crosta è particolarmente interessata da faglie trasformi e quindi possiede
numerose porzioni indebolite che possono essere “raschiate via” e poi inglobate nel prisma.
4.2
Confronto subduzione - collisione
4.3
Caratteristiche sedimentazione in corrispondenza ad una zona di subduzione
Fossa di subduzione: alimentazione prevalentemente longitudinale, apporti laterali subordinati,
sottoforma di debris flows e frane sottomarine innescate dalla tettonica e dall’eventuale subduzione di
asperità della placca in subduzione (seamounts, horst di crosta oceanica). Possibili sbarramenti degli
apporti a causa frane sottomarine o seamounts in subduzione. Le successioni sedimentarie vengono
progessivamente incorporate nel prisma deformate ed accavallate. La “spremitura tettonica” dei
sedimenti produce enormi volumi di acqua (e gas) che possono innescare fenomeni di diapirismo
d’argilla.
Slope basins (piggyback basins): Sbarrati ed individuati da rilievi generati dai trhusts sono alimentati
dalle porzioni superiori del prisma eventualmente emergenti. L’alimentazione è variabile in funzione
degli itinerari seguiti dai sedimenti; itinerari che sono condizionati dall’ evoluzione dei rilievi indotta
dalla tettonica attiva. Le successioni sedimentarie degli slope basins sono in genere meno deformate dei
sedimenti sottostanti ma possono essere interessate dalle deformazioni del substrato ed essere coinvolte
dai thrust fuori sequenza. La granulometria, la continuità laterale e soprattutto la composizione dei
sedimenti sono in
genere diverse da quelle dei sedimenti di fossa. (vedi Prisma makram (India) e
Hikurangi Margin, i canyon seguono percorsi complessi legati ai thrust e talvolta i sedimenti non
giungono nella piana abissale ma terminano nei bacini di piggyback.)
5
BACINI ALPINI
Bacino della molassa (Avanfossa nord Alpino)2: Sedimenti terrigeni , grossolani, marini e continentali
poco profondi che si sono sedimentati. La “molassa” è rappresentata da facies arenacee che venivano
usate come pietre da mulino. In questo bacino la successione sedimentaria è stata poco deformata, è la
più recente e la più esterna ed è costituita da due successioni marine intermezzate da successioni
continentali. L’evoluzione paleogeografica si è susseguita da 31 a 22 Ma:
-
Avanzamento del fronte (verso l’attuale svizzera) con progressiva progradazione delle aree di
pianura continentali sulle zone marine poste + est con sviluppo di conoidi e impostazione di una
zona di ambiente salmastro/marino costiero tra alpi-mare-pianura.
-
A 20 MA ritornano le condizioni marine con l’avanzamento del mare che procede verso ovest,
il fronte alpino si avvicina alla posizione attuale. Il braccio di mare era stretto per cui vi erano
escursioni di marea notevoli, di cui sono state trovate tracce all’interno delle successioni
sedimentarie.
-
18 MA si amplia il braccio di mare con la sommersione “dell’area di monaco” (rimangono le
forti maree) mentre più a est nella zona istriana vi è una lacuna stratigrafica con sviluppo di
carsismo a spese dei calcari cretacei.
-
17 MA il braccio di mare si restringe a causa degli apporti terrigeni, il fronte si avvicina ancora
e si sviluppa un progressivo passaggio tra i sedimenti marini e quelli continentali.
-
16,5 Ma Il mare scompare, gli apporti dei sedimenti vanno da est verso ovest
-
9 MA Un piano di thrust che si sviluppa sposta la deposizione verso est, quindi inversione degli
apporti.
-
4,2 MA ad oggi : andamento strano (vedere figure) [anba11 foreland mol 1], andamento variabile
un po’ in tutte le direzioni.
Figura 5 – Evoluzione paleogeografica del Bacino della Molassa (bacino di avanfossa nord alpino)
Nelle settore tedesco si è formato inoltre un cratere da impatto, cratere di Ries. Il corpo che ha generato
il cratere ha colpito una successione sedimentaria che copriva il basamento europeo generando rocce
caratteristiche da “impatto”:
-
Tectite: vetro da impatto, colore verde oliva
-
Suvite: roccia tipo breccia da impatto, grigia, contenente brandelli vetrosi tessituralmente simile
ad un ignimbrite.
-
Molibdeniti
Sia le rocce generate che quelle colpite sono state scagliate anche a notevole distanza.
Figura 6 - Schema dell'impatto e della formazione del cratere.
Nel cratere si è formato poi un lago, testimoniato dalla presenza di sedimenti lacustri.
Parte della successione sedimentaria è sepolta nella catena sotto il klippen delle Alpi svizzere e
savoiarde. I flysh e la molassa marina inferiore sono stati coinvolti nella deformazione orogenetica.
Durante la compressione avviene un passaggio tra sedimentazione di margine passivo e avanfossa, che
si può notare da alcuni elementi caratteristici: Durante la fase compressiva sono state riattivate le vie
preferenziali di energia già presenti nella fase distensiva che hanno provocato un accavallamento su se
stesso del basamento cristallino nel settore interno e una sua impostazione sulla successione
sedimentaria. Nella parte più distale del bacino si ha invece deposizione di facies marine profonde. Nella
parte distale del margine passivo europeo ho un passaggio concordante dai flysh mentre verso nord ovest
sotto i flysh trovo una successione marina formata da: Calcari numulitici, marne a globigerina, sedimenti
flyshoidi. La sorgente dei flysh è rappresentata da degli alti strutturali dovuti alla formazione di faglie
inverse a partire da faglie normali riattivate durante la compressione, che hanno provocato la
deposizione dei blocchi nelle zone più depresse.
Figura 7 - Ricostruzione schematica del passaggio dalla sedimentazione di margine passivo a quella di avanfossa nella Svizzera
Orientale. Notare l’articolazione del substrato conseguente alla riattivazione delle faglie distensive del margine passivo. I blocchi
sollevati divengono sorgenti di clasti per i Flysch, che si depongono nelle depressioni.
L’evoluzione del margine è sintetizzata in due stadi:
1. Stadio dei Flysh
2. Stadio della molassa
Nel primo stadio ho una situazione di avanfossa profonda con pochi sedimenti. Il prisma orogenico è in
gran parte sommerso e il margine di placca inferiore su cui avanza è sottile e facilmente deformabile
nonchè attraversato da numerose faglie distensive. Avviene la deposizione di successioni sedimentarie
torbiditiche in profondità, alimentate o dai rilievi o dalla placca che va verso il basso. Nel secondo stadio
ho un ispessimento crostale, il cuneo orogenico è per la maggior parte emerso e il bacino è poco profondo
e inizia a riempirsi grazie agli apporti continentali, con formazione di conoidi. I flysh vengono inglobati
nel prisma orogenetico, sollevati, dislocati e traslati dall’azione tettonica.
Avanfossa presso il massiccio dell’Argentera
In questa zona si è avuto un minor raccorciamento e quindi un minor accavallamento orogenico. Nelle
depressioni si rinvengono dei lembi delle successioni sedimentarie dell’avanfossa. Il fronte di
sovrascorrimento passa da Digne (settore più esterno) e andando verso l’interno si rinvengono i resti
dei prodotti del bacino di Valensole (il più recente, vicino Digne),di Barreme, di Annot.
Nel settore di Digne ho una situazione tipica di area continentale:
“Molassa continentale
“Molassa” Marina
Trasgressione
“Molassa” continentale
Discordanza basale
Fasi evolutive:
-
Deposizione della molassa rouge in corrispondenza di un anticlinale in crescita
-
Avanzata del sovrascorrimento di Digne e progressiva deformazione dei sedimenti al fronte
-
Accavallamento dei fronti di sovrascorrimento sul bacino molassico
Nel bacino di Barreme ho geometria Synforme. Ho passaggio da successioni marine a successioni
continentali con assenza delle sequenze torbiditiche.
Le torbiditi invece si ritrovano nel bacino del Gres di Annot, dove ho un’alimentazione laterale a canyon
simile quindi a quella Svizzera. Le sorgenti dei sedimenti provengono dal massiccio Maures-Esterel e
dal Massiccio Corso-Sardo. I diversi lobi di distribuzione sono separati da alti strutturali rappresentati
dall’Argentera e dal Barros-Allos. Il bacino è stato poi seppellito dai fronti di sovrascorrimento alpini
che avanzavano verso il margine europeo “stabile”. I corpi arenacei sono caratterizzati da onlap laterali
con evidenza di migrazione verso ovest.
6
BACINO TERZIARIO PIEMONTESE (BTP)
Comprende le successioni di depositi terziari prevalentemente terrigeni che mascherano la giunzione tra
la catena alpina e quella appenninica. Nel settore nord del BTP ci sono Monferrato e Collina di Torino
separate dalla Zona di Deformazione di Rio freddo, interpretata come l’espressione superficiale di un
sovrascorrimento profondo delle unità alpine su quelli liguri.
Il BTP può essere suddiviso nei seguenti domini tettono-stratigrafici:
1) A Nord: Collina di Torino, Monferrato
2) A Sud: Langhe, Alto Monferrato, zona Borbera-Grue
I sedimenti oligo-miocenici che costituiscono il BTP sono stati deposti a partire dalla fase meso-alpina
(Eocene-Oligocene inf.) in discordanza su unità differenti:
-
Brianzonese
-
Unità oceaniche-ofiolitiche metamorfiche (gruppo di voltri)
-
Unità di crosta continentale (Cristallino del savonese e cristallino del valosio)
-
Unità oceaniche ofiolitiche non metamorfiche (Liguridi interne)
Linea sestri voltaggio
Lineamento tettonico ad andamento attuale N-S il cui movimento si è protratto fino alla parte alta
dell'Oligocene inf.; sono infatti interessati dalle dislocazioni legate alla LSV i depositi basali (Eocene
sup. - parte bassa Oligocene inf.) della parte meridionale del BTP. Inizialmente considerata come
elemento di separazione delle vergenze superficiali (alpine ad W, appenniniche a E), e quindi
considerata come limite Alpi-Appennino. Sturani (1973) interpreta questa linea tettonica come una
trascorrente sinistra che separa il Dominio Piemontese da quello Ligure occidentale e che si collega,
attraverso un tratto sepolto sotto i depositi della Pianura Padana, alla linea del Canavese. Elter &
Pertusati (1973) indicano la presenza di strutture a vergenza alpina anche a E della LSV, nelle Liguridi
Interne. Questi dati sono stati successivamente confermati da parecchi lavori. Attualmente viene
considerato non un lineamento tettonico singolo (la LSV), ma una zona di deformazione (Zona SestriVoltaggio), che separa unità a diverso metamorfismo e di diverso livello strutturale: il Gruppo di Voltri
a ovest (unità ofiolitica metamorfica), le Liguridi Interne a E (unità ofiolitica non metamorfica)Queste unità vengono sigillate nell'Oligocene inferiore e da questo momento si comportano come un
blocco unico con il BTP di cui costituiscono il substrato. Le deformazioni legate alla SV sono quindi
precedenti alla deformazione appenninica, che inizia nell'Oligocene superiore, e quindi la SestriVoltaggio non può essere considerata come limite Alpi-Appennino (Elter & Pertusati, 1973).
In pratica separa unità ofiolitiche a diverso metamorfismo e diverso livello strutturale.
Linea Villarvernia –Varzi
separa una zona meridionale poco deformata (BTP) da una zona settentrionale deformata (Appennino
tortonese-vogherese). costituisce una superficie di accavallamento del margine interno delle Alpi già
deformate (con il BTP impostato su di esso) sulle unità appenniniche; questo accavallamento sarebbe
avvenuto nel Miocene medio-sup. Rappresenterebbe l'elemento di separazione tra le vergenze alpine ed
appenniniche, e quindi secondo Elter & Pertusati (1973), il limite Alpi-Appennino.
In pratica separa unità liguridi a diversa vergenza.
Zona di deformazione di Rio Freddo
Zona di deformazione allungata in direzione NNW-SSE di larghezza variabile da 2 a 3 km che separa
la Collina di Torino dal Monferrato (Piana & Polino, 1994). Interpretata come una zona di taglio
transpressiva ad evoluzione polifasica che coinvolge nella deformazione le unità del Monferrato,
suddivide le successioni oligo-mioceniche del Monferrato da quelle della Collina di Torino e coinvolge
scaglie di liguridi.
6.1
Monferrato
La successione del Monferrato si sviluppa in discordanza su un substrato affiorante costituito da unità
liguri (flysh calcarei) ed è prevalentemente terrigena e carbonatica di età compresa tra l'Eocene medio e
il Pliocene. Il Monferrato può essere diviso in due unità tettonostratigrafiche:
-
Monferrato occidentale (tra la Zona di Deformazione di Rio Freddo a W e la Faglia di Castel
Verrua a E)
-
Monferrato orientale (Tra Faglia di Castel Verrua e Casale Monferrato. )
In quest’ultimo sono presenti complessi a morfologia anticlinale che coinvolgono il substrato. Al loro
nucleo sono presenti delle sorte di “diapiri” che sono costituiti da depositi caotici “messi lì dalla
tettonica.
All’interno di una parte del complesso caoptico nei pressi di pianceneto c’è una massa di serpentiniti
brecciate che nell’insieme con il complesso caotico testimoniano eventi erosivi e di risedimentazione e
sono presenti inoltre delle ofioliti in posti strani tipo nelle liguridi esterne dove si avevano le masse
ofiolitiche nei flysh cretacici. Cio da evidenza che il monferrato poggia sulle liguridi esterne e fa quindi
parte di un bacino epiligure. (anche il flysh di casale conferma questo fatto, tra l’altro tutto cavato
perchè aveva la giusta miscela carbonatica per fare il cemento).
Gruppo della pietra da cantoni:
Calciruditi e calcareniti di piattaforma in discordanza angolare con i sedimenti precedenti (Formazione
dell’antognola), ovvero con i flysh cretacici o la successione oligo-miocenica a seconda dei posti. Le
calciruditi sono a grossi rodoliti, ambiente di piattaforma poco-profonda con moto ondoso, livelli poi
sopra contengono molluschi e denti di pesce, che testimoniano una fase successiva di annegamento di
questa piattaforma. Le calcareniti sono piene di foraminiferi planctonici glauconizzati a testimonianza
della presenza di un alto strutturale, un settore rilevato non raggiunto dai sedimenti terrigeni, dove
troviamo quindi organismi planctonici che vivevano nella massa d’acqua sovrastante.
6.1.1 Alto Monferrato
Substrato affiorante (Unità Alpine: Gruppo di Voltri, Cristallino di Valosio) con tettonica
synsedimentaria. Sviluppo di due aree di piattaforma nel corso del Miocene:
-
una rampa carbonatica con associazioni di tipo foramol burdigaliana (Formazione di Visone) in
discordanza angolare sul substrato oligocenico;
-
una piattaforma silicoclastica nel Langhiano-Tortoniano inf. (Marne di Cessole, Arenarie di
Serravalle e membro inferiore delle Marne di S. Agata Fossili - Val Lemme) collegata verso W
al Bacino delle Langhe attraverso una zona di scarpata (zona di Acqui Terme).
-
Sviluppo di evaporiti nel Messiniano
Le unità alpine sono metamorfiche (Unità del gruppo di voltri, ultrabasiti e serpentiniti massicce) e il
Cristallino di valosio, complesso polimetamorfico, sul quale il gruppo di Voltri sovrascorre. Il bacino
era più o meno omogeneo ovunque. I livelli Silicei nella formazione di Monechiaro d’acqui testimoniano
una situazione di upwelling e quindi formazione di plancton a guscio siliceo quindi trasgressione marina
e deposizioni di potenti torbiditi. Nel settore a cavallo della Val Scrivia c’è una discordanza angolare
che separa la formazione di Casale (stratotipo del langhiano) dalle successioni torbiditiche. Tale
discordanza è rappresentata da una superficie erosiva. All’interno della successione tortoniana in
corrispondenza al passaggio tra il membro superiore e quello inferiore c’è un complesso di strutture
erosionali che sembrano slump Scars (ciccatrici di distacco di frane sottomarine in piattaforma) nei
pressi di una scarpata dovuta a tillting tettonico. Questa interpretazione è possibile poicbè sopra e sotto
la superficie ci sono le stesse facies e non c’è cambiamento di sedimentazione.
Successione oligocenica
-
Formazione di Molare: (Arenaceo microconglomeratico, conglomeratico, breccioso). Il
Breccioso è in forma lenticolare, sono brecce clast supported ed è posto stratigraficamente in
basso, noto come brecce di costa cravara. Il conglomeratico contiene conglomerati poligenici
con arenarie grossolane mentre il microconglomeratico sono arenarie e microconglomerati
subordinati ad arenarie a macroforaminiferi intensamente bioturbate.
-
Formazione di Rocchetta: (Marnoso, arenarie di cassinelle, siltoso arenaceo). Il siltoso arenaceo
sono
Grovacche
e
siltiti
intensamente
bioturbate
con
concentrazioni
di
fossili:
macroforaminiferi, gasteropodi e bivalvi. Le arenarie di cassinelle sono arenarie medie e fini con
bioturbazione diffusa e conglomerati talvolta alla base e discordanza basale. Il marnoso sono
marne con vari livelli di arenarie con bioturbazione.
Le discontinuità presenti sono superfici di non concordanza o di trasgressione marina.
Successione miocenica inferiore
Formazione di Montechiaro d’Acqui: Membro siliceo e un membro calcarenitico-glauconitico.
Calcareo-marnosa: caratterizzata dalla presenza di un’intensa silicizzazione concentrata in livelli e
di una componente silicea organica (radiolari).
6.1.2 Bacino di Bagnasco
Settore sprofondato per motivi tettonici all’inizio dell’Eocene. Ad una prima fase di subsidenza del
bacino segue un sollevamento. Secondo alcuni quello che resta del BTP è il settore compreso tra Acqui
Terme e la fine del bacino di Alessandria, ovvero la fine del rilievo del Monferrato. Secondo lo stesso
autore le Liguridi non affiorano in Collina di Torino poiché non ci sono, e la Collina poggerebbe quindi
su unità adriatiche.
6.2
Collina di Torino
Settore generalmente meno deformato rispetto al Monferrato, forma anticlinali asimmetriche con
vergenza NW. La succesione è prettamente terrigena di ambiente profondo caratterizzata dalla presenza
di depositi grossolani di età Eocene medio-sup.-Tortoniano, che si conclude con i depositi evaporitici
messiniani (F. Gessoso-solfifera). La successione è continua e più potente rispetto a quella del
Monferrato; specialmente nell'intervallo Burdigaliano sup.-Serravalliano, quando nella Collina di
Torino si deposita una successione terrigena grossolana molto potente assente in Monferrato. Sono
presenti sedimenti con alternanze di livelli risedimentati che coinvolgono blocchi di dimensioni molto
grandi. I livelli contengono fossili che testimoniano ambiente poco profondo (coralli ad esempio).
Intercalati ci sono livelli un po’ piu profondi che consentono una certa correlazione con i livelli del
Monferrato. Nei livelli più antichi della successione della Collina di Torino (Marne di M. Piano, Eocene)
sono presenti anche livelli di spessore da decimetrico a metrico di biocalciruditi a frammenti di alghe
corallinacee, briozoi, macroforaminiferi, molluschi, echinodermi, di età diversa (e.g. Calcare di
Gassino).
6.3
Alpi Occidentali
Valle di Susa: Zona compresa tra i fogli Susa e Bardonecchia. A est la zona brianzonese:Calcescisti
con Pietre verdi. Le unità essendo tettoniche e stratigrafiche vengono chiamate tettono-stratigrafiche
e sono separate da discontinuità tettoniche.
Brianzonese: Hanno spesso un basamento cristallino post-rift esteso e sono in un settore che ha
subito intense deformazioni, in particolare 2 fasi:
-
Thrust est vergenti
-
Compressione e verticalizzazione e a volte rovesciamento dei thrust precedenti.
Il metamorfismo limitato e le strutture sedimentarie e fossilifere mi consentono una buona
correlazione tra le diverse successioni. Le unità di Margine (e.g. Unità dell’Ambin), Piemontesi,
sono Giurassico-Cretacee e si sono deposte su crosta continentale mentre le unità Oceaniche (e.g.
Unità dell’Albergian e Cerogne-Ciantiplagna) Liguri-Piemontesi, si sono deposte su crosta oceanica.
Brianzonese
La successione triassica è ben sviluppata (Calcari e Dolomie) e sovrastata da una superficie
erosionale sottolineata da depositi carsici che testimonia l’emersione durante il Lias. Al di sopra
sedimenti di alto fondo con fossili vari del dogger sovrastati dal Mabres Guillestre, simile al rosso
ammonitico quindi di alto fondo e rappresentante un’orizzonte guida del Giurassico superiore.
Successioni del cretacico superiore e poi interruzione di sedimentazione per Hardground, datato per
la presenza delle globotruncane, e poi calcescisti cretacei. [Manca tutto il synrift]
Unità Piemontesi o pre-piemontesi
Sono caratterizzate da rocce riferibili a contesto oceanico. IN alcune unità le ofioliti sono subordinate
in altre invece “prevalenti”. Una delle più importanti è l’Unità dello Chaberton che è simile al
brianzonese ma contiene calcari marnosi, brecce liassiche e vi è registrata la fase synrift.
Unità Chenaillet
Rocce magmatiche di crosta oceanica sovrapposte a sedimenti e rocce di crosta oceanica in facies
eclogitica. Delimitato da due grosse faglie normali, era un settore che stava su un alto, e poi è
sprofondato in una specie di semigraben che lo ha preservato dall’erosione. Lo Chenaillet è rimasto
sopra sempre, mentre altre unità di contorno con le loro successioni sono metamorfosate in facies
eclogitica (Brecce, serpentiniti, oficacli, radiolariti, calcescisti; tutte robe simili alle liguri interne).
Masse di perodotiti serpentinizzate più o meno brecciate e attraversate da vene di carbonato sono
presenti in molte località delle Alpi Occidentali e sono state attivamente cavate e commercializzate
sotto diversi nomi (Verde Alpi, Verde Cesana, Verde Acceglio ecc.) Si tratta di masse peridotitiche
che sono state esposte sul fondo dell’Oceano Ligure piemontese.
Figura 8 Schema dei rapporti fra le rocce della crosta oceanica e i sedimenti Schema dei rapporti fra le rocce della crosta
oceanica e i sedimenti Pelagici nell’Unità del Lago Nero-Replatte (Chenaillet)
Nei livelli piu alti della successione sedimentaria dei calcescisti piemontesi si trovano clasti ogiolitici in
forma di breccia e rocce sedimentarie, cose che permettono di formulare l’ipotesi di sollevamenti
successivi della crosta oceanica che hanno portato ad una risedimentazione.
Unità di margine continentale
Simili a quelle dello Chaberton contengono unasuccessione pre-ryft che poggia su basamento,
tettonizzato con geometria probabilmente a semigraben. Chaberton, Grand Hoche, Grand Argentier
e Unità dell’Ambin nel foglio Bardonecchia e Unità dell’Ambin e Dora Maira nel foglio Susa.
Unità oceaniche
Quelle su cui posso ricostruire una successione sedimentaria che poggia su basamento di crosta
oceanica. Le Ofioliti rappresentano il basamento della successione sedimentaria.
-
Lago inferiore Blanchet: Contatto tra basalti e marmi di tipo stratigrafico [Mancano le radiolariti
che c’erano nel lago nero ma cmq stratigrafico]
Unità ofiolitiche
Definizione strana, abbiamo:
-
Oficalciti 1: peridotiti brecciate in posto
-
Oficalciti 2: Breccie, frammenti trasportati, non più in posto, di peridotiti.
-
Marmi (corrispondenti dei calcari a calpionelle)
-
Calcescisti (corrispondenti alle argille a palombini)
Queste unità possono avere acquisito le ofioliti successivamente a differenza delle oceaniche, per
miscelazione tettonica o per rimaneggiamento sedimentario del prisma di accrezione per
risedimentazione gravitativa. La suddivisione è facilitata dai contatti tettonici e dai salti metamorfici
e dalle superfici di discontinuità dove a volte il contenuto fossilifero è conservato.
Sezione rovesciata della Grande Hoche (unità di margine continentale)
Sedimenti post-rift
Calcari e Diaspri
Sedimenti syn rift
Dolomia principale – Pre-rift
Simili le Unità di ValFredda e Valloretto. Si può ipotizzare una geometria originale a semi graben con
degli alti strutturali (evidenziati dalla limitatezza della fase syn rift in alcuni punti), situazione simile a
quella brianzonese.
Monviso
E’ Formato da una serie di caglie di crosta oceanica magmatica rappresentate variamente a diversa
profondità, ci sono gabbri, basalti sedimenti o talvolta serpentiniti. Come interpretazione il fondo
oceanico era formato da esposizioni vaste di peridotiti con locali centri eruttivi dove si formavano gabbri
e basalti.
Colle delle finestre
Calcescisti con pietre verdi con masse ofiolitiche e serpentiniti. Il limite è collocato analizzando il grado
metamorfico.
Massiccio cristallino dell’Argentera
E’ uno dei massicci cristallini esterni. Era sepolto sotto una pila di falde accavallate in questo settore
della crosta europea. Poi un thrust ha sollevato l’area e l’erosione ha messo in affioramento il massiccio
cristallino. La massa cristallina è formata da un nucleo centrale di graniti pre-carboniferi in mezzo ad
un compleso metamorfico. Poi ci sono dei sedimenti pre-rift. Intorno ci sono successioni delfinesi
(autoctono), sub-brianzonesi, brianzonesi (Pennidiche) e calcescisti con pietre verdi (Pennidiche)
all’esterno.
FACIES DELFINESI
-
Intervallo Pre-rift: sedimenti triassici più continentali che marini poichè posti più a ovest
costituiti da evaporiti associate a dolomie.
-
Syn-rift: Successione giurassica fossilifera di varia potenza
-
Post-rift: Successioni cretaciche quasi continentali ovvero su crosta continentale
-
Discordanza
-
Sedimenti di avanfossa: Flysh e marne a globigerina
FACIES BRIANZONESI
Manca la fase syn-rift. Le successioni pre rift e post rift sono a diretto contatto, quindi è un alto strutturale
(dove quindi avevo forte erosione).
Nella zona di Acceglio, in val Maire, la successione post rift poggia direttamente sul basamento
permo-carbonifero, il resto è stato tutto eroso dall’emersione. NB:Nelle quarzareniti ci sono
impronte di dinosauro e ripple!!!
FACIES CALCESCISTI CON OFIOLITI
Pre rift: Trias, Dolomie e calcari
Syn rift: Sedimenti del Lias e sedimenti tipo calcari a calpionelle e radiolariti databili dogger, malm.
Al di sopra di queste successioni abbiamo i calcescisti con ofioliti con serpenti e serpentinoscisti,
gabbri e diabasi con anfiboliti. Siccome la posizione e i rapporti di sovrapposizione sono strani,
poichè in alcuni punti sono sormontate dalla successione del dogger e in altri no, si ipotizzano alcuni
meccanismi:
-
Le ofioliti sotto forma di brecce si sono generate per innesco di processi gravitativi, poichè nella
zona di subduzione si posson avere delle faglie, che hanno portato quindi le ofiliti sulla
successione sedimentaria sedimentata in crosta continentale.
-
La presenza di seamounts che si “inseriscono” nel prisma di accrezione genera un certo
detritismo nel prisma.
Entrambe i fattori sono favoriti dalle forti irregolarità morfologiche della crosta oceanica dell’oceano
ligure-piemontese. Anche la fossa ad esempio pò finire nel prisma di accrezione e quindi formare
delle giustapposizioni a varie altezze.
Unita’ incertae sedis: Presentano scarsa quantità di ofioliti che si ritrovano solo in livelli detritici.
7
BACINI E MARGINI PASSIVI
I margini continentali passivi (margini di tipo Atlantico) corrispondono a regioni caratterizzate da
potenti successioni, costituenti prismi sedimentari che si ispessiscono verso l’oceano, e da una
sottostante litosfera continentale fagliata in horst e graben (semigraben con depositi di syn-rift) e
progressivamente assottigliata Un margine passivo rappresenta una fase successiva al sistema di rift
continentale e si forma immediatamente dopo la creazione di crosta oceanica dal centro di espansione
(dorsali oceaniche).
Margine Europeo
Golfo di Cadice
Situato al largo del Portogallo. Zona costituita da crosta transizionale, ovvero crosta continentale
assottigliata talvolta intrusa da crosta oceanica.
-
Rift iniziale: I sedimenti compensano la subsidenza tettonica
-
Rift Climax: Sprofondamento del bacino a causa della tettonica, sedimentazione marina talvolta
lacustre, presenza di torbiditi, depositi gravitativi ed exuinici (quelli che generano petrolio). La
sedimentazione < tettonica.
-
Post rift: Rallentamento della subsidenza per maggiori apporti fluviali (successione fining
upward).
Margine statunitense
Sono stati individuati bacini di rift “affioranti” e bacini di rift “sepolti” e bacini rappresentanti le
accrezioni sedimentarie. Gli spessori sedimentari arrivano fino a 10Km e costituiscono un prisma
sedimentario che poggia in parte su crosta continentale fagliata e in parte su crosta oceanica. (Ci sono
poche info per assenza ricerche dagli anni 80)
Margine canadese
Ben conosciuto.
Bacino di Giovanna d’arco ha spessori di circa 20 Km di sedimenti mentre l’altro sull’altro lato (sul
margine iberico) c’è pochissimo spessore di sedimenti (5Km), questo evidenzia che un lato del margine
evolve in un certo modo mentre l’altro evolve con un tasso di sedimentazione notevolmente minore.
Bacino di Orfeo: I depositi evaporitici presenti complicano la classica evoluzione poichè possono
generare depressoni o zone sopra elevate che modificano le successioni sedimentarie post-rift e la
classica evoluzione.
Isola di Jan Mayern:
situata a Nord dell’Islanda. Nei pressi c’è un settore poco profondo interpretato come un micro
continente (ovvero pezzi di crosta continentale totalmente circondati da crosta oceanica.) Una cosa
simile potrebbe essere la Dora Maira che nessuno sa dove metterla e potrebbe essere un microcontinente
che è stato poi inglobato nella catena. Nell Isola di Jan Mayern ritroviamo:
-
Porzione completa di crosta continentale
-
Porzione interessata da tettonica distensiva con successioni pre-rift e riempimento dei semi
graben
-
Seaward diping reflector (SDR): Orizzonti riflettenti in corrispondenza di alcuni margini passivi
che immergono verso mare. Sono interpretati come vistose effusioni basaltiche che avvengono
nella fase di rift. La loro inclinazione aumenta man mano che la sedimentazione procede e il rift
evolve. La loro presenza definisce la vulcanicità o meno del margine passivo.
Deformazioni o fasce profonde a pieghe e thrust (Che possono poi intrappolare il petrolio) (DWBT)
possono originarsi in corrispondenza del margine passivo:
-
Successione spessa
-
Pseudo depositi evaporitici: Forniscono superficidi scivolamento a scala regionale causando
zone e strutture di compressione a valle del margine. (Monte: distensione, Mezzo: diapirismo,
Valle:Diapirismo e compressione)
Lo sprofondamento che ne consegue è mosso dalla gravità che agisce in seguito al progressivo
inspessimento dei sedimenti che si impostano su queste superfici.
I margini passivi sono molto vari, i depositi evaporitici condizionano la successione sedimentaria.
Possono verificarsi eventi di diapirismo di argilla e caoticizzazione dei depositi.
8
BACINI CRATONICI
Sono i bacini attivi, inclusi in aree stabili. Hanno una vita molto lunga accompagnata da subsidenza
limitata che porta ad una lenta evoluzione, sedimentazione discontinua con ampie discordanze e
formazioni poco potenti.
Bacino del Paranà (Sud america sotto Brasile): uno dei più grandi [circa 5km di sedimenti deposti in
400-500 milioni di anni]
Bacino del Ciad (Lago Mega Chad): Settore in approfondimento da 70-80 milioni di anni ma potenza
di sedimenti di 1km circa.
Bacino del lago Eyre: Il lago occupa quasi tutto il bacino. Deposita sedimenti evaporitici che però non
presentano rilievi ai bordi a differenza di quelli presenti nei bacini di rift o di pull-apart (legati ai
movimenti trascorrenti nelle zone di trans-tensione). Il tasso di sedimentazione cambia a seconda del
clima.
Bacino del baltico: Molto attivo nel paleozoico, grossa discordanza tra il devoniano e la successione
precedente. Tale successione era interessata da faglie, probabilmente a causa di un rift abortito. Manca
il mesozoico, ripresa poi nel quaternario.
Bacino di Pangu: I terreni affioranti vanno dal Trias in avanti. Discordanza tra il permiano e il Trias e
tra il giurassico e il Cretacico. Il bacino si sviluppa sempre più ampliandosi verso un area più estesa a
causa di un inizio di rift, poi abortito ma lo sprofondamento continua per un tot di milioni di anni, poi
inizia sollevamento e successiva erosione (Giura-creta?)
9
BACINI E MARGINI TRASCORRENTI
Scorrimento tra le placche, ad esempio Faglia di San Andreas (California) o placca araba e placca
euroasiatica (vicino turchia dove c’è il Mar nero e emirati arabi). I piani di scorrimento non sono mai
perfetti per cui ci sono delle zone in avvicinamento (transpressive) e altre in allontanamento (Transtensive). Nelle zone trantensive si generano i bacini di pull-aparts mentre nelle zone transpressive si
generano dei rilievi che tendono ad aumentare di estensione e altezza. (ad esempio le Transverse ranges
californiane).
Nelle zone in allontanamento si generano sistemi di faglie normali che generano blocchi isolati che si
uniscono in profondità con una struttura definita “a tulipano”; mentre nelle zone in avvicinamento le
faglie inverse generano blocchi che si uniscon in una struttura detta “a palma”. Nonostante i bacini di
pull-aparts sono simili a quelli di rift sono diversi poichè i depositi delle successioni sedimentarie sono
diversi ai due lati della depressione.
Death valley
E’ situata al margine sud- occidentale delsettore Basin and Range ai confini fra California e Nevada.
Al suo interno c’è un bacino privo di emissari, badwater, che è il bacino piu basso del nord america
(86m sotto il livello del mare). E’ presente un lago con contenuto di Sali minerali estremamente elevato,
Sali che si depositano poi per evaporazione (precipitazioni scarse) e che con i cicli di gelo-disgelo
formano celle esagonali simili ai mud creek.
10 ELEMENTI PER L’INTERPRETAZIONE DEI BACINI SEDIMENTARI
Geometria del bacino e riempimento: La geometria del bacino non si preserva, posso
riconoscere
però la paleoprofondità (poche centinaia di metri nei bacini cratonici, anche migliaia di metri negli altri
bacini). Le geometrie dei riempimenti sono molto varie ma tendenzialmente i bacini trascorrenti sono
molto stretti.
Superfici di discontinuità, presenza e tipo: Derivano da emersioni o innalzamenti del livello del mare
causati dalla tettonica o dalle oscillazioni eustatiche. Quest’ultime hanno maggiore influenza ai margini
del bacino. Rift: Entrambe (tettonica e variazioni eustatiche)
-
M.passivo: Solo eustatiche
-
Avanfossa: Tettonica dominante, sia al margine che nell’avanpaese.
-
Trascorrenti: Solo discontinuità
-
Cratonici: Solo eustatiche poichè sono poco profondi con evoluzioni lente. L’influenza avviene
però su aree piu vaste rispetto agli altri.
-
Prisma di accrezione: Entrambe, numerose e difficile distinguerle.
Variazioni laterali di potenza di facies:
-
Rift: Importanti e brusche e legate all’azione delle faglie distensive
-
M.Passivi: Molto graduali
-
Avanfossa: Avvengono al margine lungo la catena in seguito all’azione dei thrust che spostano
la catena verso l’avanpaese
-
Trascorrenti: Legate all’azione delle faglie
-
Prismi di accr. Prevalentemente dovute ai contatti tettonici.
Evoluzione verticale delle facies, cicli e analisi della subsidenza:
-
Rift: Evoluzione da sed. Continentali a marini con fining upward e subsidenza rapida
-
M.Passivi: da sed. Marino profondo a poco profondo con coarsening upward e subsidenza
termica con progressivo riempimento e variazoine di facies da fini a grossolane.
-
Avanfossa: Passaggio da marino profondo a marino poco profondo con coarsening upward e
migrazione del depocentro. Verso l’avanpaese si ha un passaggio da continentale a marino con
facies di scarpata (marine) e poi torbiditi; hanno una curva di subsidenza caratteristica.
-
Trascorrenti: Subsidenza rapida e cicli di ringiovanimento per tettonica sempre attiva
-
Cratonici: ciclicità marino/continentale con successioni coarsening upward per “scatti” di
subsidenza progressivamente poi colmata.
Evidenza di tettonica synsedimentaria: Evidenziata da eteropie laterali e violazioni delle regole di
walter.
-
Rift: sopratutto in faglie distensive
-
Avanfossa: sopratutto lungo il margine della catena
-
Trascorrenti: lungo faglie trascorrenti
-
Prisma di accr.: continuamente attiva lungo i thrust e con fenomeni di diapirismo. Qui si ha la
maggior azione della tettonica synsed. Sia perchè il prisma raschia i sed dalla placca in
subduzione sia perchè esso stesso è intensamente deformato.
Estensione temporale dei bacini che possono essere sollevati ed erosi o durare a lungo come i bacini
cratonici
-
Tipi di sedimenti presenti:
Rift: Continentali, marini, vulcanoclastici (basalti, rioliti)
M passivi: marini terrigeni o calcari alle volte
Avanfossa: Continentali, marini, vulcanoclastici con chimismo andesitico poichè
l’avanfossa segue la catena che incorpora un arco vulcanico.
Trascorrenti: Continentali e poco poco marini
Cratonici: Continentali e marini poco profondi
Prismi di accr. Marini, vulcanoclastici tipo basalti/morb o chimismo andesitico legato
all’arco vulcanico che sta alle spalle del prisma di accrezione.
-
Paleocontinenti che aiutano a capire da dove arrivavano i sedimenti
Rift: Alimentazione da due margini possibile anche se il reticolato scarica verso l’esterno
M.passivo: Alimentazione unidirezionale proveniente solo dall’area cratonica stabile
Avanfossa: arriva prevalentemente dalla catena ma può arrivare anche dall’avanpaese
Trascorrenti: possibile da tutti e due i margini. Le paleocorrenti sono fortemente
influenzate dalla tettonica
Cratonici: alimentazione da tutti i margini
-
Substrato, tipo e caratteristiche: Sempre continentale tranne che per i margini passivi che
possono poggiare anche su crosta oceanica.
La facies e l’aspetto composizionale dei sedimenti è una delle cose che “persiste” al metamorfismo e ci
consente di fare correlazioni, così come il chimismo degli elementi vulcanoclastici presenti. Tutto il
resto non rimane!
11 SUBSIDENZA
L’ipotesi accreditata attribuisce alla subsidenza un origine per assottigliamento crostale dovuto ad una
precedente fase di rift. La subsidenza raggiunge valori massimi al centro del bacino (depocentro). Una
delle aree in notevole subsidenza è
la San Joaquin Valley dove si
parla di metri in 50 anni!!La
subsidenza
di
un
bacino
è
studiabile ad esempio tramite un
diagramma tempo [milioni/anni] –
spessore, tramite il quale posso
fare confronti tra bacini in termini
di tassi di sedimentazione.
Per costruire questa “curva” devo conoscere:
-
Spessore unità stratigrafiche
-
Tipo litologico delle unità stratigrafiche poichè è indicativo dell’ambiente ed eventualmente
della profondità
-
Datazione delle unità
-
Paleoprofondità: Parametro complesso ma ricavabile in base alla distribuzione degli organismi
facendo confronti tra essi e quelli recenti (poichè non è possibile sapere a priori dove vivevano
quelle bestie).
Se il bacino non avesse variazioni di profondità sarebbe facile costruire la curva poichè se il bacino è
sempre pieno di sedimenti essa sarebbe una retta. In realtà non è mai così, la quota del piano campagna
può essere diversa, la quantità di sprofondamento non è sempre la stessa e ci può essere una massa
d’acqua al di sopra. La curva diventa una retta a gradini. Per la costruzione bisogna plottare lo spessore
dei sedimenti e poi sommargli la paleobatimetria. Bisogna tener conto anche del fatto che lo spessore
misurato non è lo spessore di deposizione, quindi bisogna correggere la curva con la correzione di
compattazione poichè lo spessore è ridotto in seguito agli effetti causati dal seppellimento.
Correzione di compattazione delle curve di subsidenza
La compattazione riduce la porosità dei sedimenti, essa è massima nei primi chilometri dopo influisce
molto molto meno. La correzione viene effettuata utilizzando delle curve di riferimento in base al tipo
di roccia costruite su un diagramma porosità (ascisse) – profondità (ordinate). Il confronto fra le curve
di subsidenza dei diversi bacini viene fatto riferendosi come curva tipo alla curva di subsidenza termica
della crosta oceanica.
Curve tipo per i diversi bacini
Margine passivo:
1- Subsidenza tettonica a faglie normali: Parte iniziale della curva con notevole pendenza.
2- Cessa subsidenza tettonica, inizia subsidenza termica (legata al raffreddamento delle rocce
inizialmente riscaldate dall’apporto di calore dovuto alla risalita astenosferica): Seconda parte
della curva stimonia un attenuarsi dello sprofondamento ed ha quindi inclinazione minore.
Strike-slips: subsidenza tettonica marcatissima, linea quasi verticale! Poi si interrompe.
Intracratonici o intracontinentali:
1- Discesa rapida
2- Evoluzione lenta
Sono sensibili alle variazioni eustatiche e possono mostrare anche subsidenza negativa.
Avanfossa:
1- Debole subsidenza
2- Accelerazione
L’accelerazione è probabilmente dovuta ad una risposta ritardata al carico della catena (regge regge
regge e poi cede e va giù.)
Avanarco
Curva molto varia poichè il bacino è soggetto a movimenti dei suoi margini (prisma di accrezione
da una parte e arco vulcanico dall’altra).
Avanarco
Avanfossa
12 ELEMENTI DI STRATIGRAFIA SEQUENZIALE
Le ricostruzioni stratigrafiche possono essere eseguite tramite accurate indagini sismiche che possono
essere eseguite anche in mare con tecniche ad esempio di Air Gun o Water Gun. Si ottiene il “seismic
cube”, una sezione parallelepipeda 3d del sottosuolo. Il cubo è divisibile in cubetti di dimensione prestabilita analizzabili poi piu in dettagli anche singolarmente. Posso tagliare in verticale ma anche in
orizzontale (time slice) ottenendo una sorta di carta topografica al momento della sedimentazione (si
vedono canali, meandri, diapiri ecc.)
La stratigrafia sequenziale rappresenta un insieme di geometrie di facies (stratigrafiche)
geneticamente collegate e delle superfici che le delimitano, utilizzato per determinare il contesto
deposizionale. Suddivisione e interpretazione del registro stratigrafico attraverso una “cornice” di
superfici (di erosione o non deposizione e di inondazione) individuate in affioramento, nei logs in pozzo
e nella sismica 2-D e 3-D.
Nasce dallo studio e dall’elaborazione dell’enorme quantità di sezioni sismiche realizzate in ambito
petrolifero tramite le quali sono stati studiati i bacini. E’ stato possibile evidenziare l’andamento degli
orizzonti riflettenti corrispondenti a superfici di separazione fra sedimenti differenti, caratterizzati dal
punto di vista sismico da differente impedenza acustica.
La stratigrafia sismica (p.Vail) si basa su i presupposti che gli orizzonti riflettenti rappresentino delle
linee tempo e la loro organizzazione spaziale e i rapporti geometrici permettano di ricostruire
l’evoluzione della geometria dei bacini. Il secondo presupposto (discutibile) è che l’evoluzione dei
bacini dipende fondamentalmente dalle variazioni eustatiche (validissimo per i margini passivi ma per
gli altri la tettonica ha proprio una grande influenza!!!).
Caratteristici rapporti geometrici fra orizzonti sismici
(talvolta è difficile distinguere nella sezione sismica la troncatura erosiva dal top lap)
Sequenza sismica: Complesso di corpi rocciosi separati da superfici di discontinuità. Attraverso l’analisi
dei rapporti geometrici nelle sezioni sismiche si riesce a far proseguire lateralmente le discontinuità
dividendo quindi, dove altrimenti non sarebbe possibile, le unità a limiti inconformi. Riportando questo
concetto in affioramento si parla di sequenza deposizionale, ovvero:
“superficie concordante di strati tra loro geneticamente collegati, limitati alla base ed al tetto da
superfici di discontinuità e dalle concordanze ad esse correlate.”
Gli autori dicono che le sequenze deposizionali registrano le oscillazioni del livello del mare e quindi è
correlabile alla scala globale. (il tutto viene poi ridefinito basandosi sulle oscillazioni eustatiche ma
secondo molti non funziona, ma alcuni concetti sono utilizzabili)
Ci sono 2 tipi principali di sequenze:
-
Delimitata da superfici di tipo 1 (reale abbassamento relativo del livello del mare,
abbassamento maggiore della subsidenza)
-
Delimitata da superfici di tipo 2 (collegate ad un abbassamento minore della subsidenza che
quindi non produce un emersione delle facies di piattaforma)
La subsidenza compensa quasi sempre le oscillazioni eustatiche. Ho emersione solo quando
l’abbassamento è così rapido da superare la subsidenza.
12.1 Fasi e sequenze deposizionali
1 – Abbassamento del livello del mare
Emersione delle aree di piattaforma, comparsa dell’erosione, approfondimento dei fiumi con
incisione delle aree emerse. Processi erosivi nelle zone sommerse per effetto di onde e tempeste,
attivazione di conoidi sottomarini e movimenti gravitativi (slump e correnti di torbida).
FALLING STAGE SYSTEM TRACK
2 Inizio Innalzamento del livello del mare
I corpi hanno caratteristiche un po’ diverse dal punto di vista sismico. Fine dell’erosione ed inizio
della sedimentazione sul fondo delle valli e nelle aree sommerse con sviluppo di un cuneo
progradante se gli apporti sono importanti. Nelle zone profonde i depositi divengono più fini.
LOW STAND SYSTEM TRACK/LOW STAND FAN (livello del mare basso) : Torbiditi
arenacee, Fossili planctonici e bentonici profondi abbondanti, Fossili rimaneggiati provenienti
piattaforma esposta e dalla scarpata
LOW STAND SYSTEM TRACK/ LOW STAND WEDGE (livello del mare relativamente più
alto) : Passaggio verticale da fossilimarini a non-marini nelle zone prossimali, Aumento verso
l’alto di apporti di resti continentali, Diminuzione verso l’alto di organismi planctonici
Bentonici via via meno profondi verso l’alto .Fossili rimaneggiati provenienti piattaforma
esposta e dalla scarpata.
3 Innalzamento rapido
Il mare sale rapidamente di livello e inizia a trasgredire su aree che prima aveva abbandonato.
Migrazione della linea di costa verso le aree emerse.
TRASGRESSIVE SYSTEM TRACK: Brusco, erosionale passaggio verticale da fossili nonmarini a marini nelle zone prossimali (Ravinement surface) Diminuzione verso l’alto di apporti
di resti continentali. Aumento verso l’alto di organismi planctonici Bentonici via via più
profondi verso l’alto.
4 Livello eustatico massimo
Livello al massimo ed inizia a scendere ma essendo attiva la subsidenza dal punto di vista relativo
rimane stazionario.
HIGH STAND SYSTEM TRACK: Passaggio verticale graduale da associazioni fossili marine
poco profonde a salmastre a continentali, Aumento verso l’alto di apporti di resti continentali
Diminuzione verso l’alto di organismi planctonici Bentonici via via meno profondi verso l’alto,
Faune planctoniche e bentoniche profonde abbondanti.
12.1.1 Porzioni marginali del bacino
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Facies poco profonde
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Numerose superfici erosionali evidenti
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Trasgressive system track : ben rappresentato
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Low stand system track: scarso o nullo
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High stand system track: spesso eroso in parte o totalmente
12.1.2 Parti profonde del bacino
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Facies profonde torbiditiche
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Assenza superfici erosionali (ce ne possono essere legate a fenomeni gravitativi sulle scarpate)
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Torbiditi “fisiologiche”: strati sottili, volume delle torbide limitato, legate al normale processo
sedimentario
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Torbiditi “patologiche” : Piu potenti e formate da sedimenti anche diversi, legate
all’abbassamento del livello del mare.
Nb: il passaggio tra l’una e l’altra è identificato da un incremento di granulometria.
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Falling stage system track: Ben e maggiormente rappresentato.
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Low stand system track: torbiditico, potrebbe essere difficile distinguerlo dal precedente.
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Trasgressive system track: Poco presente ma rappresentato da sedimenti fini, talvolta condensati,
che si contrappongono alle granulometrie maggiori dei system precedenti.
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High stand system track: Scarsamente riconoscibile e costituito da sedimenti fini.
Nelle zone intermedie del bacino ci può essere una grande varianza, ma comunque dominanza delle
facies fini con poche superfici erosionali legate solamente a fenomeni gravitativi. Si sviluppano qui
principalmente le sezioni condensate, le quali testimoniano un high stand system track.
12.2 Sezioni condensate
Sottili unità stratigrafiche marine, sono costituite da sedimenti pelagici ed emipelagici con velocità di
sedimentazione di circa 1cm/1000y. Presentano caratteristici orizzonti bioturbati con minerali autigeni
e fossii anche rimobilitati (ammoniti e simili). Le troviamo tra i sedimenti poco profondi e molto
profondi, esse sedimentano nella fase di innalzamento del livello del mare e vengono poi ricoperte dalle
superfici di downlap (riconoscibili in affioramento anche senza osservare i rapporti geometrici poichè il
tipo di sedimenti cambia totalmente).
