appunti di analisi dei bacini sedimentari e
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APPUNTI DI ANALISI DEI BACINI SEDIMENTARI E STRATIGRAFIA SEQUENZIALE A cura di: dott. geol. Devis Ferrarato Distribuito con Licenza Creative Commons Attribuzione - Non commerciale - Condividi allo stesso modo 4.0 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 - Facies poco profonde - Numerose superfici erosionali evidenti - Trasgressive system track : ben rappresentato - Low stand system track: scarso o nullo - High stand system track: spesso eroso in parte o totalmente 12.1.2 Parti profonde del bacino - Facies profonde torbiditiche - Assenza superfici erosionali (ce ne possono essere legate a fenomeni gravitativi sulle scarpate) - Torbiditi “fisiologiche”: strati sottili, volume delle torbide limitato, legate al normale processo sedimentario - 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. - Falling stage system track: Ben e maggiormente rappresentato. - Low stand system track: torbiditico, potrebbe essere difficile distinguerlo dal precedente. - Trasgressive system track: Poco presente ma rappresentato da sedimenti fini, talvolta condensati, che si contrappongono alle granulometrie maggiori dei system precedenti. - 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).
