lunedì 9 gennaio 2012

Stile strutturale della deformazione plicativa alla scala mesoscopica e macroscopica all'interno del membro della Val Pessola (Formazione di Ranzano) e suo modello cinematico (Appennino settentrionale)

Paolo Balocchi (*)



Riassunto: La Formazione di Ranzano affiorante nel basso e medio Appennino reggiano è una unità litologica appartenente alla Successione Epiligure. La formazione in base alle caratteristiche sedimentologiche e stratigrafiche viene suddivisa in vari membri, tra cui il Membro della Val Pessola. Questa unità litologica mostra una buona estensione geografica e al suo interno ha registrato la storia deformazione duttile e fragile durante l’accrezione del prisma orogenetico dell’Appennino settentrionale. Questa fase tettonica è denominata Neoalpina precoce, ed è avvenuta in concomitanza alla deposizione della Successione Epiligure all’interno di bacini di piggy-back (Sinclinale di Viano) posti al di sopra dei cunei orogenetici delle Liguridi. Obiettivo dello studio è quello di analizzare la deformazione duttile e fragile registrata all’interno del Membro della Val Pessola e descriverne lo stile strutturale e il modello cinematico del piegamento congiuntamente alla deformazione fragile ad esso associata. Dallo studio, si ricava che il membro può essere descritto come multilayer definito come: alternanza litologica di letti in arenarie ad elevata competenza e letti di peliti con un basso grado di competenza. Il rapporto arenaria/pelite nei diversi affioramenti studiati è molto minore di 1 (A/P<<1). Le strutture minori associate al multilayer sono rappresentate da sistemi di joints sistematici che si ritrovano quasi esclusivamente nel letto arenaceo più compatto e raramente in quello pelitico. La loro giacitura è quasi sempre ortogonale alla stratificazione. Le superfici striate sono rappresentate da piani paralleli alla stratificazione e intensamente striati causa la frizione di origine tettonica avvenuta tra i due blocchi. Tali strutture si ritrovano sia all’interno del layer pelitico sia sulla superficie di separazione tra A/P. Il carattere pervasivo di tali strutture di taglio, rende i letti argillosi simile ad una cataclasite a struttura lenticolare. Attraverso l’analisi di questi dati si è quindi giunti alla definizione dello stile strutturale del Membro della Val Pessola e a descrivere il modello cinematica del piegamento.


* Geologo del GeoResearch Center Italy – GeoBlog (sito internet: www.georcit.blogspot.com; mail: georcit@gmail.com)
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GeoResearch Center Italy - GeoBlog, pub. n° 1 (2012), ISSN: 2240-7847.



Introduzione
Nel basso e medio Appennino reggiano (fig.1) affiora con buona esposizione  la Formazione di Ranzano (Oligocene – Miocene)( Pieri, 1961), appartenente alla Successione Epiligure (Ricci Lucchi, Ori, 1985; Mutti e al., 1995; Bettelli e al., 1987a; 1987b; Papani e al., 2002a; 2002b; Gasperi e al., 2005a; 2005b).
La formazione in base alle caratteristiche sedimentologiche e stratigrafiche viene suddivisa in vari membri (Papani e al., 2002b; Gasperi e al., 2005b ) tra cui il Membro della Val Pessola. Questa unità litologica ha registrato al suo interno la storia della deformazione duttile e fragile durante la fase Neoalpina precoce (Oligocene inf. – Miocene inf.) a causa dell’accrezione del prisma orogenetico dell’Appennino settentrionale. Durante questa fase è avvenuta la deposizione della Successione Epiligure all’interno di bacini di piggy-back impostati al di sopra delle Liguridi deformate (Sinclinale di Viano)(Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991).

Figura 1: Schema strutturale dell’Appennino Parmense – Reggiano. Legenda: 1 = tracia delle principali strutture di accavallamento; 2 = traccia  delle principali faglie dirette; 3 = tracia delle principali faglie trascorrenti; 4 = traccia degli assi di piega coricata o rovesciata; 5 = traccia delle superfici di accavallamento riutilizzate con meccanismo estensionale; 6 = margine del pedeappennino; 7 = spartiacqua principale .
A = Linea del Secchia; B = Linea della media Val d’Enza; ITF = Internal Thtust Front; PTF = Pedeapenninic Thrust Front; ETF = External Thrust Front; (modificato da: De Nardo e al., 1991); Il rettangolo rosso A rappresenta l’area di studio di Vesallo (Balocchi, 2010) mentre la B rappresenta l’area della Sinclinale Canossa-Viano-Castellarano (Balocchi, 2011)


L’obiettivo dello studio è quello di analizzare la deformazione duttile congiuntamente a quella fragile e definirne le relazioni, descrivendo lo stile strutturale della formazione e proponendo un modello cinematico del piegamento.

Inquadramento geologico regionale
La Formazione di Ranzano (“Arenarie di Ranzano” in Pieri, 1961) fa parte della Sucessione Epiligure (Ricci Lucchi, Ori, 1985; Mutti e al., 1995; Bettelli e al., 1987a; 1987b; Papani e al., 2002a; 2002b; Gasperi e al., 2005a; 2005b), ed è costituita da più corpi sedimentari di origine prevalentemente torbiditica con geometria da tabulare a lenticolare e con facies deposizionali molto variabili, da conglomeratiche ad arenacee, arenaceo-pelitiche e pelitiche. Lo spessore complessivo dell' unità è molto variabile e si passa dai pochi metri agli oltre 1500 metri nella media Val Secchia (Papani e al., 2002a; Gasperi e al., 2005a).
La Formazione di Ranzano cronologicamente si estende dal Priaboniano sup. (Eocene superiore) terminale al Rupeliano sup. (Oligocene inferiore) e presenta una estensione geografica di otre 200 Km lungo la catena nord appenninica (Catanzariti e al., 1997; Martelli e al., 1998).
Il contatto inferiore della formazione è per lo più con la formazione delle Marne di Monte Piano  ed è segnato dalla comparsa di ben netti livelli arenacei, assenti nella parte alta della formazione sottostante. Localmente la Formazione di Ranzano appoggia direttamente sulle Liguridi deformate. Molto spesso il contatto con le Marne di Monte Piano è discordante con una netta lacuna erosiva. Queste caratteristiche di giacitura e stratigrafia sono frequen­temente osservabili nelle zone marginali della placca epiligure, come quella affiorante nella zona Vetto-Carpineti-Canossa (Papani e al., 1987; Martelli e al., 1998).
Anche il contatto con le soprastanti marne della Formazione di Antognola è localmente netto ed alcuni autori (Fregni, Panini, 1987; De Nardo e al., 1991) hanno segnalato una discordanza angolare con lacuna biostratigrafìca.
La Formazione di Ranzano presenta alla scala regionale una notevole articolazione litologica rappresentata da differenti membri e litofacies (Martelli e al., 1998; Cibin e al., 1998):
Membro di Pizzo d’Oca: caratterizzato da prevalenti facies arenaceo-pelitiche, con areniti di composizione feldspatico-litica ricche di frammenti di rocce granitico-gneissiche e metamorfiche, poggiante con contatto netto sulle Marne di Monte Piano; età: Priamboniano superiore;
Membro della Val Pessola: caratterizzato da facies variabili da arenaceo-pelitiche ad arenaceo-conglomeratiche; gli strati variano da medi a molto spessi con geometria tabulare, mentre negli strati a granulometria grossolana si presentano lenticolari. Le arenarie hanno una composizione in cui prevale la frazione litica e, ai frammenti metamorfici provenienti dal membro sottostante si aggiungono frammenti di serpentinite e modeste quantità di rocce di provenienza ofiolitica. Tale composizione conferisce una colorazione grigio scuro-verdastro. Viene distinta una litofacies arenaceo-conglomeratica, con strati da spessi a molto spessi, a geometria tabulare e frequentemente amalgamati, con base microconglomeratica a clasti arrotondati anche a dimensioni decimetriche. La base della litofacies è erosiva e talora appoggia sulle Marne di Monte Piano o sul substrato Ligure evidenziando una lacuna biostratigrafia di estensione regionale (Mutti e al., 1995; Catanzarini e al., 1997);
Membro di Varano de’ Melegari: che giace con contatto netto e talora in discontinuità, sul Membro della Val Pessola ed è ricoperto in apparente continuità di sedimentazione dalle Marne di Antognola (Martelli e al., 1998; Papani e al., 2002a; Gasperi e al., 2005a). Il membro è caratterizzato da facies pelitico-arenacee, localmente arenaceo-pelitiche e con sporadiche intercalazioni arenaceo-conglomeratici con detrito di composizione litica contenete frammenti di rocce sedimentarie carbonatiche, di provenienza dai flysch ad elmintoidi e rocce metamorfiche (Cibin, 1993; Papani e al., 2002a). Gli strati variano da molto spessi a spessi, con geometria che può essere sia tabulare che lenticolare (Papani e al., 2002a). Alla base è presente potente litofacie caotica contenente sottili straterelli di vulcanoareniti a composizione andesitica (Catanzariti e al., 1993; Cibin e al., 1998; Martelli e al., 1998).

Per quanto riguarda il contesto geologico regionale, la Formazione di Ranzano appartiene alla Successione Epiligure (Ricci Lucchi, Ori, 1985) che a sua volta comprende tutti quei sedimenti che giacciono in discordanza  al di sopra delle unità Liguri deformate (post fase tettonica ligure, Eocene medio), rappresentando il risultato di una sedimentazione entro bacini episuturali (Bally, Snelson, 1980).
Dopo la fase tettonica ligure, incomincia una sedimentazione su un substrato fortemente deformato in ambiente marino piuttosto profondo, con depositi rappresentati da potenti accumuli di brecce poligeniche (depositi di colata da mud flow e debris flow), da marne ed argille emipelagiche con strati torbiditici e da corpi arenacei risedimentati. Sono rappresentate dalle formazioni delle Brecce argillose di Baiso, alle Marne di Monte Piano e alla Formazione di Ranzano. In questo modo si configura un nuovo dominio paleogeografico, il Dominio Epiligure che si va a sostituire al precedente Dominio Ligure.
A partire dal Miocene inferiore si sviluppa una sedimentazione differente da quella precedente, di un ambiente di piattaforma con apporti terrigeni sia extrabacinali sia che carbonatici intrabacinali.
Il limite superiore della Successione Epiligure corrisponde alla Formazione del Termina (Lucchetti e al., 1962; Fioroni, Panini, 1989) di età compresa tra il Serravaliano sup. e il Messiniano inf., escludendo tutti quei termini più recenti Plio-Quaternari.

La struttura tettonica principale (fig.1) è rappresentata dalla Sinclinale Vetto-Carpineti (Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991; Balocchi, 2012) articolato in diversi sottobacini minori ed è collocata tra due principali fasci di thrust, ubicati rispettivamente nell’Alto Appennino (ITF) e lungo il fronte Pedeappenninico (PTF). Questi due elementi cinematici hanno giocato un ruolo importante nella strutturazione della catena, insieme ai lineamenti trasversali (linee del Secchia e dell’Enza), i quali giocano un ruolo di svincolo tra i diversi blocchi (tear faults).

Descrizione delle strutture
Si descrivono di seguito le caratteristiche strutturali del Membro della Val Pessola appartenente alla Formazione di Ranzano (Pieri, 1961; Ricci Lucchi, Ori, 1985; Bettelli e al., 1987a; Mutti e al., 1995; Cibin e al., 1998; Martelli e al., 1998; Papani e al., 2002a; 2002b; Gasperi e al., 2005a; 2005b). Lo studio è stato condotto su diversi affioramenti in corrispondenza della Sinclinale di Viano (Papani e al., 1987; De Nardo e al., 1991; Balocchi, 2012) e nei pressi di Vesallo dove è affiorante una piega orizzontale coricata dovuta ad un processo di slumping (Balocchi, 2010; Balocchi, 2011).

Assetto strutturale della stratificazione
Il membro può essere descritto come  multilayer (Johnson, 1977; Davis, Reynolds, 1996; Bettelli, Vannucchi, 2003; Balocchi, 2010; 2011; 2012), definito come alternanza litologica di letti di arenarie ad elevata competenza e spessore costante da medio a spesso, e letti di peliti con un basso grado di competenza. Il rapporto arenaria/pelite nei diversi affioramenti studiati è molto minore di 1 (A/P<<1). Inoltre il layer arenaceo si presenta intensamente fratturato da sistemi di fratture sistematiche e non sistematiche ad esso ortogonali, mentre il multiplayer pelitico è intensamente deformato da superfici parallele alla stratificazione e intensamente striate che nell’insieme forma una struttura cataclastica lenticolare (Mercier, Vergely, 1995).

Strutture fragili
Le strutture fragili associate allo stile duttile sono rappresentate perlopiù da fratture, le quali mostrano un carattere pervasivo in tutto il volume della roccia. Tali strutture possono essere suddivise in due tipi, sulla base delle loro caratteristiche geometriche e cinematiche.
Le superfici striate sono rappresentate da piani paralleli alla stratificazione e intensamente striate, il cui verso non è sempre di chiara determinazione.  Rappresentano delle strutture fragili minori, mesopiche, all’interno del layer pelitico e sulla superficie di separazione tra A/P ma mai all’interno del letto arenaceo. In alcuni casi le superfici striate mostrano un angolo di circa 15° rispetto alla stratificazione, e vengono interpretate come fratture di taglio secondarie o anche fratture di Riedel (Petit, 1987). Il carattere pervasivo di queste strutture rende i letti pelitici simile ad una cataclasite a struttura lenticolare (Mercier, Vergely, 1995).
I joints sono rappresentati da differenti sistemi che si ritrovano quasi esclusivamente nel layer arenaceo più compatto e raramente in quello pelitico meno compatto.
Alcune famiglie si presentano ortogonali alla stratificazione indipendentemente dall’assetto di quest’ultima.

Figura 2: Stereogramma dell’assetto stratigrafico del multilayer dell’area A; le ciclografiche blue rappresentano la stratificazione. Proiezione Equiareale, Emisfero Inferiore.

Analisi delle strutture
Analizzando la giacitura stratigrafica alla scala locale e regionale (fig.2 e 3)(Bertelli e al., 1984; Balocchi, 2010; 2011a; 2012), si nota come l’assetto del multilayer sia riconducibile a quello di uno stile deformativo da piega, sia alla scala mesoscopica (fig.2) sia alla scala regionale (fig.3).

Figura 3: Stereogramma dell’assetto stratigrafico del multilayer nell’area B; le ciclografiche blue rappresentano la stratificazione. Proiezione Equiareale, Emisfero Inferiore.
Anche le superfici striate parallele alla stratificazione (fig.4 e 5) ci indicano che lungo tali superfici deve esserci stato un movimento per frizione tra i due blocchi.
Per descrivere lo stile del piegamento del multilayer è necessario analizzare il contrasto di competenza fra i diversi letti e la competenza media del multilayer (fig. 6)(Johnson, 1977; Mercier, Vergely, 1995; Davis, Reynolds, 1996; Bettelli, Vannucchi, 2003). Dato lo spessore dei letti in pelite e quello dei letti in arenaria, la competenza media del multilayer può essere considerata come moderata, mentre il contrasto di competenza può variare localmente in funzione del singolo letto deformato.

Figura 4: Stereogramma delle superfici (ciclografiche rosse) striate parallele alla stratificazione del multilayer dell’area A, dove i pallini verdi rappresentano le strie. Proiezione Equiareale, Emisfero Inferiore.
Figura 5: Stereogramma delle superfici (ciclografiche rosse) striate parallele alla stratificazione del multilayer dell’area B, dove i pallini verdi rappresentano le strie. Proiezione Equiareale, Emisfero Inferiore.
Considerando il singolo letto di arenaria, mostra caratteristiche tipiche da piegamento per flessione ortogonale (orthogonal flexure) dove la superficie del letto sul lato convesso della piega si è stirata, mentre la superficie del letto sul lato concavo si è raccorciata mantenendo uno spessore del singolo letto arenaceo costante, ben visibile in affioramento. In questo, contesto potrebbero essersi formati i joints ortogonali alla stratificazione anche se la loro genesi non è del tutto chiara. Quindi la deformazione avviene lungo le superfici che separano i letti adiacenti che con un alto contrasto di competenza favoriscono una deformazione per scivolamento flessurale (flexural slip) di tale letto rispetto quelli peliti.
I letti in pelite, meno competenti rispetto a quelli di arenaria, rispondono al piegamento attraverso un taglio flessurale (flexural shear) dove la deformazione viene accomodata da un taglio semplice parallelo al letto senza alcuno stiramento né raccorciamento rispettivamente del lato concavo e convesso. Il taglio viene messo in evidenza dalle numerose superfici striate parallele alla stratificazione (fig. 3 e 4). Questo tipo di taglio favorisce lo slittamento del materiale sul lato convesso verso la cerniera rispetto a quello sul lato concavo. La deformazione viene accomodata attraverso un taglio che è distribuito in tutto lo spessore del letto (Johnson, 1977; Mercier, Vergely, 1995; Davis, Reynolds, 1996; Bettelli, Vannucchi, 2003; Balocchi, 2011).

Figura 6: Meccanismo di piegamento di un multiplayer in
relazione alla competenza media del multilayer e dal
contrasto di competenza tra letti adiacenti.

Dall’analisi delle strutture plicative e quelle fragili descritte nei diagrammi stereografici (fig.2, 3, 4, 5) è possibile ricavare informazioni sulla direzione dello sforzo alla scala mesoscopica che ha generato il piegamento attraverso il modello cinematico sopra esposto. Lo sforzo considerato coassiale alla deformazione, mostra una direzione dell’asse di massima compressione perpendicolare alla linea di cerniera della piega, mentre è longitudinale alla direzione delle strie sulle superfici di taglio quando il multilayer è riportato all’orizontale.

Conclusioni
Lo stile strutturale del Membro della Val Pesolla (Formazione di Ranzano) può essere descritto come:
  • multilayer definito come alternanza litologica di letti di arenarie ad elevata competenza e letti di peliti con un basso grado di competenza 
  • l’assetto stratigrafico mostra che il multilayer è piegato (fig.2); 
  • presenza di superfici striate all’interno del layer pelitico e sulla interfaccia A/P ma mai all’interno del letto arenaceo.
Sulla base dello stile strutturale sopra riportato, è stato possibile definire il modello cinematico del piegamento del multiplayer (fig.7). Tale modello si basa sul rapporto tra il contrasto di competenza dei letti adiacenti e la competenza media del multiplayer stesso (fig. 6). Su tale base è stato possibile definire che per un contrasto di competenza medio alto e una competenza media moderata, si ha la formazione di una piega per flexural shear della Classe 1B (Ramsay, 1967) nei letti meno competenti e  una piega per flexural slip della Classe 1C (Ramsay, 1967) nei letti più competenti. In entrambe i casi si generano pieghe parallele.

Figura 7: Modello cinematico del  piegamento del multilayer costituito da alternanze di letti di arenaria (A) e pelite (P); PA = Piano assiale della piega; h = linea di cerniera della piega; TF = piegamento del letto di Pelite per taglio flessurale (flexural shear); SF = piegamento del letto di arenaria per scivolamento flessurale (flexural slip); sigma1 = direzione dell’asse principale di compressione dello stress tettonico che ha generato il piegamento;

Lo sforzo tettonico che ha prodotto il piegamento per flexural shear & flexural slip mostra una direzione dell’asse di massima compressione perpendicolare alla linea di cerniera della piega, mentre è longitudinale alla direzione delle strie sulle superfici di taglio quando il multilayer è riportato all’orizontale.

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2 commenti:

  1. bellissimo blog, spero che mi permetterai di pubblicare qualcosa nel mio. La mia filosofia è quella di pubblicare le basi della geologia, è quello che si è perso in noi professionisti, abbiamo dimenticato tutto, il nostro mondo perduto che dobbiamo ritrovare. Sappiamo tutto di leggi e regolamenti e niente più di quello per cui siamo diventati geologi.

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  2. Si concordo molto sul tuo pensiero, anche a me è sembrato che nella Geologia Applicata a livello professionistico viene a mancare un po' il supporto delle conoscenze generali della Geologia che deve lasciare lo spazio ad altre materie per offrire ai cittadini un buon servizio tcnico.

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