Tipi di faglie: formazione, comportamento e localizzazione sismica

Tipi di faglie e comportamento reologico

1 Tipi di faglie La reologia ci insegna che una roccia, se sottoposta a stress, può deformarsi in maniera elastica e in maniera plastica. La transizione tra questi due regimi è il cosiddetto limite plastico. Il limite oltre il quale invece una roccia arriva a rottura è il carico di rottura. Per quanto riguarda le forze ed il comportamento reologico dei materiali che compongono la litosfera il discorso si complica leggermente. Il limite fragile, ovvero il limite di profondità al quale avviene la transizione fragile duttile, è funzione di fattori quali la temperatura di fusione di una roccia (funzione quindi del settore crostale in cui ci troviamo), il carico litostatico, l'intensità degli sforzi tettonici che agiscono in quell'area e la presenza o meno di fluidi. La crosta che si trova al di sopra del regime di transizione fragile-duttile (frictional-plastic transition), ovvero a temperature superiori a metà di temperatura di fusione di una roccia, ha un comportamento tipicamente fragile (frictional regime). Lo stress deforma le rocce producendo faglie.

Definizione e componenti di una faglia

Una faglia non è altro che un piano lungo il quale avviene lo scorrimento relativo tra due blocchi di roccia per cause tettoniche. Il piano dove avviene lo scorrimento è dunque detto piano di faglia. L'emergenza in superficie del piano di faglia è detta scarpata di faglia, mentre l'intersezione tra la topografia e un piano di faglia è detta linea di faglia. Un piano di faglia separa due blocchi. Uno è detto blocco di letto (footwall) e corrisponde blocco sotteso al piano di faglia. Il blocco di tetto (hangingwall) si trova invece al di sopra del piano di faglia.-90 0 inclinazione 90 0 30 4.25. direzione N W -E S 27 25 immersione Figura 1. La direzione (linea rocca), l'immersione (freccia blu) e l'inclinazione (freccia verde), sono le informazioni necessarie a descrivere un piano nello spazio.

Cinematismo e orientazione delle faglie

Per descrivere il cinematismo di una faglia (ovvero la geometria del piano di faglia e il movimento relativo che è avvenuto tra due piani di faglia) abbiamo bisogno di poter descrivere un piano nello spazio. Il geologo, come da immaginario collettivo è dotato di martello e bussola, ed ha bisogno di descrivere in una maniera univoca un piano nello spazio, in modo da poterlo rappresentare con facilità in carta. Queste misure coincidono con l'orientazione di un piano, ovvero direzione, immersione ed inclinazione. La direzione di un piano coincide con l'angolo misurato rispetto al nord della linea di intersezione tra un piano orizzontale e un corpo planare (misura zenitale). L'immersione è invece l'orientazione della linea di massima pendenza rispetto ai punti cardinali (misura azimutale). direzioneL'inclinazione non è altro che l'angolo, misurato lungo la linea di massima pendenza, tra il piano e un orizzontale.

Movimento lungo il piano di faglia

Il movimento che avviene lungo un piano di faglia è descrivibile come uno scorrimento che avviene lungo la direzione di immersione o un movimento che avviene lungo la direzione Scorrimento lungo la direzione di immersione: le faglie lungo le quali è possibile registrare il movimento relativo tra due blocchi lungo la direzione di immersione sono le faglie normali e le faglie inverse. Una faglia normale (fig. 2, a) è quella faglia in cui il blocco di tetto scende rispetto al blocco di letto lungo la direzione di immersione. Le faglie normali si generano dunque in un contesto di tettonica estensionale (distensione crostale). Le faglie inverse (fig. 2, b) sono quelle faglie in cui il blocco di tetto sale sul blocco di letto lungo la direzione di immersione. Sono tipiche di contesti tettonici compressivi (compressione crostale). Una faglia inversa a basso angolo (fig. 2, c), ovvero il cui piano ha una pendenza inferiore a 30°, è detto sovrascorrimento (o thrust) I sistemi di faglie che hanno generato i terremoti del 6 aprile del 2009 (L'Aquila) e i terremoti del Centro Italia del 2016/2017 sono tutti generati da faglie normali che si inquadrano nell'attuale campo di sforzi distensivo a cui è sottoposto l'Appennino Centrale. Un esempio di faglia inversa sismogenetica che ha provocato dislocazione in superficie è stata la faglia di Taiwan che ha causato il terremoto del 1999.Letto Piano di faglia (b) (c) (a) . Tetto NONE Figura 2. A) faglia normale. B) faglia inversa e C) sovrascorrimento.

Scorrimento lungo la direzione di strike

Scorrimento lungo la direzione di strike: quando si ha uno scorrimento orizzontale tra due blocchi (con un piano di faglia circa verticale), si ha una faglia trascorrente. Una faglia trascorrente (fig. 3, a) è il risultato di uno sforzo di taglio. Può essere definita destra o sinistra, a seconda di come si muovono i due lembi della faglia. Il cinematismo di una faglia trascorrente si calcola considerando un osservatore, solidale con uno dei blocchi del piano di faglia, che osserva il lembo opposto: se si muove verso destra il movimento sarà destro. Viceversa, sarà sinistro. In realtà un movimento trascorrente puro è difficilmente osservabile in natura. Una faglia che non è né puramente normale o inversa (dip slip), né puramente trascorrente (strike slip) è detta obliqua (fig. 3, b).N.B. Faglia trasforme e faglia trascorrente non sono sinonimi. Una faglia trasforme è una faglia che si muove lungo la direzione di strike come una faglia trascorrente ma che coincide con il limite tra due margini di placca. (e) (f) - FORZA AGUO 10 FORZA TAGLIO + DISTENSIONE Figura 3. A) faglia trascorrente destra. B) faglia trastensiva sinistra.

La geologia del terremoto

2 La geologia del terremoto Ma cos'è, da un punto di vista geologico, un terremoto? Quali sono le forze che generano le oscillazioni sismiche al suolo, e in che modo queste sono correlate alle faglie? Come è avvenuto fino ad ora, anche per lo studio dei terremoti utilizzeremo un approccio multidisciplinare. Per studiare un terremoto bisogna utilizzare strumenti di geologia strutturale (che studia la deformazione della crosta terrestre e quindi le faglie); di geologia del Quaternario (che consente di studiare l'evoluzione degli ambienti continentali e marini dal Pleistocene ad oggi e dunque di comprendere in che modo le faglie hanno modificato il nostro paesaggio), di geomorfologia (che attraverso strumenti morfologici ci consente di definire dove sono avvenuti i terremoti morfogenetici del passato), di sismologia (che ci da gli strumenti per comprendere cos'è l'energia sprigionata dal terremoto e come si misura), di geofisica (per identificare le faglie sismogenetiche della crosta) e di geodesia (per misurare gli spostamenti del terreno in ottica di faglie attive). Per capire il significato geologico di un terremoto, analizziamo la crosta terrestre. Come abbiamo visto nella lezione nº16, la profondità del livello del mare e delle terre emerse (vedere curva ipsografica) rispecchia con un'ottima correlazione la composizione media della crosta terrestre. La crosta continentale è infatti più spessa della crosta oceanica. La crosta continentale è costituita da rocce silicee granitoidi (ovvero composte principalmente da ortoclasio, plagioclasio, feldspati e quarzo), mentre gli oceani sono costituiti prevalentemente da rocce basaltiche (olivine, pirosseni, plagioclasi e feldspati). Le rocce granitoidi risultano meno dense delle rocce basaltiche. Entrambe sono meno dense delle rocce che costituiscono il mantello.

Spinta isostatica e tettonica a placche

È da questo punto di partenza che è stato possibile osservare che l'altezza dei continenti e degli oceani non è altro che funzione della spinta isostatica, ovvero la spinta di galleggiamento che un corpo più denso applica ad un corpo meno denso che si trova al di sopra di questo. Il principio della spinta isostatica ci dice in prima battuta che esiste una porzione di crosta (e parte del mantello) che galleggiano sul materiale sottostante. Questo materiale ha dunque un comportamento di un fluido viscoso. La tettonica a placche ci ha insegnato che questa porzione più rigida e superficiale della terra (litosfera) si muove sotto la spinta dei movimenti convettivi della sottostante astenosfera (rilevata strumentalmente grazia all'osservazione strumentale della riduzione di velocità delle onde S). Lo studio combinato di geologia strutturale e reologia dei materiali (che come abbiamo detto è funzione dello sforzo applicato ad una roccia, ma anche alla temperatura alla quale si trova un corpo) ci ha consentito di definire un intervallo di profondità alla quale è possibile deformare rigidamente un corpo e oltre la quale avviene solo deformazione duttile. Da qui si evince chiaramente che i terremoti (frutto di deformazione rigida di porzioni di crosta) si possono verificare solo ad alcuni intervalli di profondità e che l'ubicazione dei terremoti non è affatto casuale ma segue un andamento molto prossimo a quella dei margini di placca. Inoltre, la profondità dei terremoti è funzione del gradiente termico della terra e dunque della tipologia di margini di placca che influenza la profondità della transizione fragile duttile. Il movimento relativo della crosta oceanica è testimoniato (come abbiamo visto nella lezione nº 16) dal paleomagnetismo e non è altro che il risultato della risalita di astenosfera lungo le dorsali oceaniche. Da questo segue che a questo gradiente geotermico alto derivano dei terremoti con epicentro superficiale.

Deformazione della crosta e terremoti

Nei margini convergenti abbiamo invece l'inarcamento di porzioni di litosfera più rigida e dunque con un gradiente più basso, a cui segue una localizzazione dei terremoti più profonda (piano di Wadati - Benioff). La deformazione rigida della crosta terrestre non è quindi altro che il risultato di uno sforzo applicato ad una roccia che produce un cambiamento volumetrico. Se un corpo ha un comportamento elastico, questo recupera la deformazione dopo aver rilasciato lo stress. Un esempio di questo è il sottomarino che soggetto ad uno sforzo isotropo esercitato dall'acqua subisce una deformazione volumetrica in tutte le direzioni. Quando riaffiora ritorna alle dimensioni originali. Anche una roccia è tuttavia soggetta ad una deformazione volumetrica ma siccome le rocce hanno una pressione di confinamento che rende la P litostatica anisotropa, le rocce si possono deformare in più modi. La crosta non è un corpo omogeneo ma è interessato da diversi ordini di discontinuità. Lungo queste discontinuità preesistenti è dove è più probabile si generi un movimento. Il movimento si genera lungo una faglia fintanto che l'orientazione della stessa sia favorevole all'orientazione del campo di stress attuale. Di fatto se è orientata con una giacitura sfavorevole si genera una rottura di nuova formazione. Le rocce si possono deformare in più modi in funzione di come viene applicato lo sforzo sul volume di roccia: esistono dunque faglie normali, compressive e trascorrenti. Ma quindi cosa è un terremoto? Il terremoto non è altro che una vibrazione del suolo (e sottosuolo) che si produce quando le rocce della parte più superficiale della terra (sottoposte a sforzi), si rompono all'improvviso lungo un piano (detto faglia) generando un movimento. Quando le rocce si fratturano liberano quasi istantaneamente l'energia elastica sino ad allora accumulata. L'energia si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde sismiche, provocando i movimenti del suolo che costituiscono il terremoto.