Le faglie trasformi non sono altro che faglie trascorrenti in zone di margini di placca che costituiscono limiti di placca conservativi. In queste zone le placche adiacenti sono in contatto tangenziale.

Secondo il sistema della tettonica globale, l’esistenza delle faglie trasformi è dovuta alla sfericità della Terra. Il movimento delle placche sulla superficie terrestre avviene attorno ad un asse di rotazione passante per il centro della Terra. La velocità angolare è uguale in ogni punto, mentre la velocità lineare è diversa poichè scendendo verso l’equatore aumenta l’arco di circonferenza, ovvero la distanza da percorrere nel  medesimo intervallo Δt. Questa differenza di velocità produce fratture trasversali.

Le placche litosferiche si spostano anche con grandi movimenti laterali relativi. Esistono due tipi di spostamenti:

  • laterali sinistri
  • laterali destri

Tipologie di faglie trasformi 

Lo spostamento laterale attraverso la faglia viene assorbito trasformandosi o nella formazione di nuova litosfera quando la faglia termina contro un segmento di dorsale oceanica o nella subduzione in corrispondenza di una fossa. Le faglie trasformi comportano che l’area del mezzo fagliato non venga conservata lungo i limiti che le faglie intersecano o in cui si trasformano.

Possono essere definiti 6 tipi di faglie trasformi:

  • dorsale (o rift) – dorsale (o rift) (D-D)
  • dorsale (o rift) – arco
    • concavo (D-AC)
    • convesso (D-ACV)
  • arco – arco (A-A)
    • arco concavo (AC)  – arco concavo (AC) [AC-AC]
    • arco concavo (AC) – arco convesso (ACV) [AC-ACV]
    • arco convesso (ACV)- arco convesso (ACV) [ACV-ACV]
Tipologia di faglie trasformi destre

Evoluzione di faglie trasformi

L’evoluzione di questo tipo di faglie è fortemente connessa con episodi di rifting e margini in subduzione.

Quando un continente viene sottoposto ad una tensione approssimativamente parallela a queste linee, ma vicino alla linea di debolezza,  si sviluppa un inizio di frattura che è prevalentemente perpendicolare alla direzione dello sforzo, ma, vicino alle linee di debolezza, si sviluppa di preferenza lungo di esse.

Evoluzione – CASO D-D [es. Dorsale Medio-Oceanica (DMO)]

Dopo il rifting, la cresta mantiene la forma del rift iniziale e le porzioni parallele alle linee debolezza si sviluppano in faglie trasformi, attive soltanto tra le creste sfasate. la distanza fra i tratti di dorsale rimarrà invariata.

Evoluzione – CASO D-AC 

La distanza fra la cresta e l’arco concavo aumenterà nel tempo.

Evoluzione – CASO D-ACV

Col passare del tempo la distanza fra la cresta e l’arco convesso diminuirà.

Evoluzione – CASO AC-AC

La distanza fra gli AC rimarrà pressoché invariata nel tempo.

Evoluzione – CASO AC-ACV

L’evoluzione è simile a quella del caso D-AC.

Evoluzione – CASO ACV-ACV

L’evoluzione è simile a quella del caso D-ACV.

Morfologia e geologia delle faglie trasformi

Negli oceani le faglie trasformi sono contrassegnate da zone di frattura, lunghe depressioni batimetriche lineari che contraddistinguono sia il segmento di trasforme attivo sia la sua traccia che registra l’evoluzione della faglia.

Morfologia delle zone di frattura

Attraverso la zona di frattura si sviluppa una scarpata dalla crosta più alta, più recente, a quella più bassa, più antica. Allo stesso modo la crosta più alta e più recente sprofonda più velocemente dal lato più basso e più vecchio.

La combinazione di contrazione verticale e orizzontale alla direzione dell’asse della dorsale produce una piccola componente di movimento nel senso dell’immersione lungo la zona di frattura a partire dalla faglia trasforme attiva.

Geologia delle zone di frattura

Nelle zone di frattura sono state rinvenute rocce sia di normale crosta oceanica (es. frattura di Verna) sia rocce molto più metamorfosate e deformate da sforzi di taglio.

Molto spesso alla base delle zone di frattura di trovano intrusioni di peridotite serpentinizzata accompagnata da vulcanismo alcalino basaltico, attività idrotermale e metallogenesi. Nelle sezioni crostali affioranti delle grandi zone di frattura equatoriali sono state rinvenute rocce ultrafemiche, gabbriche e basaltiche spesso tettonizzate, insieme con i loro equivalenti metamorfici. Le Isole di San Pietro e San Paolo che si trovano su una dorsale associata alla zona di frattura sono composte di peridotite del mantello.

Le zone di frattura oceaniche debbono portare in contatto crosta oceanica di età diverse.

Morfologia delle dorsali trasversali

Le principali zone di frattura si trovano spesso associate a dorsali trasversali (DT) che determinano un rilievo verticale che corre lungo le fratture su un solo margine o su entrambi. Il rilievo della frattura spesso supera quello della dorsale in espansione.

Profili possibili lungo le zone di frattura

Le DT sono il risultato di un sollevamento tettonico di blocchi di crosta e di mantello superiore. Questo sollevamento è rappresentato da sforzi orizzontali prodotti nella zona di frattura, da piccoli cambiamenti di direzione di espansione, per cui il movimento trasforme non è più esattamente ortogonale alla dorsale. Numerosi piccoli cambiamenti di direzione dell’espansione possono produrre compressione e distensione su parti diverse della zona di frattura. Numerosi piccoli cambiamenti di direzione dell’espansione possono produrre compressione e distensione episodiche tanto da comportare emersioni e successivo sprofondamento delle creste delle dorsali trasversali (vedi sezione dedicata Arcipelago di San Pietro e Paolo, Pernambuco,Brasile Pernambuco).

Morfologia nella zona di faglia trasforme

Geologia delle dorsali trasversali

Le dorsali trasversali non hanno origine da attività vulcanica interna alla zona di frattura nè da attività di Hot-Spot (vedi sezione dedicata), ma, come detto già  sono il risultato del sollevamento tettonico di blocchi di crosta e mantello superiore con sforzi orizzontali compressivi e distensivi

Faglie trasformi beanti

Alcune faglie trasformi oceaniche hanno la direzione del piano di faglia che non corrisponde esattamente alla direzione di espansione su un lato o sull’altro, per cui è presente una componente distensiva attraverso la faglia. In questo caso la faglia aggiusta la sua traiettoria fino a divenire approssimativamente parallela alla direzione di espansione passando a una serie di segmenti di faglia collegati da piccoli tratti di dorsale.

Un sistema di faglie con queste caratteristiche ed in cui si forma nuova crosta si dice faglia trasforme beante (Es. Golfo di California, vedi sezione dedicata).

Un altro meccanismo di formazione si ha quando si verifica un piccolo spostamento nella posizione del polo di rotazione attorno al quale la faglia descrive un cerchio minore, diventando beante. (es. Depressione di Cayman, vedi sezione dedicata)

Faglie trascorrenti (o trasformi continentali)

Anche le faglie trascorrenti continentali sono un tipo di faglie trasformi. Il movimento relativo primario fra i due blocchi è sempre orizzontale lungo un piano di faglia verticale, ma il movimento relativo avviene fra due blocchi di crosta continentale. Di seguito una lista delle più famose faglie trasformi attuali che spostano litosfera continentale:

  • faglia destra di San Andreas (California, Usa)
  • faglia destra Alpina della Nuova Zelanda
  • sistema di faglie sinistre del Mar Rosso

Morfologia delle faglie trascorrenti continentali

Le faglie trascorrenti continentali producono configurazioni topografiche distinte, tra cui una scarpata di faglia primaria, un bacino lineare dovuto all’erosione differenziale di litologie contrastanti affiancate dalla faglia stessa o all’erosione di una breccia di faglia. Il movimento trascorrente causa spostamenti orizzontali di ogni configurazione di superficie di torrenti, canyon, catene montuose, ecc.

I limiti di placca conservativi sui continenti sono assai complessi, soprattutto per la disomogeneità della crosta continentale. E’ pertanto necessario distinguere tra:

  • faglia trasforme principale (superficie principale di rottura)
  • zona di faglia trasforme (serie di faglie approssimativamente parallele collegate a quella  principale)
  • sistema di faglie trasformi (serie di faglie secondarie ad alto angolo)

Faglie transpressive e transtensive

L’orientamento delle faglie trascorrenti può scostarsi da un semplice andamento lineare che segua un cerchio minore sulla superficie terrestre, tanto da originare zone di convergenza e divergenza.

La combinazione di movimento trascorrente e distensione (o trascorrenza divergente) è nota come trastensione e genera faglie trastensive, mentre la combinazione di trascorrenza e compressione (o trascorrenza convergente) è chiamata traspressione e genera faglie traspressive.

Bacini prodotti da faglie trascorrenti

Dove la curvatura di una faglia trascorrente è pronunciata, oppure dove questa termina cedendo il movimento principale ad una faglia adiacente parallela, la zona incurvata che separa le estremità delle faglie viene sottoposta a tensione, ed in questo caso si crea un bacino detto bacino di pull-apart (o rombocasma) , oppure a compressione e allora si ha un sollevamento per accorciamento crostale e la formazione di pieghe, faglie inverse e sovrascorrimenti.

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Bacini di pull-apart

I bacini di pull- apart crescono progressivamente nella stessa direzione del movimento della faglia per cui i sedimenti più antichi occupano soltanto i margini.

Inizialmente i margini trascorrenti sono diritti e paralleli ma col tempo possono incurvarsi tanto da formare una complessa zona a treccia.

Via via che il bacino si espande, il fondo si stira assottigliandosi tanto che è possibile che venga immesso del materiale igneo.

Sono necessari allungamenti relativamente piccoli per la formazione di bacini di pull-apart.

Bacini su cunei di faglia

Le faglie trascorrenti possono divergere e convergere formando un disegno anastomosato, a treccia (o a fiore). Possono formare duplex nelle curve, analogamente a quanto avviene sulle rampe delle faglie inverse, ma con la differenza che i movimenti verticali non sono limitati alla superficie.

In queste condizioni, bacini di pull-apart sono spesso associati a bacini lenticolari e a dorsali e scarpate di forma simile. Queste caratteristiche si originano dal regime di sforzo risultante dalla convergenza di due faglie trascorrenti subparallele. I singoli blocchi delimitati dalle faglie vengono compressi e sollevati quando le faglie convergono (struttura a fiore positiva) e stirati e spinti in basso dove le faglie divergono (struttura fiore negativa).

Strutture a fiore

*** SEZIONE IN COSTRUZIONE ***


FONTI

TESTI

Tettonica globale – Kearey Ph. Frederick J. Vine , traduzione a cura di F. Ricci Lucchi
Magmatismo e metamorfismo – D’Amico, Innocenti, Sassi, (1987)

LINK

www.gmpe.it/

 

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