Assetto tettonico e sedimentario

Il basamento nella zona centrale del SCB è costituito da una crosta oceanica formatasi nel medio-tardo Giurassico e da una crosta continentale proterozoica-paleozoica lungo i suoi confini. La mancanza quasi completa di attività sismica a bassa profondità all’interno del SCB indica la presenza di un blocco rigido all’interno della zona di collisione, a differenza di quanto accade nelle catene circostanti, il quale si sta spostando verso ovest rispetto alle placche Euroasiatica e Iraniana (Allen et al., 2003; Jackson et al., 2002). Il bacino centrale del SCB può essere diviso in diversi bacini secondari caratterizzati da una differente profondità della crosta e, di conseguenza, da differenti spessori del riempimento sedimentario. Il bacino più profondo si trova nella zona nord, dove il basamento raggiunge la profondità di circa 26 km nei pressi dell’Apsheron Ridge; la zona a minore profondità crostale si localizza nel Turkmenia Structural Step (offshore del Turkmenistan), dove viene registrata a circa 15 km (Figura 5.2).

Le varie unità tettoniche che caratterizzano il SCB sono state generate e modificate dalle differenti fasi della sua evoluzione e la loro analisi permette una migliore comprensione dell’assetto geologico generale dell’area. Nel SCB sono presenti due piattaforme, del Turan e la Scitica, le cui parti meridionali costituiscono rispettivamente i bacini di avanpaese delle catene orogeniche del Kopet-Dag e Grande Caucaso. Dopo il periodo di deformazione iniziale, durante il periodo dal Triassico al Terziario, ci fu un continuo accumulo di sedimenti sia marini che continentali in un vasto e profondo bacino sviluppatosi all’interno dei sui margini. La catena del Kopet-Dag fu piegata a partire dall’Eocene, con una evento principale durante la fase tardo orogenica alpina (Smith-Rouch, 2006), e durante il Plio-Pleistocene (Allen et al., 2003). Nella zona a ovest del Kopet-Dag si trova il West Turkmenia Basin (Figura 5.1), che comprende sia aree emerse che sommerse, il cui basamento è in parte formato dal Turkmenia Structural Step (Figura 5.2). Questo bacino fu caratterizzato da una rapida subsidenza iniziata nell’Oligocene durante la deformazione del Kopet-Dag e proseguita nel Pliocene, permettendo la deposizione delle spesse successioni plioceniche che formano gli attuali giacimenti (Smith-Rouch, 2006). La prosecuzione verso nordovest del bacino giurassico del Kopet-Dag è costituita dal Great Balkan, il cui prolungamento congiunge le catene orogeniche orientali con le montagne del Grande Caucaso in Azerbaijan attraverso l’Apsheron-Pribalkan Fault Belt (Figura 5.2). La Apsheron-Pribalkan Fault Belt mostra nelle sue parti più superficiali le tipiche caratteristiche di una flower structure transpressiva (Abrams e Narimanov, 1997), dove sono visibili il piegamento delle serie produttive del tardo Miocene-Pliocene inferiore (Jackson et al., 2002) e l’approfondimento del basamento del SCB, che viene interpretato come subduzione sotto di essa (Knapp et al., 2004). Alcuni profili di sismica profonda disponibili nell’area evidenziano la presenza di un regime tettonico estensionale al top del basamento, il quale influenza le geometrie dei sedimenti che lo ricoprono (Granath et al, 2000). A ovest del SCB si trova la catena orogenica del Grande Caucaso, formatasi in conseguenza della parziale chiusura del bacino di retroarco mesozoico. Tra gli orogeni del Grande Caucaso e del Caucaso Minore si localizza il Bacino di Kura, che inizialmente costituiva il margine della fossa del Grande Caucaso e in seguito parte di un bacino di avanpaese colmato principalmente da molasse. Nel bacino di Kura i complessi vulcanici mesozoici si trovano al di sotto dei livelli sedimentari cenozoici e le cui successioni diventano progressivamente meno spesse spostandosi verso est (Berberian, 1983). Il margine meridionale del SCB è bordato della catena dell’Elburz, evolutasi in conseguenza della deformazione del basamento tardo precambriano e della sua copertura sedimentaria devoniana-medio triassica. La sedimentazione non fu continua in tutto l’orogene; in

particolare sono rilevabili alcune discordanze oltre il limite settentrionale, dove i sedimenti del Giurassico medio sono pressoché assenti. Nello stesso periodo nel lato orientale la continuità della sedimentazione ha portato alla deposizione di facies tipicamente trasgressive. La formazione delle successioni dal Giurassico al Cretaceo si è avuta nell’Elburz nord- centrale e orientale, consistendo di spesse serie carbonatiche e marne. I sedimenti paleocenici e dell’Eocene inferiore hanno una distribuzione irregolare e indicano la prossimità di un arco vulcanico (Smith-Rouch, 2006). I bacini di avanpaese associati a queste catene orogeniche sono due: il Terek-Caspian e il Fore Kopet-Dag. Il primo costituiva inizialmente il bacino di avanarco durante la deformazione giurassica del Grande Caucaso, diventando successivamente un’area di piattaforma associata alla fossa profonda formatasi nel frattempo. Quest’area ha subito fasi discontinue di subsidenza a partire dal Calloviano-Oxfordiano sino all’Eocene; successivamente è divenuta un nuovo bacino di avanarco dal Miocene medio, durante la fase più intensa della collisione alpina. Il Fore Kopet-Dag Basin è colmato da depositi giurassico-paleogenici ai margini del Kopet-Dag, i quali sono ricoperti da molasse marine e continentali dell’Oligocene superiore-Quaternario.

Nel SCB sono presenti diverse catene vulcaniche e bacini associati alla loro attività. Il margine occidentale è caratterizzato dalle catene del Karabakh, delle Pontidi orientali e dalla Achara-Trialet Zone, che sono andate incontro a differenti fasi evolutive a partire dal Mesozoico (Brunet et al., 2003). Il bacino di Erevan-Ordubad si trova a sud del Blocco Armeno. I sui sedimenti più antichi comprendono facies calcaree del Giurassico medio– Cretaceo superiore, mentre i flysch più recenti di età Paleogenico-Eocenica sono associati ai prodotti di vulcanismo basaltico, andesitico e dacitico dovuti alla rapida subsidenza del bacino durante l’Eocene medio. Nel tardo Eocene-Oligocene inferiore iniziò una fase compressiva che raggiunse la massima deformazione durante quest’ultimo. Un ulteriore bacino è il Talish, collocato in prossimità del margine sud-occidentale del SCB. Tale bacino di retroarco andò incontro ad una inversione durante il tardo Eocene e il Neogene, la cui rapida subsidenza durante l’Eocene fu accompagnata dalla deposizione di spesse sequenze sedimentarie vulcanoclastiche. Alcuni autori suggeriscono che tutti i bacini compresi tra la regione del Caucaso e la catena dell’Elburz potrebbero avere caratteristiche simili tra loro (Nikishin et al., 2001). La loro evoluzione è iniziata come conseguenza del rifting mesozoico e furono soggetti ad un regime tettonico compressivo durante la chiusura del domino di retroarco legato alla subduzione dell’oceano neo tetideo nel tardo Cretaceo-Paleogene (Zonenshan e Le Pichon, 1986). In seguito, una fase comune di estensione e subsidenza durante l’Eocene medio si sviluppò in una serie di bacini marini profondi in concomitanza

con un vulcanismo di tipo calc-alcalino. La fase finale ha visto la loro inversione durante il tardo Eocene, Oligocene e Neogene (Nikishin et al., 2001).

Nell’area nord del SCB l’attività dell’Apsheron-Pribalkhan Ridge ha forzato il movimento dei sedimenti fini in zone di debolezza strutturale favorendo la formazione di numerose strutture diapiriche, mud walls, e vulcani di fango nelle parti centrale ed occidentale del bacino (Smith- Rouch, 2006). I fluidi coinvolti nella migrazione verso livelli meno profondi della successione sedimentaria perforano gli orizzonti sedimentari sovrastanti e/o sfruttano la presenza di vie preferenziali quali faglie e fratture. La presenza di tali strutture deriva da numerosi fattori che agiscono in concomitanza, tra i quali i principali sono il thrusting obliquo lungo i piani di faglia e l’elevato carico sedimentario, con la conseguente sovrappressione, sui sedimenti inconsolidati sottostanti. Le aree di diapirismo, sia sulle coste occidentali che orientali del SCB, sono inoltre caratterizzate dalla presenza di numerose pieghe originatesi dalla deformazione dell’importante copertura sedimentaria su un livello di scollamento all’interno dei livelli fini della Maykop Formation, oltre che dalla deformazione generata dal diapirismo stesso (Devlin et al., 1999). L’offshore del Turkmenistan è caratterizzato da una zona di instabilità gravitativa dei sedimenti originatasi durante il tardo Pliocene nel margine della piattaforma (Abdullayev, 2000). Il movimento fu innescato dall’azione congiunta della compressione tettonica, vergente verso ovest, sopra il livello di scollamento basale nelle sequenze dalla Maykop (Devlin et al., 1999; Lawrence e Babaev, 2000) e dal diapirismo generato dal movimento verso nord della catena dell’Elburz (Devlin et al., 1999). Tale tettonica di scollamento fu attiva anche nelle aree dell’attuale zona costiera del Turkmenistan, risultando in una serie di pieghe passive parallele con andamento N-S e NE-SO (Torres, 2000) (Figura 5.2). La direzione N-S indica un accorciamento crostale in direzione E-O, e nonostante non siano disponibili meccanismi focali a supporto (Allen et al., 2003), Jackson et al., (2002) indicano una componente di movimento verso ovest delle pianure costiere nel Turkmenistan occidentale, in accordo con lo scenario generale del SCB. Spostandosi verso nord la fascia interessata da tali pieghe è deflessa verso nordest dall’Ashgabat Convergent Wrech System (Smith-Rouche, 2006), una faglia estensionale giurassico-cretacea riattivata a partire dal Neogene come thrust obliquo con una componente trascorrente destra (Berberian, 1983; Lyberis e Mamby, 1999). Lawrence e Babaev (2000) hanno descritto nelle aree marine del Turkmenistan meridionale una zona di thrust vergenti verso sudovest, che deformano i sedimenti sino alle Red Bed Series, e che rappresentano probabilmente la prosecuzione della catena del Kopet-Dag in profondità.