EVOLUZIONE OROGENICA

L’assetto strutturale delle Unità Liguri Interne, in quanto risultato di un’evoluzione polifasica pre-\sin- orogenica, è generalmente molto complesso. Nell’area studiata, all’interno dell’Unità Bracco-Val Graveglia, le deformazioni alpine-appenniniche sono registrate essenzialmente all’interno delle coperture sedimentarie, mentre il basamento ofiolitico sembra aver risposto in maniera sostanzialmente rigida agli eventi orogenici. All’interno delle coperture sono stati riconosciuti tre distinti eventi plicativi duttili, mentre, all’interno del basamento, gli stessi eventi, o per lo meno i primi due, sono materializzati essenzialmente da piani di taglio e scorrimenti interni.

FASE DOR1

Nelle coperture sedimentarie (prevalentemente nelle porzioni pelitiche), il primo evento deformativo

DOR1 è caratterizzato da pieghe FOR1, da strette ad

isoclinali, con cerniere arrotondate e dimensioni variabili da decimetriche a plurimetriche. La geometria di queste pieghe è simile (Ramsay, 1967) ed esse corrispondono alle classi 1c, 2 e 3 di Ramsay (1967); hanno fianchi assottigliati, talvolta anche boudinati (Fig. 3.6.1) e cerniere ispessite. Raramente sono state riconosciute lineazioni di estensione LOR1. Le pieghe FOR1 manifestano

frequentemente una geometria non cilindrica (Fig. 3.6.2), con cerniere curve, alla quale è legata spesso una dispersione della direzione degli assi AOR1.

Fig. 3.6.1 – Piega FOR1 con fianchi boudinati.

E’ evidente, sia alla meso- che alla microscala, lo sviluppo di una foliazione di piano assiale SOR1. Quest’ultima è facilmente riconoscibile

in corrispondenza delle zone di cerniera, dove sono presenti lineazioni d’intersezione S0-SOR1, mentre

tende a parallelizzarsi alla superficie di stratificazione (S0) lungo i fianchi delle pieghe, dove

essa è quindi spesso difficile da osservare. Alla microscala, la SOR1 è generalmente riconoscibile

rispetto all’S0 e corrisponde, almeno per i litotipi

argillitici, ad uno slaty cleavage (Fig. 3.6.3), al quale è associata una blastesi sin-cinematica di quarzo+clorite+albite+sericite.

Le pieghe FOR1 mostrano solitamente un senso di trasporto tettonico verso i quadranti occidentali,

desunto dai sensi di asimmetria. Gli assi AOR1, per quanto abbastanza dispersi, mostrano una sostanziale

orientazione N-S (Fig. 3.6.4).

All’interno del complesso gabbrico-peridotitico non sono presenti pieghe sin-orogeniche relative a questa fase deformativa, né sono state riconosciute con certezza zone di taglio attribuibili alla stessa. Solo all’interno delle oficalcilti sono state riconosciute rare strutture FOR1. Presso la Cava dei Marmi di Pavereto è

stata cartografata (Fig. 3.6.5) una struttura FOR1 antiforme sinclinale di oficalciti con diaspri al nucleo.

Fig. 3.6.4 – Proiezione stereografica degli assi AOR1

nella copertura sedimentaria (reticolo di Schmidt, emisfero inferiore).

Fig. 3.6.3 – Aspetto microscopico della foliazione SOR1

(slaty cleavage) all’interno di litotipi argillitici (microfoto,

FASE DOR2

Sono attribuiti a questa fase deformativa (DOR2) i principali lineamenti strutturali che si possono

osservare sia alla scala mesoscopica, che a quella cartografica.

Nelle coperture sedimentarie, la seconda fase è caratterizzata da pieghe cilindriche FOR2 da aperte a

chiuse, con asimmetrie localmente molto accentuate. La geometria di queste pieghe è di tipo parallelo e corrisponde alla classe 1 di Ramsay (1967). L’angolo tra i fianchi delle pieghe può variare tra i 30-40° ed i 90-100°. Le FOR2 hanno dimensioni estremamente variabili, da centimetriche ad ettometriche.

La fase DOR2 è caratterizzata dallo sviluppo di una foliazione di piano assiale SOR2, spaziata alla scala

millimetrico-centimetrica, pervasiva a tutte le scale e presente diffusamente, anche in zone non direttamente interessate dalle FOR2. La SOR2 forma spesso un ventaglio divergente rispetto al piano assiale POR2. Sono

evidenti anche fenomeni di rifrazione, comuni nelle Argille a Palombini all’interfaccia argilla\calcare (e\o arenite).

Fig. 3.6.7 – Proiezione stereografica degli

assi AOR2 nella copertura sedimentaria

(reticolo di Schmidt, emisfero inferiore).

Non sono state riconosciute lineazioni di estensione LOR2, mentre sono comuni lineazioni

d’intersezione tra la S0\\SOR1 e la SOR2, specialmente

nelle zone di cerniera delle pieghe FOR2. La foliazione

SOR2 non è associata a blastesi di nuove fasi

mineralogiche, ma solo ad una decisa ri-orientazione della S0\\SOR1. Essa può essere definita come un

clivaggio di crenulazione da discreto a zonale nei litotipi meno competenti, mentre nei diaspri, nei calcari o nelle arenarie, si materializza spesso come un clivaggio di frattura spaziato.

Non sempre l’evento DOR2 è associato a

piegamenti; talvolta sono stati attribuiti allo stesso evento anche scorrimenti interstratali, localizzati frequentemente nelle Argille a Palombini (Fig.3.6.6). Anche in relazione a questi fenomeni, si ha il locale sviluppo di un clivaggio SOR2, generalmente inclinato a

basso angolo rispetto al piano della stratificazione S0o

alla superficie S0\\SOR1.

Sono attribuibili all’evento deformativo DOR2 tutte

le megastrutture riconoscibili nell’area, caratterizzate frequentemente da estesi fianchi rovesciati.

Le pieghe FOR2, a tutte le scale, mostrano sensi di asimmetria che suggeriscono una direzione di

trasporto tettonico verso i quadranti orientali. Gli assi AOR2 hanno mediamente direzione N-S e la loro

distribuzione è dispersa (Fig. 3.6.7), a causa della successiva fase deformativa DOR3.

Non è raro osservare sul terreno strutture di interferenza generate dalla sovrapposizione dell’evento plicativo DOR2 sulle preesistenti strutture FOR1 (Fig. 3.6.8). Le due generazioni di pieghe risultano

costantemente coassiali e la figura di interferenza che ne risulta è di tipo 3, secondo la classificazione di Ramsay (1967), mentre, secondo la classificazione proposta da Thiessen & Means (1980), è di tipo G.

Fig. 3.6.6 – Scorrimento interstatale, nelle Argille a

Anche nel caso delle strutture plicative FOR2, non sono state osservate pieghe che coinvolgano

elementi del basamento ofiolitico, siano esse solidali o meno con le coperture sedimentarie o con il complesso vulcano-sedimentario. Questa fase deformativa è tuttavia responsabile dei principali sovrascorrimenti interni all’unità tettonica in esame, i quali si sviluppano frequentemente all’interfaccia basamento\copertura sedimentaria. I sensi di trasporto tettonico, desunti per le pieghe, all’interno delle coperture sedimentarie, sono sempre congruenti con la vergenza delle superfici di thrust, che marcano i contatti tra il complesso gabbrico e la successione sedimentaria.

Nel basamento, per quello che è stato osservato, le deformazioni sono generalmente localizzate all’interno delle porzioni ultrafemiche. All’interno delle peridotiti mantelliche e\o dei livelli dunitici, le superfici di thrust sono materializzate da fasce di roccia, spesse da pochi decimetri a qualche metro, estremamente foliata, associate alle quali sono frequenti strutture con geometria S-C (Fig. 3.6.9). E’ relativamente comune trovare, tuttavia, dei volumi di roccia,

con dimensioni variabili da pochi centimetri cubici a diversi metri cubici, indeformati, confinati tra zone di taglio. In alcuni casi le geometrie di questi corpi indeformati possono dare indicazioni sui sensi di movimento della zona di taglio associata. Nei gabbri lo sviluppo di superfici di scorrimento interne è molto ridotto ed estremamente localizzato. Anche in corrispondenza di queste superfici, si riconoscono strutture di taglio con geometrie S-C.

Fig. 3.6.9 – Zona di taglio (DOR2) con geometria S-C sviluppata

all’interno di peridotiti, in corrispondenza di un contatto tettonico principale (Loc. P.sso della Mola).