Parte seconda
Esempio di un caso naturale:
l’area di Puig de Culip.
5 Introduzione sulla Catena Pirenaica
Durante il lavoro di tesi, l’area da rilevare è stata scelta in base alle sue caratteristiche geologico-strutturali. E’ stato scelta l’area di Puig de Culip (Cap de Creus, Pirenei) perché è caratterizzata dalla presenza di una zona di taglio che a grande scala indica un movimento destro, mentre alla scala dell’affioramento gli indicatori cinematici mostrano una direzione di movimento opposta.
5.1 Strutture alpine della Catena Pirenaica
I Pirenei costituiscono una catena montuosa affiorante tra Francia e Spagna (Figura 1), con andamento circa E-O, che si estende dal Mar Mediterraneo ad est alla Baia di Bizkaia ad ovest ed è delimitata a nord dal bacino Aquitaniano ed a sud dal bacino dell’Ebro.
Le sue caratteristiche morfologiche attuali sono legate alla tettonica Alpina e Neogenica, ma nella Zona Assiale della catena affiorano ampie porzioni di rocce che testimoniano anche cicli orogenetici precedenti. Questa catena fa parte di una struttura più grande, sviluppatasi lungo i margini della placca Iberica e quella Europea in età Alpina, che si estende andando da est ad ovest dalle Alpi, all’angolo nord-occidentale della Penisola Iberica. Il segmento Pirenaico è caratterizzato da una struttura compressiva legata alla collisione continentale tra le due placche sopra citate che coinvolge sia le coperture sedimentarie Mesozoiche e Terziarie, che il basamento Varisico. I Pirenei sono una catena a doppia vergenza asimmetrica (Figura 2), con la porzione meridionale più sviluppata, caratterizzata nella porzione
sud-vergenti. La Faglia Nord Pirenaica coincide con la Zona Assiale della catena.
Esistono due modelli principali che descrivono questa struttura ponendo l’attenzione sulla modalità di accomodamento delle strutture compressive nei bassi livelli crostali:
• il primo modello sostiene che la compressione è accomodata da deformazione duttile disomogenea che provoca accorciamento orizzontale ed inspessimento verticale della crosta;
• il secondo modello prevede l’accomodamento della compressione attraverso uno o più sovrascorrimenti crostali principali.
Il primo modello implica l’esistenza di un’importante deformazione pervasiva di età Alpina sovrimposta alle strutture del basamento Varisico, con la direzione di raccorciamento dell’ellissoide dello strain che diventa progressivamente orizzontale aumentando la profondità. Il secondo modello include una varietà di modelli che dimostrano che l’accorciamento è accomodato da sovrascorrimenti a scala crostale, e che la deformazione è concentrata lungo i sovrascorrimenti. Il fatto che nelle rocce del basamento Varisico non sono mai state trovate evidenze né di metamorfismo né di clivaggio penetrativo di età Alpina è a favore del secondo modello.
L’orogenesi Alpina prevede due eventi deformativi principali che hanno portato allo sviluppo di questa catena:
• il movimento trascorrente sinistro della placca Iberica lungo la Faglia Nord Pirenaica durante il Cretaceo,
• la compressione risultante dalla convergenza della placca Iberica e di quella Europea durante il Paleogene.
Questi eventi hanno provocato la traslazione orizzontale del basamento Ercinico senza però coinvolgerlo in deformazioni interne, il basculamento
delle unità Paleozoiche coinvolte nei sovrascorrimenti e lo sviluppo di zone di faglia Pirenaiche con formazione di rocce di faglia da fragili a duttili.
Figura 1: Immagine satellitare (Google Maps) della Penisola Iberica con indicata in rosso la Penisola di Cap de Creus, sito del lavoro di rilevamento geologico strutturale
Figura 2: Struttura a doppia vergenza dei Pirenei. SPTB: South Pyrenean Thrust Belt; NPTB: North Pyrenean Thrust Belt; NPTZ: North Pyrenean Thrust Zone. (Immagine modificata da Teixell, 1998).
5.2 Strutture Varisiche della Catena Pirenaica
Il basamento Varisico è il risultato della tettonica convergente verificatasi tra le placche continentali del Gondwana e del Laurasia a partire dall’Ordoviciano Medio fino al Carbonifero Superiore. Nei Pirenei le rocce del basamento Ercinico affiorano nella Zona Assiale e nei massici nord-pirenaici. Nelle porzioni occidentali e centrali della Zona Assiale affiorano le rocce di basamento alto-crostali, mentre nell’area orientale affiorano le rocce di basamento più profonde. I litotipi che lo caratterizzano possono essere divisi in tre grandi gruppi: (i) rocce sedimentarie e le corrispondenti metasedimentarie; (ii) gneiss derivati da granitoidi pre-Ercinici; (iii) granitoidi.
Il trend generale delle strutture ha orientazioni variabili da E-O ad ONO-ESE, parallele al trend generale della catena. Le caratteristiche strutturali principali a grande scala sono: 1) pieghe dominanti sud-vergenti, le quali sono quasi verticali in prossimità della Faglia Nord Pirenaica e diventano progressivamente più inclinate andando verso sud; 2) la presenza di duomi di gneiss con asse maggiore parallelo all’asse delle pieghe sopra menzionate; 3) presenza di batoliti di granitoidi; 4) presenza di fasce di miloniti sub parallele al trend dei piani assiali delle pieghe principali.
Queste caratteristiche sono il risultato di una complessa tettonica polifasica che consiste in: pieghe senza sviluppo di clivaggio e sovrascorrimenti sviluppatisi a livelli alto-crostali ed in rocce con metamorfismo basso o assente; una maggiore deformazione non coassiale che ha dato luogo ad una foliazione pervasiva in domini alto/medio metamorfici; pieghe sud-vergenti che sviluppano una crenulazione penetrativa.
Il metamorfismo Ercinico è caratterizzato da un gradiente di bassa pressione, e le zone metamorfiche sono generalmente correlate alle
strutture a duomo, con il grado metamorfico che cresce rapidamente verso il nucleo del duomo stesso. Rocce di medio e alto grado metamorfico sono state riconosciute in genere in granitoidi pre-Ercinici o in successioni sedimentarie attribuite al Cambro-Ordoviciano; solo nei Pirenei centrali i metasedimenti del Devoniano è localmente coinvolto in un metamorfismo regionale. Migmatiti e granitoidi sono poco sviluppati. Piccoli corpi di leucograniti affiorano in corrispondenza delle migmatiti associate agli gneiss, mentre piccoli corpi di quarzo-dioriti e tonaliti sono frequenti nelle migmatiti associate a metagrovacche e metapeliti Cambro-Ordoviciane. Molti autori (Zwart, 1960, 1962, 1968, 1979, 1986; Guitard, 1970, 1976) sostengono che il climax metamorfico è successivo all’evento deformativo principale, mentre Soula (1982) e Soula et al. (1986 a) sostengono che il climax metamorfico è sincrono rispetto allo sviluppo della foliazione regionale principale. I granitoidi sono esigui nei domini con metamorfismo più alto, mentre una estesa tettonica tardiva ha permesso la messa in posto di corpi intrusivi e batoliti in porzioni crostali superiori ed in domini con metamorfismo di basso grado, causando lo sviluppo di aureole di contatto. La composizione di questi corpi intrusivi va da rocce gabbriche a leucogranitiche, e nei batoliti di grandi dimensioni sono molto abbondanti le rocce granodioritiche.
Sono stati proposti quattro modelli per ricostruire l’evoluzione tettonica del segmento Pirenaico della catena Ercinica: 1) modello compressivo, 2) modello estensionale con componente trascorrente, 3) modello compressivo che include eventi estensionali in alcuni stadi dell’evoluzione, 4) modello transpressivo.
Il primo modello prevede un primo evento compressivo con direzione di compressione orientata N-S che ha portato allo sviluppo di pieghe e di una foliazione con andamento orizzontale nei livelli basso crostali, mentre
assume giaciture subverticali nei livelli crostali più superficiali. Una successiva fase deformativa è caratterizzata da una compressione orientata E-O che sviluppa generazioni di pieghe coniugate con vergenza NO-SE e NE-SO. L’ultimo evento è associato ad una compressione orientata N-S ed è responsabile dello sviluppo di pieghe con assi E-O. La tettonica estensionale e trascorrente è prevista solo per le ultime fasi deformative che danno luogo a strutture di tipo fragile; inoltre Soula (1982) e Soula et al. (1986 a,b) prevedono la risalita di corpi diapirici durante gli eventi compressivi che sarebbe responsabile dei duomi di gneiss, delle intrusioni di granitoidi e di tutta l’evoluzione plutonica e metamorfica.
Il modello estensionale è stato proposto da Wickham e Oxburgh (1985, 1986). Gli aspetti principali su cui si basa questo modello sono:
1) presenza di un gradiente termo-metamorfico Ercinico molto alto, con anatessi a circa 700˚ a 10-12 km di profondità;
2) presenza durante il metamorfismo di fluidi ricchi in H2O di origine
marina, come testimoniato dagli isotopi dell’ossigeno;
3) l’esistenza di una successione sedimentaria continua Paleozoica, che include anche sedimenti marini del Carbonifero, implica che il metamorfismo della base della successione sedimentaria si è sviluppato mentre la porzione superiore giaceva sotto il livello del mare ed era soggetta a sedimentazione;
4) la differenza negli aspetti e nelle datazioni degli eventi metamorfici e magmatici tra le tipiche catene collisionali.
Da queste considerazioni gli Autori hanno concluso che le strutture Erciniche nei Pirenei sono le conseguenze di un rifting possibilmente associato a movimenti trascorrenti. Questo avrebbe potuto provocare subsidenza e sedimentazione mentre il metamorfismo e le intrusioni magmatiche si sviluppavano a livelli crostali profondi. L’assottigliamento
della crosta avrebbe potuto causare la risalita dell’astenosfera ed il trasferimento di calore alla crosta media attraverso iniezioni di magma mafico, o dalla risalita di granitoidi generati dalla fusione della crosta inferiore. In questo modello la foliazione orizzontale è interpretata come il risultato di uno stiramento tangenziale dovuto al rifting. Quindi il basamento della catena Ercinica nel segmento pirenaico è interpretato come la porzione più profonda del sistema di rift dovuta all’erosione post orogenesi Pirenaica e all’esumazione del basamento Ercinico.
Il terzo modello è stato proposto recentemente da diversi autori (Soula et al. 1986 a,b; Verhoef et al. 1984) per trovare le relazioni tra l’alto gradiente geotermico e l’estensione crostale all’interno del segmento Pirenaico della catena Ercinica. Sono state date diverse spiegazioni per giustificare il regime estensionale. Soula et al. (1986 a, b) considerano un’estensione crostale continua accompagnata da fusione parziale del mantello superiore ed intrusioni di magma basico nella crosta responsabili dell’evoluzione magmatica e metamorfica, e considerano una successiva tettonica compressiva che ha fatto sviluppare i sovrascorrimenti e la messa in posto dei corpi diapirici. Mentre Verhoef et al. (1984) osservano che nella terminazione occidentale del massiccio di Aston la foliazione orizzontale si imposta sulla prima foliazione sub-verticale. Inoltre secondo questi autori il climax metamorfico è un evento relativamente tardivo rispetto alla fase che ha generato i piegamenti. Quindi considerano l’evento estensionale successivo allo sviluppo delle strutture relative al raccorciamento crostale. Il modello transpressivo (Carreras and Capella, 1994) interpreta il segmento Pirenaico della Catena Ercinica come il risultato di raccorciamento crostale in una catena collisionale. Questo modello parte dal presupposto che nel segmento Pirenaico della Catena Ercinica la deformazione presenta forti disomogeneità, questo è testimoniato dal fatto
che a livelli crostali e domini differenti corrispondono foliazioni principali con orientazioni differenti.
Un aspetto importante interpretato dagli Autori riguarda la variabilità dell’andamento delle strutture nel tempo e nello spazio. Nei livelli crostali profondi il trend delle lineazioni di estensione varia da E-O a SE-NO, l’andamento dei piani assiali delle pieghe formatesi nei primi stadi deformativi varia da SE-NO a N-S; questo indica che le strutture formatesi nei primi stadi deformativi sono oblique all’andamento ONO-ESE delle strutture sviluppatesi negli stadi finali. Questo aspetto viene interpretato come il risultato di una rotazione graduale delle direzioni regionali di raccorciamento crostale, che genera l’aumento verso Est del movimento trascorrente. Nella porzione più orientale della Zona Assiale della Catena, dove inoltre affiora la parte più profonda della Catena Ercinica, si sviluppa un dominio complesso con piegamenti tardivi e zone di taglio sviluppatesi in un regime transpressivo ed in condizioni di metamorfismo retrogrado. Questo modello quindi considera che la tettonica che ha interessato l’orogenesi Ercinica è caratterizzata da un’evoluzione graduale da un evento compressivo di raccorciamento crostale ad un evento tardivo transpressivo.
6 La Penisola di Cap de Creus
La Penisola di Cap de Creus (Figura 3) rappresenta la porzione più orientale della catena Pirenaica in cui affiora la Zona Assiale costituita dal basamento Varisico.
Figura 3: immagine satellitare (Google Maps) della Penisola di Cap de Creus con evidenziata in rosso l’area analizzata.
Le rocce che affiorano nella Penisola di Cap de Creus appartengono a quattro categorie litologiche principali:
1) una successione sedimentaria Cambro-Ordoviciana caratterizzata da un metamorfismo che passa da bassa pressione ed alta temperatura nei bassi livelli crostali, a bassa pressione e bassa temperatura nei livelli crostali superiori;
2) rocce magmatiche pre-Erciniche messe in posto nella successione Cambro-Ordoviciana;
3) rocce intrusive Erciniche messe in posto nei metasedimenti di
4) granitoidi Ercinici messi in posto nei metasedimenti di basso e bassissimo grado ad alti livelli crostali.
Le rocce appartenenti ai bassi livelli crostali affiorano nella zona settentrionale della penisola ed appartengono alle categorie 1) 2) e 3). La successione sedimentaria e le rocce magmatiche pre-Erciniche sono entrambe state sottoposte agli eventi deformativi ed al metamorfismo Ercinico, dando luogo ad una successione metasedimentaria con le rispettive intercalazioni di rocce meta-ignee.
La successione metasedimentaria è rappresentata da una spessa e monotona successione composta da un’alternanza di psammiti e metapeliti (Figura 4, Figura 5). La parte inferiore della successione è costituita da un’alternanza di metagrovacche prevalenti e subordinate metapeliti, che prende il nome di “Serie di Cadaquès-Cap de Creus” (Carreras and Ramírez 1984). Salendo stratigraficamente nella successione i metasedimenti diventano più scuri e la porzione pelitica aumenta, fino a costruire un’unità ben distinta composta principalmente da scisti neri con piccole lenti di marne chiamata “Serie di Montjoi” (Carreras and Ramírez 1984).
L’insieme delle due Serie sopra menzionate viene indicato come Serie Inferiore di Cap de Creus. Questa è separata da un’uncorfomity dalla sovrastante serie silicoclastico-carbonatica, conosciuta come “Serie Superiore” o “Serie di Norfeu”, affiorante essenzialmente nell’angolo sud-orientale della penisola e lungo fasce che bordano i massicci granodioritici Ercinici di Rodes e di Roses.
Figura 4: sketch stratigrafico delle Serie di Cap de Creus (Druguet, 1997).
Figura 5: carta geologica della Penisola di Cap de Creus, dove sono indicate anche le zone metamorfiche nella serie di Cadaquès (Druguet, 1997).
All’interno della Serie metasedimentaria sono presenti dei livelli discontinui ricchi in anfiboli e plagioclasi, che solitamente hanno forma
spessore da centimetrico a decimetrico. Questi sono particolarmente abbondanti e spessi (superiori ad 80 cm) nella zona del faro di Culip. Oltre alle intercalazioni plagio-anfibolitiche, nella Serie Inferiore sono state riconosciute altre due unità: un’unità quarzitica ed una litologicamente complessa formata da vari tipi di rocce. Le quarziti formano dei livelli distinti il cui spessore varia da pochi centimetri ad alcuni metri. Si presentano di colore scuro (quarziti di Rabassers) o di colore chiaro (quarziti di Culip), ma sono anche presenti affioramenti in cui i due litotipi affiorano alternati. L’altra intercalazione litologica menzionata viene chiamata Complesso di Sant Baldiri (Ramírez, 1983a) e si presenta disomogenea sia per spessore che per composizione, è composta principalmente da scisti neri (metasedimenti ricchi in carbone), rocce calco-silicatiche, marne, quarziti, gneiss leucocratici e anfiboliti.
Le intercalazioni ignee pre-Erciniche presenti nella zona sono essenzialmente rappresentate da ortogneiss e metabasiti. I primi corrispondono essenzialmente agli gneiss di Port de la Selva ed a lenti leucocratiche incluse nel Complesso di Sant Baldiri. Le metabasiti formano corpi discontinui collocati in posizioni differenti all’interno della serie di Cadaquès-Cap de Creus e sono anche state trovate come lenti sottili nel Complesso di Sant Baldiri.
Le strutture della Penisola di Cap de Creus sono molto complesse e caratterizzate da una tettonica polibasica. Sono stati individuati due eventi deformativi principali avvenuti durante il metamorfismo progrado ed eventi di shearing e piegamenti avvenuti durante il metamorfismo retrogrado. Il primo evento deformativo (D1) include i gruppi di strutture formatisi prima e durante gli stadi iniziali del metamorfismo progrado. Queste strutture sono difficili da caratterizzare a causa della sovrapposizione di deformazioni successive ed anche per la difficile correlazione tra i diversi
affioramenti. La fase D1 è associata allo sviluppo di una scistosità (S1) penetrativa e riconoscibile in tutta la Penisola; e allo sviluppo di pieghe e scaglie tettoniche riconoscibili a scala cartografica.
La foliazione S1 è ben sviluppata nei metasedimenti dove è presente una forte isoorientazione dei fillosilicati, ma non può essere considerata come una scistosità a scala regionale in quanto in alcune aree è completamente trasposta da deformazioni successive; ad ogni modo dove questa è ben preservata, ha giacitura sub-verticale ed è sub-parallela alla stratificazione. L’orientazione principale varia da NO-SE, con una leggera immersione verso NE, a NE-SO nella parte più orientale della Penisola.
La seconda fase deformativa (D2) è caratterizzata da un complesso pattern tettonico con una deformazione progressiva disomogenea. Le strutture principali associate a questa fase sono pieghe sviluppate in condizioni di metamorfismo progrado con un trend principale NE-SO. Nell’area si distinguono due diversi domini deformativi legati a questo evento a seconda se lo strain registrato è elevato o meno, a sud l’area è caratterizzata da un basso strain e da una foliazione S1 prevalente, a nord lo strain registrato è elevato e la S2 è prevalente.
L’ultima fase deformativa (D3) è associata allo sviluppo di zone di taglio duttili anastomizzate con orientazione da E-O a NE-SO, sviluppatesi durante il metamorfismo retrogrado tardo-Ercinico.
Il metamorfismo che interessa questa zona è caratterizzato da un gradiente di bassa pressione ed alta temperatura. I metasedimenti mostrano un gradiente metamorfico che cresce verso Nord e possono distinguersi le seguenti zone metamorfiche: (i) zona a clorite-muscovite, (ii) zona a biotite, (iii) zona a cordierite–andalusite, (iv) zona a sillimanite, (v) complesso migmatitico. Le zone iii e iv sono caratterizzate dalla presenza di corpi pegmatitici paralleli alla foliazione S2.
7 Puig de Culip
Puig de Culip è la località presa in esame durante il rilevamento geologico strutturale effettuato per questa tesi. Quest’area è situata nella porzione nord-orientale della Penisola di Cap de Creus, dove affiora la successione metasedimentaria Cambro-Ordoviciana, rappresentata dalla serie Inferiore di Cap de Creus, ed il complesso pegmatitico contemporaneo all’evento deformativo D2. In questa zona sono presenti esclusivamente strutture legate alla tettonica Ercinica quali: la foliazione S1 sviluppata durante la prima fase deformativa; pieghe F2 associate a foliazione S2, sviluppate durante la seconda fase deformativa. Sia le strutture legate alla fase D1 che quelle legate alla fase D2 si sviluppano in condizioni di metamorfismo progrado. L’ultima fase deformativa D3 è legata allo sviluppo di fasce milonitiche e zone di taglio, sviluppatesi in condizioni di metamorfismo retrogrado.
Le strutture legate alla fase D2 sono il soggetto principale di questa tesi quindi verranno analizzate in maniera più approfondita.
7.1 Fase D2
Nell’area di Puig de Culip le strutture legate alla fase deformativa D2 sono piuttosto eterogenee, ma permettono di suddividere l’area in due domini strutturali (Carreras and Druguet, 1994) (Figura 6): un dominio a bassa deformazione nel settore meridionale, e un dominio ad alta deformazione nel settore settentrionale.
Figura 6: carta di Puig de Culip suddivisa nei domini di deformazione. Sono riportate proiezioni stereografiche per ogni sotto-dominio (A-E). I cerchi pieni rappresentano I poli della foliazione S1, i
7.1.1 Strutture nel dominio a bassa deformazione
Il dominio a bassa deformazione è situato nella porzione meridionale di Puig de Culip. E’ caratterizzato da un andamento generale N-S della foliazione S1 che risulta parallela alla superficie di stratificazione; tale foliazione è interessata dalla presenza di pieghe aperte asimmetriche con geometria ad S e con asse verticale sviluppatesi durante la successiva fase D2. I piani assiali delle pieghe F2 hanno andamento OSO-ENE. Un clivaggio di crenulazione S2 e parallelo al piano assiale delle pieghe F2. La S2 si sviluppa preferenzialmente nelle metapeliti, ed è caratterizzata dalla cristallizzazione sincinematica di biotite e sillimanite, mentre è debolmente sviluppata o assente nelle matagrovacche.
L’angolo tra l’orientazione della foliazione S1 ed i piani di crenulazione S2 è di circa 45°-35°, e decresce gradualmente andando verso il dominio ad alta deformazione. Simultaneamente si verifica la rotazione in senso orario di entrambe le superfici (S1 ed S2), ed anche il passaggio da pieghe F2 da aperte a chiuse.
Tale rotazione, la decrescita dell’angolo tra le due superfici e la maggiore chiusura delle pieghe vengono interpretati da Carreras and Druguet,( 1994) come il risultato dell’aumento della deformazione durante la fase D2.
Pieghe F2 sono descritte anche da vene di quarzo di segregazione che vengono boudinate parallelamente alla foliazione S1. Il loro piegamento durante la D2 provoca una rotazione antioraria dei boudin, sistematicamente localizzati lungo i fianchi corti delle pieghe (figura 9).
Figura 7: boudin in vene di quarzo di segregazione parallele alla superficie So/S1 piegata durante la fase deformativa D2. Esse mostrano una rotazione relativa in senso antiorario.
Alla mesoscala sono riconoscibili porfiroblasti millimetrici di cordierite e andalusite che crescono preferenzialmente negli strati pelitici. I porfiroblasti presentano inclusioni interne di tipo obliquo che indicano le relazioni temporali tra la loro crescita e lo sviluppo degli eventi deformativi, tali porfiroblasti risultano inter-tettonici tra la fase D1 e D2 e presentano sistematicamente una rotazione relativa in senso antiorario, come i boudin di quarzo.
In questo dominio le pegmatiti sono molto scarse eccetto per la zona adiacente al dominio ad alta deformazione. Quando sono presenti, si mettono in posto parallelamente alla So/S1 in domini dove si verifica una intensificazione di pieghe minori F2. Le pegmatiti sono piegate coassialmente insieme alle inclusioni di metasedimenti, ma le pieghe risultanti hanno geometria più aperta. Attorno alle pegmatiti piegate sono presenti strutture a cuspidi e lobi (Ramsay, 1982) che indicano la differenza di competenza tra i livelli pegmatitici ed i metasedimenti che le circondano e quindi offrono una diversa risposta alla deformazione.
Questi fattori, e la congruenza dei piegamenti e/o del boudinage delle pegmatiti e dei metasedimenti circostanti ed inclusi al loro interno,
suggeriscono che la messa in posto delle pegmatiti è sin-tettonica rispetto alla fase D2.
7.1.2 Strutture nel dominio ad alta deformazione
Il dominio ad alta deformazione è caratterizzato da un angolo basso tra il clivaggio di crenulazione e la So/S1. Tale angolo ha valori medi compresi tra 15° e 20°, fino ad annullarsi in modo tale che le due superfici S1 ed S2 risultano circa parallele. In questo caso il clivaggio di crenulazione sostituisce la foliazione S1 e rappresenta la foliazione dominante con un andamento E-O.
Le pieghe, quando sono riconoscibili, sono molto strette, e gli assi mantengono tutti la stessa orientazione.
I porfiroblasti di andalusite sono completamente avvolti dalla foliazione S2.
Le pegmatiti sono molto abbondanti e formano corpi molto grandi, oltre i 100 metri di lunghezza ed i 40 metri di spessore. I dicchi sono corpi irregolari e solitamente hanno forma allungata, con gli assi paralleli all’andamento della foliazione trasposta. Questi formano una banda strettamente parallela all’andamento del dominio ad alta deformazione, anche se alcuni di essi si intrudono in zone a deformazione meno intensa. Anche in quest’area le pegmatiti ed i dicchi risultano sin-tettonici rispetto alla fase D2 (Carreras and Druguet, 1994).
7.2 Cinematica della fase D2
La fase D2 è caratterizzata da un senso di taglio generale destro (top to Est) evidenziato dalla deflessione della foliazione S1, la quale passa da un
andamento circa N-S nella zona meridionale a bassa deformazione, ad un andamento circa E-O nella zona settentrionale ad alta deformazione. Tale deflessione, quindi, è particolarmente evidente nel settore settentrionale di Puig de Culip, dove si concentra la deformazione legata a questo evento deformativo (fase D2) che porta le foliazioni S1 ed S2 a diventare sub-parallele.
In tutta l’area di Puig de Culip, alla scala mesoscopica, sono presenti altri indicatori cinematici come:
1. porfiroblasti di andalusite; 2. boudin nei livelli di quarziti;
3. pieghe minori asimmetriche con geometria ad S.
I porfiroblasti di andalusite ed i boudin nei livelli quarzitici sono caratterizzati da una rotazione relativa antioraria che, insieme alla geometria ad S delle pieghe minori asimmetriche, danno un senso di taglio sinistro parallelo alle superfici So/S1.
Se si considera che tali elementi strutturali sono il risultato di un’unica fase deformativa, risulta evidente una contraddizione tra gli elementi strutturali caratterizzati da una rotazione antioraria e la trasposizione della foliazione S1 che invece indica un senso di taglio destro. Gli Autori (Carreras and Druguet, 1994) forniscono un’interpretazione che spiega tale apparente incongruenza.
Nell’area di Puig de Culip esiste una struttura tipo fun delineata dall’andamento del clivaggio di crenulazione e dai piani assiali delle pieghe di fase D2 che si ritiene sia il risultato di un’unica fase deformativa (D2); gli Autori assumono che tale pattern, nelle rocce con poche anisotropie meccaniche, delinea approssimativamente il piano XY dell’ellissoide dello
strain finito relativo all’evento che ha generato il piegamento, ed indica che
Il fatto che, come risultato dell’aumento della deformazione, le tracce del piano XY ruotano in senso orario rispetto ad un asse sub-verticale, suggerisce che a scala regionale esiste una componente di taglio destro, e che il regime tettonico è transpressivo.
Se la struttura generale viene interpretata come una larga zona di taglio destra, ci si dovrebbe aspettare che le pieghe minori asimmetriche abbiano una forma a Z in tutta l’area, o almeno nella zona ad alta deformazione. Questo fatto è in completa contraddizione con la forma delle pieghe asimmetriche e con il senso di rotazione dei boudin nelle quarziti e dei porfiroblasti di andalusite rilevati nell’area, che invece mostrano la prevalenza di un taglio sinistro parallelo alla So/S1.
Per riconciliare le strutture osservate con la deformazione, gli Autori ipotizzano che le pieghe minori si sono formate durante un raccorciamento crostale indotto da transpressione o da una deformazione per taglio destro. Una direzione di raccorciamento incrementale NNO-SSE, indotta da deformazione non-coassiale, potrebbe aver generato le pieghe asimmetriche con geometria ad S nella foliazione S1 verticale con andamento N-S. Le pieghe minori dovrebbero essersi formate prima dello sviluppo della struttura a forma di Z alla scala regionale. Questa struttura alla scala regionale inizialmente si era formata come una piega a flusso flessurale verticale con una struttura “tipo monoclinalica”, in cui il dominio ad alta deformazione dovrebbe rappresentare il fianco che probabilmente conteneva la cerniere delle pieghe di secondo ordine (Figura 8).
In questo modo il dominio a bassa deformazione dovrebbe rappresentare l’area vicina all’ampia zona di cerniera, ed il pattern generale del clivaggio di crenulazione dovrebbe essere quello atteso in una piega verticale flessurale tipo monoclino.
Figura 8: interpretazione schematica delle strutture a pieghe e della messa in posto delle pegmatiti legate alla fase D2 nell'area di Puig de Culip. (a) Primo stadio del piegamento, alcuni dicchi di pegmatiti si mettono in posto parallelamente alla foliazione S1 o al clivaggio di crenulazione. (b) Stadio principale del
piegamento, con lo sviluppo della struttura a grande scala a forma di Z, simile ad una zona di taglio destra. Le pegmatiti si trovano preferenzialemente nel dominio ad alta deformazione. (c) Ultimi stadi dell’evento in cui si sviluppano zone di taglio che attraversano le pegmatiti e la strutture iniziali (Carreras
