Analisi Strutturale.
5.1 Introduzione.
L’analisi strutturale è stata condotta su tre unità tettoniche rappresentative e favorevoli per estensione e condizioni di affioramento. Secondo la posizione strutturale occupata, da quella più alta e occidentale (esterna) a quella più bassa ed orientale (interna), queste unità corrispondono a: 1) unità Lento‐Casaluna, 2) unità Campitello‐ Morosaglia 3) unità Morteda‐Farinole‐Volpajola (MFV). Ognuna di queste è ampiamente estesa oltre i limiti della Valle del Golo.
Lo studio strutturale è stato focalizzato essenzialmente sulle deformazioni duttili acquisite durante l’evoluzione tettonica alpina (Cretaceo‐Miocene) in condizioni sin‐ metamorfiche a profondità crostali comprese fra ≈50 e ≈15 chilometri.
L’esame delle deformazioni e delle relative relazioni di sovrapposizione ha consentito di riconoscere l’esistenza di quattro gruppi di strutture deformative duttili e di stabilire un ordine cronologico relativo fra esse (es. HOBBS et al. 1976; WILLIAMS, 1985; PASSCHIER e TROUW, 1998). Sono state quindi identificate quattro fasi deformative
principali D1, D2, D3, D4. La presenza di una superficie di discontinuità planare poco penetrativa intersecante tutte le strutture riconosciute è stata attribuita ad una fase tardiva D5. Per la correlazione delle deformazioni relative alla stessa fase e per il loro ordinamento rispetto a strutture relative ad altre fasi, stati adottati i metodi giudicati più appropriati in funzione delle condizioni di affioramento. In affioramenti spazialmente continui sono state studiate tutte le relazioni di sovrapposizione e le orientazioni fra gli elementi che definiscono le diverse strutture. In mancanza di relazioni di sovrapposizione e\o di affioramenti continui, le deformazioni sono state correlate tra loro sulla base dello stile geometrico e delle loro orientazioni (es. WILLIAMS, 1985), tenendo presenti, a questo proposito, le informazioni tratte in precedenza.
La principale caratteristica strutturale comune a quasi tutti i litotipi che compongono le tre unità tettoniche studiate, è rappresentata da una foliazione tettonica. Poiché le superfici di stratificazione, sedimentarie o magmatiche, sono difficili o
impossibili da riconoscere a causa delle deformazioni e degli effetti del metamorfismo, questa foliazione, in seguito denominata foliazione principale Sp, costituisce la principale superficie di riferimento per la definizione delle orientazioni delle litologie e delle deformazioni relative, dalla scala microscopica alla scala cartografica. La foliazione Sp rappresenta una superficie composita essenzialmente derivata dalle deformazioni acquisite nel corso delle prime due fasi D1 e D2. In ognuna delle unità tettoniche esaminate queste fasi deformative sono caratterizzate dallo sviluppo di pieghe isoclinali sub‐coassiali.
La fase di piegamento isoclinale D1 è responsabile della completa trasposizione delle originarie superfici di stratificazione S0 per parallelizzazione ai piani assiali delle pieghe isoclinali F1. Questa fase si è sviluppata in condizioni metamorfiche prograde di alta pressione e bassa temperatura, corrispondenti alla facies degli scisti blu o, nell’unità Morteda‐Farinole‐Volpajola, alla facies eclogitica. La foliazione di trasposizione S1 è quindi definita dalle corrispondenti associazioni mineralogiche metamorfiche di AP/BT.
La fase D2 è responsabile del piegamento isoclinale di tutte le strutture ereditate dalla fase D1. La foliazione S1 è parallelizzata ai piani assiali delle pieghe isoclinali F2. Le relazioni di sovrapposizione fra S2 (foliazione di piano assiale relativa alle pieghe F2) e S1 sono preservati unicamente nelle zone di cerniera delle pieghe F2, in cui queste superfici si intersecano ad alto angolo. In ogni altro settore queste superfici sono geometricamente indistinguibili. Questa fase si è sviluppata in condizioni metamorfiche retrograde, corrispondenti alla transizione facies scisti blu‐facies scisti verdi o, nell’unità Morteda‐ Farinole‐Volpajola, alla facies degli scisti blu. Tali condizioni sono state meno intense rispetto a quelle che hanno caratterizzato la fase D1; nelle unità Lento‐Casaluna e Campitello‐Morosaglia la parallelizzazione di S1 a S2 non rappresenta una trasposizione in senso stretto (es. PASSCHIER e TROUW, 1998), cioè un processo di obliterazione di una struttura da parte di una deformazione più giovane e penetrativa accompagnata da fenomeni di differenziazione metamorfica. Nonostante il piegamento isoclinale di seconda fase, infatti, i minerali che definiscono la foliazione S1 appaiono ben preservati. Nell’unità Morteda‐Farinole‐Volpajola, invece, l’evoluzione tettono‐metamorfica retrograda è stata sufficiente ad obliterare le strutture eclogitiche precedenti ed a creare una nuova foliazione S2 definita da fasi minerali in facies scisti blu. Tenendo presenti gli effetti geometrici derivanti dalla sovrapposizione di due fasi di piegamento isoclinale sub‐coassiale, la foliazione principale Sp osservabile sul terreno è definibile come una superficie composita la cui orientazione deriva dalle deformazioni della seconda fase. Inoltre questa foliazione si è sviluppata in tempi e condizioni diverse nelle tre unità. Nelle unità Lento‐Casaluna e Campitello‐Morosaglia la foliazione principale Sp preserva le fasi minerali cristallizzate durante il metamorfismo progrado in
principalmente il prodotto dell’evoluzione tettono‐metamorfica retrograda (facies scisti blu), essendo la foliazione in facies eclogitica preservata soltanto in boudins isolati.
5.2 Unità tettonica Lento-Casaluna.
Nell’unità Lento‐Casaluna sono state riconosciute quattro fasi deformative duttili (D1, D2, D3, D4) e una fase tardiva (D5) debolmente penetrativa.
La fase deformativa D1 è caratterizzata dallo sviluppo di una foliazione S1. Questa foliazione rappresenta la superficie di piano assiale di pieghe F1 isoclinali scarsamente preservate. In associazione a questi elementi strutturali è sviluppata una lineazione mineralogica\di estensione. che mostra direzioni prevalenti N30 e immersioni
verso Sud‐Ovest. La lineazione L1min./est è parallela agli assi delle pieghe F1. Questa fase
deformativa si è realizzata in condizioni metamorfiche prograde, corrispondenti alla facies degli scisti blu.
La fase deformativa D2 è caratterizzata da un sistema di pieghe F2 prevalentemente isoclinali alle quali è associata una foliazione di piano assiale S2 orientata ≈N30 con immersioni prevalenti verso Nord‐Ovest e Sud‐Est. Le pieghe F2 piegano isoclinalmente la foliazione S1 e la rendono, lungo i fianchi, geometricamente indistinguibile dalla foliazione S2 associata. Gli assi A2 mostrano orientazioni medie N30 40SW. Questa fase deformativa, sub‐coassiale a D1, si è realizzata in condizioni metamorfiche retrograde, corrispondenti alla facies degli scisti verdi.
La fase deformativa D3 è caratterizzata da strutture meno penetrative rispetto alle precedenti. È rappresentata principalmente da pieghe F3 asimmetriche che mostrano un facing verso i quadranti orientali e orientazioni assiali piuttosto disperse. A queste pieghe è associata una foliazione di piano assiale S3 orientata, mediante, N180 con immersioni sub‐verticali o ad alto angolo verso Ovest.
La fase deformativa D4 è rappresentata da pieghe F4 blande ad assi e piani assiali sub‐verticali. Gli assi A4 mostrano orientazioni variabili intorno ad una direzione prevalente N35. Queste pieghe rappresentano delle ondulazioni a bassa ampiezza che deformano tutte le precedenti strutture.
La fase deformativa D5 è rappresentata da una superficie di discontinuità planare S5 caratterizzata da notevoli variazioni di penetratività in funzione dei litotipi in cui è sviluppata. La sua orientazione è piuttosto costante, essendo definita da piani con direzioni ≈N125 immergenti a Nord‐Est.
Le caratteristiche deformative dell’unità Lento–Casaluna sono ben espresse nella Formazione d’Erbajolo, nella quale sono presenti le relazioni di sovrapposizione fra tutte le generazioni di strutture riconosciute. I risultati ottenuti derivano dall’analisi strutturale condotta soprattutto sui litotipi di questa formazione.
5.2.1 Caratteristiche deformative associate alla prima fase, D1. 5.2.1A PIEGHE F1.
Sul terreno le pieghe F1 sono difficilmente individuabili. Le intense deformazioni acquisite nel corso delle fasi duttili successive (specialmente durante D2) hanno cancellato la maggior parte di queste strutture. Sono presenti unicamente all’interno degli strati carbonatici della Formazione d’Erbajolo. Si tratta di pieghe millimetriche e centimetriche, intrafoliari e sradicate, definite da livelli di quarzo e calcite chiara e da lamine sub‐millimetriche di minerali non carbonatici, costituiti prevalentemente da ossidi, idrossidi e fillosilicati. La maggior parte è isoclinale, con cerniere fortemente ispessite e angolose, fianchi laminati e linee di cerniera curve (fig. 5.1). Sono classificabili nelle classi 2 e 3 (RAMSAY, 1967). Fig. 5.1: Piega F1 isoclinale intrafoliare in uno strato metacalcareo. Formazione d’Erbajolo. Località: Macinelli, strada D 5.
Le orientazioni delle linee di cerniera A1 sono difficilmente misurabili. La raccolta di un numero significativo di misure è impedita dalla scarsa preservazione delle pieghe F1. Dalle osservazioni svolte sul terreno è emerso, tuttavia, che le linee di cerniera A1, sono per la maggior parte orientate secondo direzioni medie N35 con immersioni ad angoli moderati verso Sud‐Ovest.
Fig. 5.2: Piega F1 isoclinale in un livello metapelitico all’interno di uno strato metacalcareo. La foliazione di piano assiale S1 è ben sviluppata e parallela alla foliazione principale Sp presente all’affioramento. Formazione d’Erbajolo. Località: Cappella di San Lorenzo, strada D 15a. 5.2.1B FOLIAZIONE S1. La foliazione S1 rappresenta la superficie di piano assiale delle Pieghe F1. Nelle rocce metasedimentarie l’originaria stratificazione S0 è parallelizzata per trasposizione alla foliazione S1. La morfologia e la penetratività di questa foliazione dipendono fortemente dal tipo di roccia in cui è sviluppata.
Nei litotipi metacalcarei e metapelitici della Formazione d’Erbajolo la foliazione S1 è generalmente trasposta dalle deformazioni delle fasi successive (specialmente D2) ed è preservata come foliazione relitta nei microlithons.
Nei metabasalti la foliazione S1 mostra invece un’ampia gamma di morfologie. Le masse metabasaltiche di piccole dimensioni, che costituiscono delle lame di spessore metrico incluse nella Formazione d’Erbajolo, sono caratterizzate da una foliazione penetrativa definita da un compositional layering centimetrico o millimetrico, evidenziato dalle differenze cromatiche degli strati. Le masse metabasaltiche di dimensioni maggiori sono caratterizzate da una foliazione S1 meno penetrativa ed eterogeneamente distribuita. In alcuni domini hanno un aspetto massivo, in cui non si riconosce alcuna struttura, né primaria né secondaria. In altri domini, in cui sono presenti pillows relitti, la
foliazione è definita dal fabric di forma dei pillows stessi, appiattiti ad allungati secondo una direzione preferenziale (fig. 5.4).
Nei metagabbri, come nei metabasalti, la foliazione S1 mostra delle morfologie fortemente variabili. Negli affioramenti situati sul versante settentrionale della valle del Golo, la foliazione S1, ben sviluppata, oblitera completamente le tessiture magmatiche primarie. La superficie planare più evidente sul terreno è definita da minerali laminari isorientati, tra i quali spicca, per la sua colorazione verde smeraldo, la fuchsite. Nei metagabbri affioranti sul versante meridionale della valle del Golo la foliazione S1 è generalmente meno penetrativa ed è sviluppata in modo eterogeneo. Le tessiture primarie, benché gli effetti della deformazione siano evidenti, sono meglio preservate e i minerali hanno una grana sufficientemente grossa da poter essere riconosciuti ad occhio nudo. Osservazioni in sezione sottile. Nelle metapeliti carbonatiche della Formazione d’Erbajolo (campioni 9/6‐2; 25/10‐ 1) la foliazione S1 è osservabile nelle zone di cerniera di pieghe F2, in cui è preservata nei microlithons limitati dalla foliazione S2 (cfr. 5.2.2b)
Fra i metabasalti, l’esame di una sezione sottile (campione 28/10‐6; fig. 5.3) ha consentito di definire l’associazione mineralogica metamorfica connessa allo sviluppo della foliazione S1. Il campione esaminato è caratterizzato, nella parte centrale, da una zona di taglio fragile con struttura cataclastica. Le pareti laterali mostrano una foliazione S1 definita dall’orientazione preferenziale di anfibolo sodico, epidoto e rutilo. Le stesse fasi minerali sono presenti nei clasti della zona di taglio, in associazione ad albite e quarzo. La foliazione S1, quindi, si è sviluppata in condizioni metamorfiche tali da consentire la cristallizzazione di anfibolo sodico. La presenza di zone di taglio fragili in queste condizioni può essere attribuita ad una deformazione in condizioni anidre e ad alto tasso di strain. Le caratteristiche composizionali degli anfiboli sodici di questo campione sono descritte in appendice.
Nei metagabbri (campione 9/6‐1; fig. 5.4) la foliazione S1 è definita da aggregati di grani di quarzo e feldspato con fabric di forma planare, da cristalli di lawsonite, da lamine di miche bianche (fuchsite) isorientate e da plaghe di calcite ricristallizzata. La lawsonite, abbondantissima, è solo parzialmente orientata essendo preferenzialmente disposta in aggregati a tessitura raggiata. I minerali primari sono rappresentati da cristalli relitti di clinopirosseno (augite) caratterizzati da forme irregolari di disequilibrio.
Fig. 5.3: Scistosità continua definita da anfibolo blu in un metabasalto Fotografia al microscopio ottico. Nicols paralleli. Il lato lungo corrisponde a 1,76 mm Fig. 5.4: Scistosità definita da lawsonite e miche bianche in un metagabbro. Nella porzione in basso a sinistra si notano delle fibre di serpentino. Fotografia al microscopio ottico. Nicols incrociati. Il lato lungo corrisponde a 4,4 mm
5.2.1C LINEAZIONE L1MIN./EST..
La lineazione di prima fase è definita dalla combinazione di una lineazione di estensione, formata da aggregati lineari di grani minerali più o meno deformati, e di una lineazione minerale, formata dall’isorientazione preferenziale di minerali euedrali ‐ aciculari o lamellari ‐ sub‐millimetrici o millimetrici (PASSCHIER e TROUW, 1998; BRODIE et al., 2002.). L’intensità con cui sono sviluppati questi due tipi di lineazione dipende dai singoli litotipi.
Le orientazioni prevalenti della lineazione L1min./est. sono definite da direzioni ≈N
35 ed immersioni, con angoli moderati, verso Sud‐Ovest (fig. 5.5). Nord Nord
Fig. 5.5a. Proiezione (Schmidt Net) della lineazione
L1min./est.: quadratini rossi=L1 minerale; cerchietti
grigi=L1 di estensione. Totale dati=344
Fig. 5.5b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.5a. Densità max.=10,71 (a 216/40). Contorni a 1,00; 2,00; 3,00…
La Formazione d’Erbajolo mostra il migliore sviluppo della lineazione L1min./est.. Le
rocce metapelitiche sono caratterizzate da una lineazione minerale definita dall’isorientazione lineare di miche bianche e minerali aciculari sub‐millimetrici, meno abbondanti rispetto alle miche Questa lineazione è parallela ad una lineazione di estensione definita da aggregati lineari di grani di quarzo e calcite.
Nelle metaradiolariti la lineazione di prima fase è presente soltanto localmente e corrisponde ad una sottile lineazione di estensione definita da aggregati lineari di grani minerali, costituiti prevalentemente da quarzo.
Nei metabasalti la miglior manifestazione della lineazione di prima fase si realizza mesoscopicamente in presenza di pillows relitti. I pillows, appiattiti sulla foliazione S1 e allungati secondo una direzione preferenziale, definiscono un fabric di forma lineare L1est. tanto più evidente quanto più prevale sulla foliazione S1 (L1est.>S1) (fig.
Nord
b
a
Fig. 5.6 a: Metabasalti a pillows allungati e appiattiti parallelamente alla foliazione S1. La direzione di
allungamento dei pillows definisce una lineazione di estensione L1est.. Località: Pinzalone. b: Proiezione
(Schmidt net) della lineazione L1est.. Totale dati=12.b.
≈1 m
Nei metagabbri la lineazione L1min. è ben sviluppata soltanto dove gli effetti della
deformazione sono maggiori, come negli affioramenti situati sul versante settentrionale della Valle del Golo, lungo la strada D 5. Qui L1 corrisponde ad una lineazione minerale definita dall’isorientazione lineare di minerali lamellari, e tra questi, è ben evidenziata dalla fuchsite per il colore verde smeraldo (fig. 5.15). Nei settori meno deformati, in cui sono preservate, relitte, le tessiture primarie, la lineazione L1min è localmente definita da
una debole isorientazione preferenziale di pirosseni e plagioclasi, probabilmente riorientati per rotazione meccanica nel corso di D1.
Nelle metaperidotiti, le uniche caratteristiche lineari presenti sono costituite da aggregati allungati di serpentino fibroso, cristallizzati durante i processi di serpentinizzazione e situati, con direzioni variabili, sulle superfici di taglio anastomizzate che caratterizzano queste rocce. Tra questi, quelli che mostrano un’orientazione coerente con la lineazione L1min../est. presente negli altri litotipi, possono interpretati come riorientati
durante la fase D1.
5.2.2 Caratteristiche deformative associate alla seconda fase deformativa, D2.
5.2.2A PIEGHE F2.
Le pieghe F2, prevalentemente isoclinali, sono sviluppate in quasi tutti i litotipi dell’unità Lento‐Casaluna. Tali pieghe rappresentano, dopo la foliazione S1 e la lineazione L1min./est., le strutture di deformazione duttile più penetrative e meglio
sviluppate. Sono osservabili dalla scala centimetrica a quella metrica, ma si ritiene che siano sviluppate anche a dimensioni maggiori e che contribuiscano all’organizzazione strutturale cartografica delle diverse litologie.
Le pieghe F2 piegano la foliazione S1. La foliazione di piano assiale associata, S2, è orientata secondo direzioni prevalenti ≈N30 con immersioni sub‐verticali o ad alto angolo verso Nord‐Ovest (fig. 5.11). L’orientazione media degli assi A2 (fig. 5.7), parallela alle lineazioni L1min./est., è ≈N30 40SW. N ord Nord Fig. 5.7a. Proiezione (Schmidt net) degli assi A2 delle pieghe F2. Formazione d’Erbajolo. Totale dati=165.
Fig. 5.7b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.7a. Densità max.=12,88 (a 230/36). Contorni a 1,30; 2,60; 3,90…
Il migliore sviluppo delle pieghe F2 si realizza nella Formazione d’Erbajolo. In questa formazione, infatti, la presenza di litotipi con alto contrasto di competenza, metacarbonatici e metapelitici, disposti in strati irregolarmente alternati, crea le condizioni ottimali per la registrazione di queste strutture. Sulla base del loro stile e dei rapporti geometrici con S1, le pieghe F2 maggiori possono essere divise, nella Formazione d’Erbajolo, in due gruppi: i) F2a, ii) F2b. Le pieghe F2a sono isoclinali con cerniere ispessite e fianchi assottigliati. Le zone di cerniera hanno una geometria variabile da angolosa a sub‐arrotondata. Le linee di cerniera sono sub‐rettilinee o debolmente curve. Sono classificabili nelle classi 2 e 3 (RAMSAY, 1967) (fig. 5.8). Le pieghe F2b possono essere isoclinali, chiuse e, subordinatamente, strette. Sono caratterizzate da cerniere debolmente ispessite o non ispessite e fianchi debolmente assottigliati o normali. Le zone di cerniera hanno una geometria variabile da sub‐arrotondata ad arrotondata. Le linee di cerniera sono rettilinee e, localmente, generano delle pieghe cilindriche. Sono classificabili nelle classi 1B, 1C e 2 (RAMSAY, 1967) (fig. 5.7).
Fig. 5.8: Piega F2a definita da uno strato metacalcareo. Si noti la foliazione S1 piegata e, sul fianco sinistro, la presenza di relitti di pieghe F1. Il nucleo metapelitico, con cerniera angolosa (tratto giallo), è caratterizzato dallo sviluppo di una foliazione di piano assiale S2 parallela alla foliazione principale Sp presente all’affioramento. La stessa foliazione S2 forma un fan leggermente divergente nella zona di cerniera all’estradosso dello strato metacalcareo. Formazione d’Erbajolo. Località: strada D 105, presso il Rou de Crocicchia. Nelle metaradiolariti l’attribuzione delle singole pieghe osservate ad una specifica fase deformativa è ostacolata dalla complessità delle geometrie d’interferenza, dalla varietà di stili, e dalla scarsità degli affioramenti. Le pieghe F2 riconosciute sono isoclinali, centimetriche, con cerniere ispessite, fianchi assottigliati e linee di cerniera curve. Sono definite da strati centimetrici di quarzo microcristallino limitati da lamine millimetriche o sub‐millimetriche di fillosilicati.
Nei metagabbri l’unica struttura plicativa attribuibile alla fase D2 è rappresentata da una crenulazione della foliazione S1 definita da micropieghe F2 con linee di cerniera parallele alla lineazione L1min. (fig. 5.10). Questa struttura è evidente nei metagabbri
affioranti nel versante settentrionale della valle del Golo, nei quali la foliazione S1 e gli effetti della riduzione di grana per deformazione sono ben sviluppati.
Fig. 5.9: Pieghe F2b definite da un multilayer di metacalcari e metapeliti carbonatiche. Lo strato metacalcareo inferiore (su cui è appoggiata la testa del martello) mostra un moderato collasso della zona di cerniera. Questo fenomeno è una caratteristica comune di pieghe sviluppate in alternanze di strati con alto rapporto di viscosità (RAMSAY e HUBER, 1987). Formazione d’Erbajolo. Località: strada D 105, presso Bocca di Foscatello. Fig. 5.10: Micropieghe di crenulazione F2 sulla foliazione S1 di un Mg‐metagabbro. Le linee di cerniera (tratto giallo) definiscono una lineazione di crenulazione parallela alla lineazione L1min., definita
su S1 da miche bianche isorientate (L1min. non è ben
visibile in questa immagine; si confronti fig. 5.15). Località: Macinelli, strada D 5.
Nei metabasalti le pieghe F2 riconosciute hanno dimensioni variabili da metriche a decametriche. Una di queste è osservabile presso il ponte ferroviario di Muzille che attraversa il Golo e la strada N 193. Si tratta di una piega isoclinale decametrica con asse immergente ad alto angolo verso SSW e piano assiale sub‐verticale. È definita da pillows di metabasalti appiattiti parallelamente alla foliazione S1 e allungati (lineazione di estensione L1) parallelamente alla direzione dell’asse A2 della piega.
5.2.2B FOLIAZIONE S2.
La superficie S2 rappresenta la foliazione di piano assiale delle pieghe F2. Data la geometria prevalentemente isoclinale delle pieghe F2 la foliazione S2 è distinguibile dalla foliazione S1 soltanto nelle zone di cerniera delle pieghe F2, in cui queste due superfici si intersecano ad alto angolo. Lungo i fianchi invece, la foliazione osservata rappresenta una superficie composita (S1+S2) corrispondente alla foliazione principale Sp e orientata secondo foliazione S2. La foliazione S2 è caratterizzata da una direzione media ≈N30 con immersioni sub‐verticali o ad alto angolo verso Nord‐Ovest (fig. 5.11). Nord N ord
Fig 5.11a: Proiezione (Schmidt Net) dei poli della
foliazione S2 dell’unità Lento‐Casaluna. Totale dati=383
Fig. 5.11b:. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.11a. Densità max.=3,68 (a 120/9). Contorni a 0,45; 1,90; 1,35…
Nella Formazione d’Erbajolo la foliazione S2 è associata alle pieghe F2a e F2b. Nei multilayers di metacalcari e metapeliti che definiscono le pieghe F2a, la foliazione S2 è sviluppata, a scala mesoscopica, soltanto nelle metapeliti. Nelle zone di cerniera F2a metapelitiche, la foliazione S2 forma un fan divergente in cui la foliazione S1 è completamente trasposta. Lungo i fianchi la foliazione S1 è parallelizzata alla foliazione S2 e le due superfici sono geometricamente indistinguibili. Nei multilayers che definiscono le pieghe F2b, la foliazione S2 ha un carattere meno penetrativo. Nelle zone di cerniera metapelitiche la foliazione S2, intersecando ad alto angolo la foliazione S1, limita dei microlithons con delle micropieghe F2 di crenulazione. Negli strati carbonatici l’unica foliazione osservabile è S1, la cui deformazione è resa evidente dal piegamento delle “cortex siliceux” (AMAUDRIC DU CHAFFAUT et al., 1972) che limitano inferiormente e superiormente tali strati.
Nei metagabbri la foliazione S2 è associata alle micropieghe di crenulazione F2 che caratterizzano gli affioramenti situati a Nord del Golo. Qui la foliazione S2
corrisponde ad un clivaggio di crenulazione debolmente penetrativo e sviluppato in modo eterogeneo.
Osservazioni in sezione sottile.
Nelle metapeliti carbonatiche delle Formazione d’Erbajolo la foliazione S2 è classificabile come una scistosità spaziata (PASSCHIER e TROUW, 1998) definita da domini di clivaggio composti di miche bianche e biotite (subordinata). I domini di clivaggio limitano dei microlithons costituiti da grani di quarzo e calcite ricristallizzati dinamicamente. Il quarzo mostra evidenze di deformazione intracristallina e di recovery (rispettivamente: 1 estinzione ondulata, lamelle di deformazione, 2 sub‐grains) ed è caratterizzato da limiti fra i grani irregolari e interlobati, indicativi di processi di ricristallizzazione dinamica per grain boundary migration e sub‐grain rotation (PASSCHIER e TROUW, 1998). Nei grani di calcite sono presenti geminazioni da deformazione di tipo III (BURKHARD, 1993), con geometrie curve e progressivamente più sottili verso i limiti dei
grani, che suggeriscono temperature di deformazione >200°C. Nelle zone di cerniera di pieghe F2 la foliazione S2 corrisponde ad un clivaggio di crenulazione a spese della foliazione S1 (fig. 5.12)
Fig 5.12: Clivaggio di crenulazione S2 di tipo discreto (PASSCHIER e TROUW, 1998). Nei microlithons è preservata
la foliazione S1. Fotografia al microscopio ottico (sezione sottile) del nucleo di una piega F2 nelle metapeliti carbonatiche della Formazione d’Erbajolo. Nicols paralleli. Il lato lungo corrisponde a 8,8 mm
Nelle metaradiolariti (campione 2/10‐1) la foliazione S2 è classificabile come una scistosità continua (PASSCHIER e TROUW, 1998) definita da lamine di miche bianche e biotite (subordinata) e da grani di quarzo caratterizzati da un fabric di forma planare per ricristallizzazione dinamica completa (PASSCHIER e TROUW, 1998). Le lamine
fillosilicatiche sono continue e interposte, con una spaziatura millimetrica, fra i livelli di quarzo. I grani di quarzo mostrano evidenti segni di ricristallizzazione dinamica per processi di grain boundary migration (forme anedrali e limiti interdigitati per bulging) e di sub‐grain rotation (transizioni graduali da aggregati di sub‐grains ad aggregati di nuovi grani). Inoltre la presenza concomitante di estinzioni ondulate e di sub‐grains indica che durante la ricristallizzazione sono stati attivi processi di deformazione intracristallina e recovery.
Le fasi minerali che definiscono la foliazione piegata contenuta nei microlithons sono le stesse che definiscono i domini di clivaggio esterni. Si può ammettere che durante la fase D2 di piegamento isoclinale la formazione della foliazione di piano assiale S2 abbia rappresentato un processo essenzialmente deformativo, connesso alla rotazione meccanica della preesistente foliazione S1 verso posizioni parallele alle superfici assiali delle pieghe F2. In generale la fase D2 è associata ad una retrogressione metamorfica di transizione facies scisti blu‐facies scisti verdi che si manifesta con la presenza di zonature composizionali retrograde negli anfiboli blu (si veda l’appendice al fondo della presente tesi) e con la blastesi di clorite di alterazione di miche e anfiboli. Nelle metapeliti della Fm. Erbajolo e nelle metaradiolariti (campione 2/10‐1, campione 25/10‐1) la clorite altera le miche che definiscono la foliazione S1. Nei metabasalti (campione 28/10‐6) la clorite, molto abbondante, costituisce uno pseudomorfo di sostituzione dell’anfibolo sodico ed è associata all’albite. Nei metagabbri (campione 9/6‐1) la fase D2 sembra caratterizzata dalla blastesi di fasci di serpentino fibroso parallelamente alla foliazione S1. Nonostante ciò, benché il risultato finale della fase D2 sia essenzialmente una deformazione isoclinale della foliazione S1, piuttosto che una sua obliterazione, è ragionevole ritenere, facendo riferimento proprio alle condizioni metamorfiche sin‐D2, che alcune delle caratteristiche morfologiche di S1 siano state modificate nel corso di D2 stessa. Da questo punto di vista, almeno una parte dei processi di ricristallizzazione dinamica e di deformazione intracristallina che hanno interessato i grani di quarzo contenuti nelle metaradiolariti e nelle metapeliti possono essere considerati un effetto composito delle fasi D1 e D2. Infatti, tenendo presente che a temperature >300°C il principale meccanismo deformativo del quarzo è il creep per scivolamento di dislocazioni reticolari (PASSCHIER e TROUW, 1998), si può assumere che il planar shape fabric da deformazione e ricristallizzazione che caratterizza questo minerale, rappresenti, almeno in parte, il prodotto finale di un processo di ricristallizzazione sin‐deformativa e sin‐metamorfica iniziato durante la fase D1 e proseguito nel corso della fase D2.
5.2.2C LINEAZIONE L2INT..
La lineazione di seconda fase è rappresenta da una lineazione strutturale (TWISS e MOORES, 1992) definita principalmente dall’intersezione delle foliazioni S1/S2 lungo le linee di cerniera di micropieghe di crenulazione F2 che caratterizzano i litotipi metapelitici della Formazione d’Erbajolo (fig. 5.13) e i Mg‐metagabbri in essa incorporati.
Questa lineazione, parallela alla lineazione L1min./est., mostra direzioni prevalenti
≈N 30 con immersioni verso Sud‐Ovest (fig. 5.14).
La lineazione L2int. può assumere l’aspetto di pencil structures. In altri settori, le
strutture lineari di seconda fase dominanti sono rappresentate da mullions irregolari generati da zone di cerniere di pieghe F2 minori (fig. 5.16, 5.17).
Fig. 5.13: Lineazione L2int. parallela alla lineazione minerale L1 (lamine di miche bianche
isorientate). La foliazione S1 è piegata dalle micropieghe F2. Formazione d’Erbajolo. Località: strada D 105, ≈1 km ad Ovest di Lento.
Nord
Nord
Fig. 5.14a. Proiezione (Schmidt Net) della lineazione
L2int.: cerchietti grigi= L2 di crenulazione; quadratini
rossi=L2 di intersezione (S1/S2). Totale dati=321.
Fig. 5.14b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.14a. Densità max=9,60 (a 204/45). Contorni a 1,30; 2,60; 3,90…
Fig. 5.16 Lineazione di seconda fase definita da
linee di cerniera di pieghe F2 minori. Si nota la foliazione S1 piegata. Le fratture che intersecano quasi ortogonalmente la lineazione di seconda fase corrispondono alla discontinuità planare S5 (cfr. fig. 5.20). Formazione d’Erbajolo. Località: Macinelli, strada D 5.
Fig. 5.17 Fabric prevalentemente lineare, definito da
mullions irregolari di metapeliti carbonatiche. Questa struttura è generata da pieghe F2 minori con geometria a cuspidi‐lobi (RAMSAY e HUBER, 1987) caratterizzate da piani assiali con direzioni di immersione fortemente variabili. Le fratture che intersecano quasi ortogonalmente i mullions corrispondono alla discontinuità planare S5 (cfr. fig. 5.20). Formazione d’Erbajolo. Località: strada D 5, Sud‐ Ovest di Lento.
5.2.3 Caratteristiche deformative associate alla terza fase, D3. 5.2.3A PIEGHE F3.
Le pieghe F3 rappresentano il principale elemento strutturale della fase D3. Rispetto alle deformazioni precedenti le pieghe F3 sono meno penetrative e caratterizzate da una distribuzione spaziale eterogenea. Sono state distinte dalle pieghe F1 e F2 in base alle relazioni di sovrapposizione, in base alla loro orientazione rispetto alle lineazioni
L1min./est. e L2int./cren., e, infine, in base alla loro asimmetria poiché costituisce una
caratteristica geometrica peculiare.
Gli assi delle pieghe F3 sono caratterizzati da notevoli variazioni di orientazione (fig. 5.18). I piani assiali relativi, materializzati dalla foliazione S3, sono sub‐verticali e hanno direzioni ≈N‐S (cfr. 5.2.3b). Nonostante la dispersione delle orientazioni, le pieghe F3 sono caratterizzate da un facing prevalente verso i quadranti orientali. N ord Nord
Fig. 5.18a. Proiezione (Schmidt net) degli assi A3
delle pieghe F3 (cerchietti grigi) e delle lineazioni L3 di intersezione S3/S1 (quadratini rossi). Totale dati=143.
Fig. 5.18b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.18a. Densità max.=7.83 (a 195/54). Contorni a 0,90; 1,80; 2,70…
Nella Formazione d’Erbajolo le pieghe F3 piegano le lineazioni L1min./est. e L2int./cren. e
la foliazione S1. Le loro dimensioni sono variabili, da centimetriche a metriche. Si tratta di pieghe asimmetriche, strette o aperte, con angoli fra i fianchi non superiori a 90° (fig. 5.19). Sono caratterizzate da cerniere debolmente ispessite e fianchi debolmente assottigliati, di cui uno molto più esteso dell’altro. Appartengono principalmente alle classi 1B e 1C (RAMSAY, 1967).
Nelle metaradiolariti le pieghe F3 sono state riconosciute, localmente, soltanto alla scala centimetrica. Sono pieghe asimmetriche, strette o aperte, con angoli tra i fianchi non superiori a 90° e cerniere debolmente o non ispessite. Sono definite dalla foliazione
S1, evidenziata da un’alternanza di strati centimetrici o millimetrici di quarzo microcristallino separati da lamine di fillosilicati millimetriche o sub‐millimetriche.
Nei metagabbri non sono state individuate pieghe F3, tuttavia negli affioramenti situati sul versante settentrionale della valle del Golo, le deformazioni legate alla fase D3 sono espresse da una sottile crenulazione della foliazione S1 che interseca ad alto angolo, e piega, le lineazioni L1min./est. e L2int./cren., definite, rispettivamente, dall’isorientazione
lineare di minerali lamellari e dalla crenulazione della fase D2 (fig. 5.20).
a
b
c
d
Fig. 5.19: Formazione d’Erbajolo. a: Piega F3 asimmetrica definita da uno strato metacalcareo, b: relazioni fra
piega F3 asimmetrica (sopra la moneta, A3=60 54 SW) vergente a Nord‐Est e piega F2 isoclinale (il tratto celeste evidenzia la zona di cerniera, A2=48 32 SW). Località: Macinelli, strada D 5. c: pieghe F3 asimmetriche (A3=162 10 SE) vergenti a Nord‐Est a scala metrica (nel cerchio bianco il martello come unità di misura), d: particolare di fotografia c: piega F3 asimmetrica minore. Località: Nord‐Est di Lento, strada D 5 punto quotato m 633 s.l.m.
Fig. 5.20: Crenulazione sottile di
terza fase (linea tratteggiata sub‐ verticale) della foliazione S1 in un Mg‐metagabbro. La crenulazione piega le lamine di fuchsite verdi smeraldo che definiscono la lineazione minerale L1min. (linea
continua). Località: Macinelli, strada D5.
5.2.3B FOLIAZIONE S3.
La superficie S3 rappresenta la foliazione di piano assiale delle pieghe F3. Questa foliazione è sviluppata soltanto in prossimità delle relative pieghe, di cui riflette la distribuzione eterogenea. La penetratività di S3 è molto minore, a tutte le scale di grandezza, rispetto alle foliazioni associate alle fasi deformative precedenti. Mostra orientazioni variabili, generalmente sub‐verticali, caratterizzate da direzioni ≈Nord‐Sud (fig. 5.21). N ord Nord
Fig. 5.21a. Proiezione (Schmidt net) dei poli della
foliazione S3, piano assiale delle pieghe F3. Totale dati=45.
Fig. 5.21b. Diagramma di densità corrispondente a
fig.5.21b. Densità max=11,26 (a 83/18). Contorni a 1,50; 3,00; 4,50…
La foliazione S3 è sviluppata soprattutto nei litotipi metapelitici della Formazione d’Erbajolo. Qui può corrispondere, mesoscopicamente, sia ad un clivaggio disgiuntivo sia ad un clivaggio di crenulazione. Quest’ultimo limita dei microlithons, di ampiezza
millimetrica o centimetrica, caratterizzati dalla presenza di pieghe F3 minori, simmetriche o asimmetriche. Tipicamente quelle simmetriche sono situate nelle zone di cerniera di F3 maggiori, mentre quelle asimmetriche sono situate lungo i fianchi o all’esterno dei domini piegati.
Osservazioni in sezione sottile.
Le osservazioni microscopiche delle strutture deformative D3 confermano le caratteristiche morfologiche riconosciute a scala mesoscopica. In sezione sottile la foliazione S3 (campione 25/10‐1 – metapelite carbonatica, Fm. Erbajolo; campione 2/10‐1 – metaradiolarite; fig. 5.22) è classificabile come un clivaggio di crenulazione gradazionale (PASSCHIER e TROUW, 1998) con pieghe di crenulazione asimmetriche lungo i fianchi delle pieghe F3 maggiori e simmetriche nelle zone di cerniera.
Nella zona di cerniera del campione 25/10‐1 (metapelite carbonatica, Fm. Erbajolo) è presente una strain fringe (PASSCHIER e TROUW, 1998) sviluppata su un lato di
un minerale opaco. Le caratteristiche microstrutturali di questa strain fringe (fringe di tipo displacement controlled, parallela al piano assiale della piega, con geometria relativamente rettilinea), sembrerebbero indicare una deformazione progressiva coassiale con appiattimento ortogonale al piano assiale S3, come dominante processo di formazione delle pieghe F3. Tuttavia, data la geometria asimmetrica peculiare di queste pieghe, è ragionevole ritenere che un tale regime deformativo rappresenti un fenomeno locale, ristretto alla zona di cerniera della piega osservata, e che le pieghe F3 rappresentino, più in generale, il prodotto di una deformazione non coassiale. Fig. 5.22:Particolare della zona di cerniera di una piega F3 in una metaradiolarite. Il clivaggio di crenulazione S3 forma un fan leggermente divergente. Fotografia al microscopio ottico. Nicols paralleli. Il lato lungo corrisponde a 8,8 mm
5.2.3C LINEAZIONE L3INT..
La lineazione di terza fase è una lineazione strutturale (TWISS e MOORES, 1992), definita dall’intersezione delle foliazioni S3 e S1 (lineazione di intersezione) oppure dalle linee di cerniera di micropieghe di crenulazione F3 (lineazione di crenulazione). Questi due tipi di lineazione possono coesistere. Il loro sviluppo è limitato alla Formazione d’Erbajolo ed ai Mg‐metagabbri affioranti a Nord del Golo.
Nelle metapeliti della Formazione d’Erbajolo, le relazioni di sovrapposizione fra L3int. e le lineazioni L1min./est. e L2int./cren., fra loro parallele, sono localmente molto evidenti
(fig. 5.23). La crenulazione della fase D3 può, in funzione del litotipo in cui è sviluppata, essere caratterizzata dalla mancanza di un clivaggio associato. In questo caso, le linee di cerniera delle micropieghe di crenulazione F3, sulla foliazione S1, possono rappresentare la caratteristica lineare più penetrativa. Nei metagabbri la lineazione di terza fase è definita dalle linee di cerniera della sottile crenulazione F3 che caratterizza la foliazione S1 di questo litotipo (fig. 5.16). Fig. 5.23: Intersezione fra lineazioni di prima, seconda, e terza fase. L1 è una lineazione minerale\di estensione (parallela alla matita gialla); L2 è una lineazione strutturale parallela ad L1, qui definita dalla linea di cerniera di una micropiega F2 (sopra la matita gialla); L3 è una lineazione di intersezione S3/S1 (parallela alla matita celeste). Formazione d’Erbajolo. Località: Macinelli, strada D5.
5.2.4 Caratteristiche deformative associate alla quarta fase, D4. 5.2.4A PIEGHE F4.
La fase D4 è caratterizzata dallo sviluppo di pieghe F4. Si tratta di pieghe blande, a lunghezza d’onda metrica e bassa ampiezza. Generano delle ondulazioni che deformano tutte le strutture precedenti. Sono caratterizzate da assi A4 sub‐orizzontali, con orientazioni piuttosto disperse intorno ad una direzione prevalente ≈N 35 (fig. 5.24). I piani assiali relativi sono sub‐orizzontali (fig. 5.25). La foliazione di piano assiale S4 corrisponde ad un debole clivaggio disgiuntivo, con spaziatura variabile da decimetrica a metrica, sviluppato in modo eterogeneo in dipendenza dei litotipi. Nord N ord
Fig. 5.24a. Proiezione (Schmidt net) degli assi A4
delle pieghe F4. Totale dati=120
Fig. 5.24b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.24b. Densità max.=7,32 (a 213/9). Contorni a 0,90; 1,80, 2,70… Nord N ord Fig. 5.25a. Proiezione (Schmidt net) dei poli dei piani assiali delle pieghe F4. Totale dati=93.
Fig. 5.25b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.25a. Densità max.=8,84 (a 0/81). Contorni a 1,10; 2,20; 3,30…
5.2.5 Caratteristiche deformative associate alla quinta fase, D5. 5.2.5A SUPERFICIE S5.
L’unica struttura che caratterizza la quinta fase deformativa, è rappresentata da una superficie di discontinuità S5 che interessa, in quest’unità, i litotipi della Formazione d’Erbajolo e le rocce metabasiche (fig. 5.26).
Fig. 5.26: Joint set S5 (evidenziato dalle linee gialle tratteggiate) immergente a Nord‐Est nei metabasalti a
pillows. (La freccia bianca indica la lineazione di estensione L1 definita dalla direzione di allungamento dei pillows, immergente a Sud‐Ovest cfr. fig. 5.6). Località: Pinzalone.
Questa superficie è chiaramente sovrapposta a tutte le strutture che caratterizzano le fasi deformative precedenti. La sua orientazione è piuttosto costante, essendo caratterizzata da direzioni Nord‐Ovest\Sud‐Est ed immersioni ad alto angolo verso Nord‐Est (fig. 5.27).
Nella Formazione d’Erbajolo, S5 corrisponde ad un clivaggio disgiuntivo con una spaziatura variabile da centimetrica a decimetrica.
Nei metabasalti e nei metagabbri la superficie S5 corrisponde ad un joint set (RAMSAY e HUBER, 1987) con una spaziatura variabile da decimetrica a metrica.
Nord
N ord
Fig. 5.27a. Proiezione (Schmidt net) dei poli della
superficie di discontinuità S5. Totale dati=254.
Fig. 5.27b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.27a. Densità max.=9,54 (a 216/45). Contorni a 1,10; 2,20, 3,30…
5.3 Unità tettonica Campitello–Morosaglia.
Nell’unità Campitello–Morsaglia sono state riconosciute quattro fasi deformative duttili sub‐coassiali (D1, D2, D3, D4) ed una fase fragile‐duttile (D5) tardiva.
La fase D1 è caratterizzata da un sistema di pieghe isoclinali F1 con la relativa foliazione di piano assiale S1. In associazione alla foliazione S1 è sviluppata una lineazione minerale\di estensione L1min./est. orientata secondo una direzione media N25 e
immergente a basso angolo verso Sud‐Ovest. Questa fase si è realizzata in condizioni metamorfiche prograde, corrispondenti alla facies degli scisti blu.
La fase D2 è rappresentata principalmente da pieghe isoclinali F2 con assi orientati ≈N10 ed immergenti a basso angolo verso Sud‐Ovest. Ad esse è associata una foliazione di piano assiale S2 orientata secondo una direzione media N10 ed immergente ad alto angolo a Nord‐Ovest e a Sud‐Est. Le pieghe F2 piegano isoclinalmente la foliazione S1 e la rendono, lungo i fianchi, geometricamente indistinguibile dalla foliazione S2 associata. Questa fase si è realizzata in condizioni metamorfiche retrograde, corrispondenti alla transizione facies scisti blu‐facies degli scisti verdi.
La fase D3 è caratterizzata dallo sviluppo di pieghe F3 asimmetriche vergenti a Est‐Sud‐Est con piani assiali sub‐verticali orientati secondo una direzione media N20. A queste pieghe è associata una debole foliazione S3.
La quarta fase deformativa, D4, è rappresentata da pieghe F4 aperte o blande caratterizzate da assi ≈Nord‐Sud sub‐orizzontali e piani assiali sub‐verticali.
La quinta fase, D5, è rappresentata da una superficie di discontinuità classificabile in funzione del litotipo considerato, come un joint set (RAMSAY e HUBER,
1987) o come una foliazione spaziata (TWISS e MOORES, 1992). Questa superficie è
caratterizzata da direzioni medie N130 e immersioni ad alto angolo verso Nord‐Est.
5.3.1 Caratteristiche deformative associate alla prima fase, D1. 5.3.1A PIEGHE F1.
Sul terreno le pieghe F1 sono difficilmente riconoscibili. Sono preservate, scarsamente, nei calcescisti e negli gneiss dove sono sviluppate alla scala millimetrica e centimetrica. Si tratta di pieghe isoclinali intrafoliari sradicate, caratterizzate da cerniere ispessite e fianchi molto assottigliati o laminati. Sono inseribili nella classe 3 (RAMSAY,
1967). Nei calcescisti sono definite da strati metacarbonatici millimetrici limitati da lamine fillosilicatiche che materializzano una ben sviluppata foliazione di piano assiale S1, mentre negli gneiss sono definite da strati millimetrici quarzo‐feldspatici limitati, anch’essi, da lamine fillosilicatiche.
La raccolta di un numero significativo di orientazioni assiali è ostacolata dalla bassa preservazione di queste pieghe. Nonostante ciò, in base alle osservazioni svolte sul terreno, le pieghe F1 appaiono orientate secondo direzioni assiali prevalenti ≈N25 con immersioni a basso angolo verso Sud‐Ovest.
5.3.1B FOLIAZIONE S1.
La superficie S1 rappresenta la foliazione di piano assiale associata alle pieghe F1. In accordo con Lahondère e Caby (1989), questa foliazione si è sviluppata in condizioni sin‐metamorfiche corrispondenti alla facies degli scisti blu. Nei calcesciti l’associazione mineralogica indicativa del metamorfismo AP/BT è costituita da: lawsonite + glaucofane + fengite + giadeite + spinello (LAHONDÈRE e CABY, 1989).
Osservazioni in sezione sottile.
Nei calcescisti la foliazione S1 è preservata nei microlithons limitati dalla foliazione S2 (fig. 5.28).
Negli orthogneiss (campione 30/10‐5; 5.29) la foliazione S1 è classificabile come una scistosità continua (PASSCHIER e TROUW, 1998). È definita da lamine isorientate di miche bianche che separano dei livelli millimetrici composti prevalentemente da grani interlobati di quarzo e feldspato caratterizzati da un planar shape fabric da deformazione (PASSCHIER e TROUW, 1998). Dei granati sub‐milllimetrici sono presenti nelle lamine di miche bianche, lungo le quali sono probabilmente cresciuti per diffusione preferenziale dei componenti chimici necessari. Il quarzo è caratterizzato da evidenze di deformazione intracristallina e recovery (estinzione ondulata, presenza di sub‐grains) e da microstrutture di ricristallizzazione dinamica per processi di grain boundary migration (presenza di limiti
fra i grani irregolari o fortemente interdigitati) e sub‐grain rotation (transizioni graduali fra aggregati di sub‐grains ad aggregati di nuovi grani delle stesse dimensioni dei sub‐grains).
Fig. 5.28: Calcescisti: foliazione S1 preservata nei microlithons limitati dalla foliazione S2. Fotografia al
microscopio ottico. Nicols incrociati. Il lato lungo corrisponde a 4 mm
S1 S1
S2
Può essere disposto in ribbons policristallini ricristallizzati dinamicamente. Le microstrutture del feldspato, invece, sono indicative di condizioni deformative al limite della transizione fragile‐duttile. Le deformazioni duttili intracristalline sono espresse da una debole estinzione ondulata e dalla presenza di qualche geminazione “a fiamma”. Le evidenze di processi di recovery sono limitate a poche bande di deformazione (PASSCHIER e TROUW, 1998) sviluppate nei grani di dimensioni maggiori. Localmente sono presenti
degli augen che passano gradualmente ad un mantello polimineralico di grani quarzo e feldspato ricristallizzati dinamicamente, generando microstrutture tipo core‐and‐mantle (PASSCHIER e TROUW, 1998). Queste microstrutture sono generalmente considerate, negli
aggregati polimineralici di quarzo + feldspato, come indicative di un comportamento duttile di quest’ultimo minerale. Evidenze di deformazione fragile sono rappresentate da microboudins di feldspato saldati da grani di quarzo ricristallizzato. Le differenze nel comportamento del quarzo (deformazione duttile) e del feldspato (deformazione fragile‐ duttile) possono essere ritenute indicative di una deformazione in condizioni di temperatura comprese fra ≈300 e ≈400°C. In accordo a Lahondère e Caby (1989), le deformazioni associate alla fase D1 si sono sviluppate in condizioni sin‐metamorfiche, corrispondenti alla facies degli scisti blu di bassa temperatura.
Fig 5.29: Orthogneiss: porfiroclasto di feldspato con evidenze di deformazione intracristallina (sub‐grains) e
boudinage (parte destra della fotografia). Il quarzo (in alto) mostra evidenze di ricristallizzazione dinamica e deformazione intracristallina (limiti fra i grani interdigitati e sub‐grains). Fotografia al microscopio ottico. Il lato lungo corrisponde a 4,4 mm.
S1
5.3.1C LINEAZIONE L1MIN./EST..
La lineazione di prima fase è formata dalla combinazione di una lineazione minerale e di una lineazione di estensione (PASSCHIER e TROUW, 1998; BRODIE et al., 2002.). L’intensità con cui sono sviluppati questi due tipi di lineazione dipende dai singoli litotipi. La lineazione L1min./est. mostra direzioni prevalenti ≈N25 e immersioni a basso
angolo verso Sud‐Ovest (fig. 5.30).
N ord
Nord
Fig. 5.30a. Proiezione (Schmidt net) della lineazione
minerale/estensione L1 (cerchietti grigi) I triangoli rossi corrispondono ad assi A1 delle pieghe F1. Totale dati=120
Fig. 5.30b. Diagramma di densità corrispondente a
fig. 5.30a. Densità max.=11,93 (a 206/27). Contorni a 1,60; 3,20; 4,80…
Nei calcescisti e nelle metaradiolariti la lineazione L1min./est. è ben sviluppata. Nei
calcesciti, in particolare, è formata da una lineazione di estensione, definita da aggregati lineari di grani di quarzo e\o calcite, e da una lineazione minerale, definita, sulla foliazione S1, da miche bianche isorientate e, in accordo a Lahondère e Caby (1989), da cristalli, sub‐millimetrici o millimetrici di lawsonite e glaucofane. Questi ultimi mostrano un orientazione preferenziale parziale.
Nei metagabbri e nei metabasalti la lineazione L1min./est. è definita da anfiboli
sodici, miche e da aggregati lineari di grani di feldspato.
Negli gneiss la lineazione L1 è definita da miche bianche e da aggregati lineari di grani deformati di quarzo e feldspato.
5.3.2 Caratteristiche deformative associate alla seconda fase, D2.
5.3.2A PIEGHE F2.
Le pieghe F2 rappresentano la più importante struttura della fase D2. Sono sviluppate a tutte le scale, da quella centimetrica a quella decametrica e contribuiscono all’organizzazione delle strutture a scala cartografica. Si tratta di pieghe prevalentemente isoclinali, con assi mediamente orientati in direzione N20 e immergenti a basso angolo verso Sud‐Ovest (fig. 5.31). I piani assiali, materializzati dalla foliazione S2 associata mostrano una direzione prevalente ≈N180 ed immersioni variabili verso Est o verso Ovest. Nord Fig. 5.31. Proiezione (Schmidt net) degli assi A2 delle pieghe F2. Totale dati=20.
Nei calcescisti le pieghe F2 sono definite dall’irregolare alternanza di strati metacalcarei e strati metapelitici che caratterizza questa litologia. Si tratta di pieghe isoclinali, caratterizzate da cerniere ispessite, fianchi assottigliati e zone di cerniera angolose o sub‐arrotondate. Le linee di cerniera sono rettilinee e generano, localmente,
pieghe perfettamente cilindriche (fig. 5.32). Sono inseribili nelle classi 2 e 3 (RAMSAY,
1967).
Fig. 5.32: Pieghe F2 isoclinali definite da un multilayer S1 con strati a diversa competenza (metapeliti
carbonatiche e metacalcari) generati per differenziazione metamorfica. Il forte ispessimento del livello metacalcareo nella zona di cerniera (colore grigio, a sx della matita) è probabilmente un effetto della differenza reologica fra metacalcari e metapeliti. Nelle zone di cerniera dei livelli metapelitici la foliazione di piano assiale S2 interseca ad alto angolo la foliazione S1. Lungo i fianchi la foliazione S1 è parallelizzata alla foliazione S2. La foliazione principale Sp corrisponde, lungo i fianchi, ad una foliazione composita definita da S1+S2, geometricamente indistinguibili. In zona di cerniera la foliazione Sp è rappresentata dalla foliazione S2. In prospettiva, a dx, indicata con il tratto verde, la linea di cerniera A2 di una delle due pieghe è perfettamente rettilinea. Calcesciti. Località: strada D 15, Sud‐Est di Frasso, punto quotato m 661 s.l.m.
Nelle metaradiolariti le pieghe F2 rappresentano le strutture meglio preservate. Si tratta di pieghe a scala centimetrica, definite dalla foliazione S1 ed evidenziate da lamine fillosilicatiche millimetriche alternate a strati millimetrici o centimetrici di quarzo microcristallino. Sono generalmente isoclinali o chiuse con cerniere ispessite e fianchi assottigliati (fig. 5.33). Appartengono alle classi 2 e 3 (RAMSAY, 1967). In questa litologia sono sviluppate anche pieghe F2 con geometria tipo sheat fold, osservabili, per esempio, in un affioramento situato a Sud‐Est del borgo di Frasso (fig. 5.36).
Fig. 5.33: Pieghe F2 chiuse che piegano la foliazione S1. Nella zone di cerniera si nota il debole sviluppo di
una foliazione S2 di piano assiale (es. zona di cerniera sopra la moneta). Metaradiolariti. Località: Nord‐Est di Frasso, punto quotato m 610 s.l.m.
Nei metabasalti e nei metagabbri il riconoscimento delle diverse generazioni di pieghe è localmente complicato dalla mancanza chiare relazioni di sovrapposizione. In generale le pieghe F2, osservabili soltanto alla scala centimetrica, sono isoclinali o strette con cerniere ispessite e fianchi assottigliati. Sono definite dalla foliazione S1 e ben evidenziate dal compositional layering che caratterizza queste rocce, specialmente in presenza di strati ricchi in epidoto e albite che spiccano sugli altri per il loro colore verde‐ giallo.
Negli gneiss le pieghe F2 costituiscono delle strutture a scala centimetrica e decimetrica ben sviluppate. Si tratta di pieghe variabili in geometria da isoclinali a chiuse, caratterizzate da cerniere ispessite, fianchi assottigliati e planari e zone di cerniera sub‐ arrotondate. Le linee di cerniera sono quasi rettilinee. Sono classificabili nelle classi 2 e 3 (RAMSAY, 1967).
5.3.2B FOLIAZIONE S2.
La superficie S2 rappresenta la foliazione di piano assiale delle pieghe F2 ed è sistematicamente parallela alla foliazione principale Sp. Mostra direzioni prevalenti ≈N10 ed immersioni variabili verso NW o verso SE (fig. 5.34). Poiché D2 è principalmente una fase di piegamento isoclinale, che ha condotto alla parallelizzazione di S1 su S2, le relazioni esistenti fra queste due foliazioni sono osservabili soltanto nelle zone di cerniera
delle pieghe F2. Inoltre, mentre la foliazione S1 si è sviluppata in facies scisti blu, la foliazione S2 si è sviluppata, probabilmente, in condizioni metamorfiche corrispondenti alla transizione facies scisti blu‐facies degli scisti verdi. Nord Nord
Fig. 5.34a: Proiezione (Schmidt Net) dei poli della
foliazione S2 dell’unità Campitello‐Morosaglia. Totale dati=187
Fig. 5.34b: Diagramma di densità corrispondente a fig.
5.34a. Densità max.=7,55 (a 94/45). Contorni a 0,90; 1,80; 2,70…
La miglior espressione della foliazione S2 è presente nelle pieghe isoclinali F2 sviluppate nei multilayers metacalcarei e metapelitici che caratterizzano localmente i calcescisti. In queste rocce la foliazione S1, definita da strati a diversa composizione mineralogica, è intersecata nelle zone di cerniera delle pieghe F2 dalla foliazione di piano assiale associata S2. Lungo i fianchi invece, le foliazioni S1 e S2, fra loro parallele per la geometria isoclinale delle pieghe, sono geometricamente indistinguibili.
Osservazioni in sezione sottile.
Nei calcescisti (campione 20/10‐1, fig. 5.35) la foliazione S2 è classificabile come una scistosità spaziata grossolana con % di domini di clivaggio compresa fra 1 e 30 (PASSCHIER e TROUW, 1998). È definita da lamine di miche bianche e minerali opachi
(grafite principalmente) che limitano dei layers costituiti da grani di calcite e quarzo. La calcite mostra evidenze di deformazione intracristallina (estinzione ondulata) e di ricristallizzazione dinamica per grain boundary migration (grani anedrali con limiti irregolari e curvilinei, localmente interlobati) (PASSCHIER e TROUW, 1998). La presenza di tipiche geminazioni da deformazione di tipo III (BURKHARD, 1993), con geminati piegati, intersecati fra loro e progressivamente più sottili verso i limiti dei grani, indica temperature di deformazione >200°C. Il quarzo, come la calcite, mostra evidenze di deformazione intracristallina (estinzione ondulata, lamelle di deformazione) e ricristallizzazione dinamica per grain boundary migration. La presenza di aggregati di
