Geologia

Storia di un antico terremoto alpino avvenuto in profondità

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December 19, 2018

In questo articolo mi pongo l’obiettivo di riassumere nel modo più chiaro possibile il lavoro di tesi svolto da me e dai miei inseparabili compagni di viaggio, Ferdinando Musso Piantelli e Luca Notini, alla conclusione del ciclo triennale di studi in Scienze Geologiche presso l’Università Degli Studi di Genova. L’obiettivo del lavoro è stato comprendere la natura delle pseudotachiliti, rocce vetrose o microcristalline associate a terremoti, del Monte Cuneo, situato a circa 30km a NW rispetto a Torino, descrivere le interazioni strutturali fra le differenti litologie ad esse associate e infine collocare l’evento sismico di formazione all’interno di precisi intervalli di pressione e temperatura, ovvero ad una determinata profondità al di sotto della superficie terrestre.

Ovviamente, essendo una tesi triennale ed essendo che è stato il nostro primo faccia a faccia con uno studio sperimentale, non vi nascondo che il nostro lavoro è stato seguito e siamo stati guidati dai nostri relatori di tesi, specialmente durante la fase di elaborazione dati e di analisi al microscopio. Nonostante questo ci sentiamo di dire che il risultato finale è frutto del nostro lavoro e, siccome la “prima volta non si scorda mai”, mi scuso in anticipo se ogni tanto l’enfasi e il romanticismo dovessero sfuggirmi di mano! Per concludere questa breve introduzione vi prometto che, dato che quello che andrò a presentarvi è uno studio prettamente geologico e dato che non vorrei annoiarvi più del necessario, cercherò di essere il più conciso possibile e spero che quello che uscirà dal cilindro possa, seppur in minima parte, suscitarvi interesse, domande o curiosità!

Evandro Balbi

INTRODUZIONE: TERREMOTI E PSEUDOTACHILITI

Prima di addentrarci nel cuore dello studio di rocce con genesi correlata ai sismi è necessario fare una piccola digressione iniziando con una semplice domanda: Che cosa sono i terremoti? Se andiamo a vedere la definizione sull’Enciclopedia Treccani troveremo “Movimento di una porzione più o meno grande di superficie terrestre,costituito da oscillazioni del terreno che si succedono per un periodo di tempo che può andare da pochi secondi ad alcuni minuti e corrispondenti all’arrivo nella zona di gruppi diversi di onde sismiche”.

Dato che questo non è un articolo che vuole svelare i misteri che si celano dietro alla sismologia non entreremo troppo nel merito ma andremo a toccare solo quegli aspetti che saranno utili per meglio comprendere lo scopo del lavoro. Partiamo dunque parlando della loro localizzazione. I terremoti non hanno una distribuzione omogenea sulla superficie terrestre ma anzi, dopo diversi decenni di monitoraggi, si è visto che sono circoscritti all’interno di precise aree che, dal punto di vista geologico, possiamo definire geodinamicamente attive.

Immagine 1: Distribuzione mondiale dei terremoti

Questa definizione ci indica che queste zone sono aratterizzate da movimenti geologici attualmente in atto e in costante evoluzione che nella maggior parte dei casi si riconducono a dorsali oceaniche, ovvero zone di estensione in cui avviene la formazione di nuova crosta oceanica, e ambienti di subduzione, ovvero aree di contrazione dove la placca a densità maggiore “scivola” al di sotto della placca a densità minore. A questi ultimi sono associati i terremoti più profondi, fino a 700 km, e a magnitudo assoluta più elevata (M: 9.5 Valdivia, Cile 1960; M: 9.2 Stretto di Prince William, Alaska 1964; M:9.1 Sumatra, Indonesia 2004).

Dato che la nostra area di studio è stata ricollegata proprio ad un antico ambiente di subduzione, queste aree sismogenetiche sono per noi le più interessanti e quelle su cui dobbiamo focalizzarci. Ma come si genera un terremoto? Normalmente, quando sentiamo parlare di terremoti è sempre presente l’associazione con la parola “faglia” che, per definizione, è una frattura nella roccia che presenta uno scorrimento relativo a destra o a sinistra di due blocchi rocciosi separati. Questa “rottura” della roccia e questo scorrimento avvengono in tempi brevissimi e rilasciano una quantità di energia pari a quella accumulata dalla roccia stessa durante le centinaia, le migliaia o i milioni di anni.

Immaginate per esempio di rompere un bastoncino di legno, mentre lo piegate continua ad accumulare energia e infatti sentite che oppone sempre più resistenza fino a che, in un istante impercettibile, si rompe e le vostre mani e i due lembi rimasti del bastoncino tremano. Ecco, per le rocce vale esattamente lo stesso principio di accumulo e rilascio dell’energia che, in questo caso, non è fornita da voi ma da movimenti geologici di enormi proporzioni che interessano quantità di energie impossibili da quantificare.Nel momento in cui avviene la frattura però l’area nell’intorno, nella maggior parte dei casi, subisce sostanziali variazioni che possono portare le rocce circostanti a essere irriconoscibili, esattamente come i lembi sfrangiati del nostro bastoncino. Per indicare questo tipo di rocce modificate da un evento di fagliazione è stato coniato il termine “Rocce di faglia”, di cui esistono numerose classificazioni fra le quali la più usata, e quella a cui abbiamo fatto riferimento per questa tesi, è di Sibson (1977), all’interno della quale rientrano anche le nostre Pseudotachiliti. Le pseudotachiliti sono dunque rocce di faglia la cui formazione è legata alla fusione della roccia circostante, detta “incassante”.

Questa fusione è causata da un drastico e repentino aumento localizzato di temperatura, si possono superare i 1000°C, a seguito dell’attrito generato dallo scorrimento di due porzioni di roccia durante un evento sismico. Il fuso che ne deriva, trovandosi in un ambiente relativamente più freddo, cristallizza quasi istantaneamente minerali stabili alle condizioni di profondità, ovvero di pressione e temperatura, alle quali si trova. Trovare quindi le pseudotachiliti in un’area ricollegabile al contesto di subduzione, esattamente come nel nostro caso, è molto utile

Immagine 3: Esempio di Pseudotachilite impostata fra un gabbro (sopra) e una peridotite (sotto). Foto al microscopio a luce trasmessa

perché può consentire di capire a quali profondità è avvenuto il terremoto. Ed è proprio da questo punto che parte il nostro lavoro.

ATTIVITA’ DI TERRENO

Il Monte Cuneo è situato all’ingresso della Val di Susa, Piemonte, e dal punto di vista geologico è formato da rocce di litosfera oceanica (Ofioliti), ovvero peridotiti a plagioclasio contenenti diffusi dicchi gabbrici e circondate da un mare di serpentini. È stato riconosciuto inoltre che queste rocce sono ricollegabili a quelle del massiccio ofiolitico di Lanzo: un volume roccioso di origine oceanica che attualmente affiora in superficie in seguito a processi di subduzione ed esumazione complicati che sono ancora in fase di studio.

 Questo è importante per capire la sua evoluzione geologica, ricollegabile alla formazione della Tetide Ligure-Piemontese, oceano presente durante il Mesozoico, e la sua successiva consumazione dovuta ad una subduzione per convergenza fra placche, avvenuta a partire dal Cretaceo, e che si è conclusa con la formazione delle Alpi.

 

Immagine 4: Pseudotachilite lenticolare in peridotite

​Non mi dilungherò su questa parte di storia geologica che però è descritta all’interno della tesi al Capitolo 3: Inquadramento Geologico. La base di questo lavoro è fornita dagli studi che io, Luca e Ferdinando abbiamo svolto sul terreno durante il mese di agosto 2016. Già, mentre tutti erano al mare e in vacanza noi eravamo impegnati ad abbronzarci sulla “vetta” del Monte Cuneo, fra arbusti, zanzare e vespe di dimensioni sospette. Ma tralasciamo le varie vicissitudini che ci hanno visti protagonisti durante la convivenza forzata in camper nel piazzale della chiesa di Trana e torniamo al motivo fondante della nostra spedizione: il rilevamento geologico delle rocce e delle strutture affioranti nell’area.

Come dicevamo quindi il Moncuni è un corpo di peridotiti con intrusioni gabbriche fra le quali è emerso che solo il 5-10% di queste rocce presenta ricristallizzazioni  di nuovi minerali a discapito di minerali precedenti a causa dell’aumento delle condizioni di pressione e temperatura in seguito alla subduzione. La totalità di queste rocce è interessata in modo pervasivo da pseudotachiliti che tagliano tutti i litotipi presenti, sia che siano formati dai minerali originari che da quelli più recenti di alta profondità/pressione. Questo ultimo aspetto è forse fra i più importanti di tutti, ma perché? Perché è così importante che le pseudotachiliti taglino tutte le associazioni di

Immagine 5: Pseudotachilite in peridotite con spessore di circa 15cm

minerali? In geologia per definire un ordine cronologico degli eventi esistono 3 principi fondamentali: dell’Intrusione, dell’Inclusione e del Taglio. Il primo ci dice che se una roccia intrude un’altra allora è senza dubbio relativamente più giovane, per esempio i nostri dicchi gabbrici che intrudono le peridotiti. Il secondo invece ci dice che un corpo incluso all’interno di un altro è sicuramente relativamente più vecchio, mentre il terzo, il più importante per noi in questo momento, suggerisce che se un corpo geologico ne taglia un altro allora deve necessariamente essere venuto dopo e quindi essere più giovane.

Basandoci su questo principio e sulle evidenze di terreno siamo stati quindi in grado di presupporre che l’evento sismico che ha formato le pseudotachiliti deve essere avvenuto a) in un lasso di tempo successivo alla formazione dei minerali di alta pressione e b) ad elevate profondità all’interno della placca oceanica in subduzione. Ma non è finita qui, durante il rilevamento geologico abbiamo raccolto più di 1600 giaciture, ovvero misure di direzione, inclinazione e immersione, fra foliazioni di peridotiti, andamento dei dicchi di gabbro e delle pseudotachiliti. I risultati che sono emersi dallo studio delle giaciture hanno mostrato che I) le peridotiti hanno una foliazione comparabile a quella del massiccio di Lanzo e che quindi la correlazione Lanzo-Moncuni non è infondata, II) i gabbri presentano un andamento più caotico ma con una concentrazione di misure che taglia la foliazione delle peridotiti con una inclinazione di circa 30° e III) le pseudotachiliti

Immagine 6: Density plot dei dati relativi alla giacitura delle pseudotachiliti nella peridotite e nei gabbri (Contour Diagram, N=541, da rosso a blu diminuisce la concentrazione di misure).

presentano una giacitura preferenziale ben definita comparabile con l’andamento principale dei dicchi gabbrici, il che ci mostra che le pseudotachiliti hanno probabilmente sfruttato la debolezza del contatto fra gabbri e peridotiti come luogo per impostarsi.

Queste informazioni però non bastano per localizzare con precisione il sisma e attualmente sappiamo solo che è avvenuto una volta che le rocce hanno superato le massime condizioni di pressione alle quali sono state sottoposte. Ma quali sono queste condizioni? Qual è il range di profondità di cui stiamo parlando? Per rispondere a queste domande abbiamo svolto un campionamento mirato dell’area per successivi studi petrografici, al microscopio a luce trasmessa, sia sui campioni ricristallizzati che su quelli “freschi”.

STUDIO PETROGRAFICO

Lo studio petrografico, come già accennato, ha riguardato le pseudotachiliti, le rocce non interessate da associazioni di minerali di alta pressione e i campioni che invece presentano questa caratteristica. Grazie all’utilizzo del microscopio a luce trasmessa e del SEM (Scanning Electron Microscope), microscopio che oltre a consentire un ingrandimento fino alla scala dei micrometri possiede una sonda che fornisce una analisi chimica puntuale dei minerali, è stato possibile confermare le osservazioni di terreno per le quali le pseudotachiliti si sono formate all’interno sia delle rocce di mantello, le peridotiti a plagioclasio, sia delle rocce magmatiche, i gabbri. Queste rocce hanno inoltre mantenuto la loro originaria associazione

Immagine 7: Granato all’interno di una pseudotachilite. Foto scattata al SEM.

mineralogica stabile, o paragenesi, rispettivamente di mantello e magmatica, e non hanno registrato alcun tipo di trasformazione metamorfica legata alla fase di subduzione o di esumazione, ovvero quella fase per cui, nel momento in cui viene  interrotta la subduzione, le rocce subdotte in profondità all’interno del mantello risalgono per una differenza di densità e vengono esposte sulla superficie terrestre. Infine, durante l’osservazione delle pseudotachiliti impostate sulle litologie “fresche” è stato possibile notare che il fuso derivante dalla fusione per attrito della roccia incassante ha cristallizzato piccoli minerali, detti microliti, e lo studio proprio di questi microliti ha consentito di definire un range di profondità di formazione del terremoto, corrispondente alla facies eclogitica, ovvero un intervallo di pressioni e temperature riscontrabile solo all’interno degli ambienti di subduzione! Quanto detto fino ad ora però ancora non basta, servono altre evidenze per cercare di definire in modo univoco la profondità alla quale il sisma si è scatenato. Per questo motivo è stato necessario svolgere un’analisi petrografica e microstrutturale anche sulle pseudotachiliti ritrovate associate ai gabbri e alle peridotiti con paragenesi eclogitica, ovvero caratterizzate da associazioni stabili di minerali di alta pressione. Le analisi al microscopio a luce trasmessa e al SEM su questi campioni hanno mostrato quanto segue: le pseudotachiliti tagliano le paragenesi eclogitiche sia nei gabbri che nelle peridotiti e a loro volta sono sigillate da un minerale caratteristico della facies eclogitica, il granato, il cui abito risulta dendritico, sintomo di una cristallizzazione talmente repentina che non gli ha permesso di sviluppare la sua forma naturale. Quindi in pratica, facendo riferimento al principio del taglio di cui abbiamo parlato prima, possiamo dire che l’evento sismico che ha generato le pseudotachiliti è avvenuto all’interno di una finestra temporale che parte dal momento in cui le rocce del Monte Cuneo hanno cominciato a sviluppare i minerali di alta pressione, poiché soggette alle pressioni e alle temperature della facies eclogitica, e che si è conclusa, come ci suggerisce il granato dendritico che sigilla le vene, sempre all’interno di questa facies caratteristica delle zone di subduzione.

​Immagine 8: Foto al SEM di una microfaglia (linea tratteggiata rossa) che interessa il meta-gabbro eclogitico dislocando i minerali presenti: clinopirosseno, ex-olivina e ex-plagioclasio magmatici. Importante è notare la sovracrescita di granato dendritico a sigillare la microfaglia.

CONCLUSIONI

Unendo i dati di terreno, gli studi petrografici e facendo riferimento a vari grafici tratti dalla bibliografia che correlano le diverse associazioni stabili di minerali a diverse condizioni di pressioni e temperature, siamo riusciti a concludere che le pseudotachiliti si sono formate nell’intorno dei 2 GPa di pressione, ovvero circa a 60km di profondità rispetto alla superficie terrestre, all’interno delle facies eclogitica e quindi del contesto di subduzione. Questa tesi concorda con la storia evolutiva del complesso ultrabasico di Lanzo, di cui il Monte Cuneo è satellite, trattata in bibliografia.

Se ci rifacciamo alle datazioni proprio presenti in bibliografia sulle rocce della zona è possibile collocare anche temporalmente il terremoto fra 55 e 46 milioni di anni fa, all’interno del Periodo Terziario, ovvero durante l’orogenesi alpina della quale però non tratteremo visto che meriterebbe un articolo tutto per sé.

Evandro Balbi

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