Le forze che agiscono nella Tettonica delle placche

 Deformazione è un termine generico che comprende la formazione di pieghe,di faglie,di strutture associate a forze di taglio e la manifestazione di altri effetti di compressione e distensione,prodotti nelle rocce dalle forze in atto nella Tettonica delle placche. I vari tipi di deformazione che possiamo vedere sulla superficie della Terra sono principalmente causati dai movimenti orizzontali relativi delle placche litosferiche l'una rispetto all'altra. Per questa ragione le forze che deformano le rocce lungo i margini delle placche hanno principalmente direzione orizzontale e i loro effetti dipendono dalla direzione del movimento relativo tra le placche che interagiscono. Si distinguono in 3 tipi :

. Forze di distensione : fanno allungare e assottigliare le formazioni rocciose fino a romperle e a far separare le due parti; prevalgono lungo i margini divergenti,dove le placche si allontanano l'una dall'altra.

. Forze di compressione : comprimono e raccorciano le formazioni rocciose ; sono dominanti lungo i margini convergenti,dove le placche si muovono una verso l'altra.

. Forze di taglio : trascinano due settori di una formazione rocciosa in direzioni parallele ma opposte ( generando tra i due settori una superficie di taglio verticale); sono dominanti lungo i margini di faglie trascorrenti,dove le placche scivolano l'una accanto all'altra.

Se le placche fossero perfettamente rigide,i margini delle placche sarebbero linee nette,e i punti sui due lati di tali margini si muoverebbero l'uno rispetto all'altro con la velocità relativa delle placche. Tale schematizzazione ideale è spesso una buona approssimazione negli oceani,dove le rift valley (fosse centrali ) lungo le dorsali oceaniche,le faglie trasformi,quasi verticali,e le fosse oceaniche corrispondono a margini tra placche che occupano una stretta fascia, spesso ampia solo per pochi chilometri. All'interno dei continenti,invece,la deformazione causata dai movimenti delle placche può essere “spalmata”su una zona di margine tra placche larghe centinaia o anche migliaia di chilometri. La crosta continentale non si comporta in maniera rigida all'interno di queste larghe zone,e di conseguenza in superficie le rocce vengono deformate in pieghe o faglie. Le pieghe delle rocce sono simili alle pieghe dei vestiti : come un pacco di indumenti raccolti e stretti tra le braccia si ammucchia in pieghe, così gli strati rocciosi,compressi lentamente dalle forze tettoniche che agiscono nella crosta,possono deformarsi in pieghe. Ma le forze tettoniche possono anche causare la rottura di una formazione rocciosa e lo scivolamento in direzioni opposte delle due parti rimaste separate dalla superficie di frattura,formando così una faglia. Quando tale frattura avviene all'improvviso,il risultato è un terremoto. Le zone continentali con deformazioni in atto sono caratterizzate da frequenti terremoti. Le pieghe e le faglie possono variare nelle dimensioni da centimetri a metri,fino a decine di chilometri o anche più. Molte catene montuose sono in realtà una serie di grandi pieghe e di strutture fagliate, degradate dagli agenti atmosferici ed erose. Dall'analisi delle deformazioni presenti sulla superficie terrestre,i geologi possono dedurre le direzioni di movimento degli antichi margini di placche e ricostruire la storia tettonica della crosta continentale. Le pieghe e le faglie sono esempi di quelle strutture fondamentali che i geologi osservano e cartografano per ricostruire le deformazioni subite dalla crosta. Per cominciare a comprendere tale processo, abbiamo bisogno di informazioni sulla geometria di faglie e pieghe. Il posto migliore per reperire tali informazioni è un affioramento,nella quale la roccia solida che si trova al di sotto della superficie- spesso indicata con il termine bedrock- è esposta (cioè non mascherata da vegetazione,suolo o detriti sparsi). In un affioramento,i geologi possono identificare differenti formazioni : insiemi di strati rocciosi che possono essere riconosciuti e seguiti all'interno di un'ampia area in base alle loro caratteristiche fisiche. Alcune formazioni consistono di un unico tipo di roccia,per esempio calcare. Altre sono composte da alternanze di sottili strati di rocce di diversi tipi,come arenarie e argille. Comunque possano variare,ogni formazione comprende una serie di rocce distintiva,che può essere riconosciuta e cartografata come un'unità. Spesso,d'altra parte,in un affioramento la successione di rocce di una piega è esposta solo parzialmente, e può essere visibile solo come un “pacco” di strati inclinati. L'orientamento nello spazio di tali strati è un indizio importante che possiamo usare per ricostruire un'immagine della struttura geologica completa. Due misurazioni descrivono l'orientamento di uno strato di rocce esposto in un affioramento : la direzione e l'immersione della superficie dello strato,alle quali va aggiunta la misura della pendenza,se lo strato non è orizzontale. La direzione di uno strato è la direzione di una retta orizzontale ideale formata dall'intersezione della superficie dello strato con un piano orizzontale ; essa è determinata dall'angolo azimutale (misurato con la bussola nel piano orizzontale e variabile da 0° a 360°) che l'intersezione forma con la direzione del Nord. L'immersione è la direzione verso la quale lo strato scende (se non è orizzontale) ed è perpendicolare alla direzione. Poiché,però,uno strato può scendere più o meno rapidamente,è necessario indicare anche l'inclinazione della superficie dello strato. L'inclinazione ( o pendenza ) di uno strato è l'angolo zenitale (misurato in un piano verticale e variabile da 0° a 90°) formato dalla retta di massima pendenza del piano dello strato con un piano orizzontale. Le carte geologiche sono rappresentazioni bidimensionali delle formazioni rocciose esposte sulla superficie della Terra,disegnate su una base che,in genere,è una carta topografica. Per costruire una carta geologica,un geologo deve scegliere una scala appropriata,cioè il rapporto tra le distanze prese sulla carta e quelle reali, sulla superficie. Una scala comunemente usata per la cartografia geologica sul campo è 1:25.000 (si pronuncia “uno a venticinquemila”),che significa che 1 centimetro sulla carta corrisponde a 25.000 centimetri (ovvero 250 m) sulla superficie terrestre. Per rappresentare la geologia di un intero stato,un geologo sceglierebbe una scala più piccola : diciamo 1:1.000.000,dove 1 cm rappresenta 10 km. Più piccola è la scala,minore è il dettaglio che può essere rappresentato sulla carta. I geologi riportano sulla base topografica le diverse formazioni, assegnando a ciascuna un particolare colore sulla carta,di solito corrispondente in legenda al tipo e all'età delle rocce. In regioni fortemente deformate possono affiorare molte formazioni differenti,quindi le carte geologiche possono essere molto colorate. Le rocce più tenere,come fanghi calcarei e altri sedimenti poco consolidati,vengono erose più facilmente rispetto alle rocce più dure,come calcari,arenarie e rocce metamorfiche. Di conseguenza,il tipo di rocce presenti può esercitare una forte influenza sulle forme della superficie terrestre e sugli affioramenti delle formazioni. Il rapporto fondamentale tra geologia e topografia può essere messo in evidenza riportando su una carta geologica le curve di livello (isoipse) della superficie terrestre. Visto che le carte geologiche possono presentare una quantità di informazioni veramente enorme,sono state chiamate “trattati su un foglio di carta”. Per trasmettere queste informazioni in modo più coinciso,le carte geologiche impiegano simboli specifici per rappresentare la direzione e l'immersione locale delle rocce stratificate,e speciali tipi di linee per segnalare le faglie e altre caratteristiche importanti. Per esempio,la direzione e l'immersione di una formazione sono indicate su una carta geologica con un simbolo a forma di “T”. La parte superiore della “T” indica l'orientamento della direzione,il trattino verticale rappresenta la direzione dell'immersione,e il numero indica l'angolo di pendenza in gradi. Su una carta in cui il Nord è verso l'alto,il simbolo a sinistra descrive quindi lo strato di arenaria che ha una direzione Est-Ovest e un'inclinazione di 45° verso Sud. Ovviamente non tutti i dettagli della geologia di superficie possono essere rappresentati in carta,quindi i geologi devono semplificare la rappresentazione delle strutture che riconoscono,magari indicando una complessa zona di faglie come una singola faglia,o ignorando pieghe troppo piccole per essere visibili alla scala di rappresentazione che hanno scelto. Possono anche “ripulire” le loro carte ignorando sottili strati di suolo e di detriti rocciosi che possono ricoprire la struttura geologica,mostrando la struttura come se affiorasse ovunque.

Le rocce si deformano,quindi,in risposta a forze tettoniche che agiscono su di esse. Se la loro risposta risulti nella formazione di pieghe,di faglie o di qualche combinazione delle due,dipende dall'orientamento delle forze,dal tipo di rocce e dalle condizioni fisiche (come la temperatura e la pressione) durante la deformazione. Verso la metà del 1900 i geologi iniziarono a studiare forze e deformazioni usando potenti presse idrauliche per piegare e rompere piccoli campioni di roccia. Gli ingegneri hanno inventato tali macchinari per misurare la resistenza agli sforzi del cemento e di altri materiali da costruzione,ma i geologi le hanno modificate per scoprire come le rocce si deformano con pressioni e temperature abbastanza alte da simulare le condizioni fisiche presenti nelle profondità della crosta terrestre. Nel corso di tali esperimenti i ricercatori applicarono una forza di compressione a un piccolo cilindro di marmo bianco,comprimendolo verso il basso con una pressa idraulica che premeva sulla sua estremità superiore ; allo stesso tempo,oltre alla pressione che, in tal modo,agiva lungo l'asse del cilindro,venne applicata anche una pressione sulla superficie laterale del cilindro (pressione di confinamento) . L'esperimento simulava in tal modo sia la forza di compressione,sia la pressione di confinamento,che,in situazioni reali,viene esercitata dal peso delle rocce sovrastanti e circostanti sui materiali situati in profondità nella crosta terrestre,e che si oppone alla loro deformazione. In presenza di pressioni di confinamento limitate,equivalenti a quelle che si possono incontrare a basse profondità nella crosta terrestre,il campione di marmo si deformava solo leggermente,finché,aumentando progressivamente la forza di compressione sulla sua base,l'intero campione si rompeva all'improvviso. Questo esperimento dimostrò che il marmo si comportava come un materiale fragile in presenza delle pressioni di confinamento che agiscono nella crosta a poca profondità. Ma ripetendo l'esperimento con forti pressioni di contenimento,equivalenti a quelle che solitamente accompagnano il metamorfismo,i risultati furono differenti : il campione di marmo si deformò lentamente e costantemente all'aumentare della compressione fino a prendere una forma più corta e rigonfia,senza però fratturarsi. Il marmo,quindi,si comportava come un materiale plastico,o duttile, sotto le forti pressioni di contenimento che si riscontrano nella crosta profonda. Altri esperimenti mostrarono che quando il marmo veniva riscaldato a temperature pari a quelle che accompagnano il metamorfismo,esso si comportava come un materiale duttile,anche in presenza di basse pressioni di contenimento : proprio come il riscaldamento trasforma la cera da un materiale che si può spezzare,in un materiale morbido,che può colare. I ricercatori conclusero che il particolare tipo di marmo sul quale stavano sperimentando si sarebbe deformato con formazione di faglie a profondità inferiori a qualche chilometro,ma si sarebbe deformato in pieghe a profondità crostali maggiori, dove generalmente si manifesta il metamorfismo.

Le condizioni naturali della crosta terrestre non possono essere riprodotte esattamente in laboratorio. Le forze tettoniche vengono applicate durante il passare di milioni di anni,mentre gli esperimenti in laboratorio raramente vengono condotti per una durata maggiore di poche ore,o al massimo poche settimane. Nonostante ciò,i risultati degli esperimenti in laboratorio possono aiutarci a interpretare ciò che vediamo sul campo. I geologi,perciò,quando cartografano pieghe e faglie nella crosta tengono ben presente i seguenti punti :

. Una medesima roccia può essere fragile a modeste profondità (dove la temperatura e la pressione sono relativamente basse) e duttile in profondità nella crosta (dove la temperatura e pressione sono maggiori). Il metamorfismo è solitamente accompagnato da deformazione duttile.

. Il tipo di roccia influenza la deformazione. In particolare,l'insieme di rocce ignee e metamorfiche,molto dure,che formano il basamento cristallino dei continenti (la parte di crosta sotto gli strati di sedimenti),spesso si comportano come materiali fragili,che si fratturano lungo faglie durante la deformazione, mentre le rocce sedimentarie che le ricoprono,meno resistenti,spesso si comportano come materiali duttili,piegandosi senza rompersi.

. Una formazione rocciosa che si comporterebbe come un materiale duttile se venisse deformata lentamente,può comportarsi come materiale fragile se viene deformata più rapidamente (si può pensare al Silly Putty,quella specie di mastice che si comporta come un'argilla duttile quando viene schiacciato, ma che si rompe in tantissimi pezzi se viene schiacciato bruscamente contro una superficie dura).

. Le rocce si rompono più facilmente quando sono soggette a forze distensive ( trazioni e stiramenti) rispetto a quando sono soggette a forze di compressione. Le formazioni di rocce sedimentarie che si deformano durante la compressione spesso si frattureranno lungo le faglie se sottoposte a tensione.

Una faglia è una frattura in cui le due parti separate si muovono una rispetto all'altra,scivolando lungo la superficie di rottura. Possiamo misurare l'orientamento della superficie di rottura,o piano di faglia,tramite la sua direzione,la sua immersione e la sua inclinazione,proprio come facciamo per le altre superficie geologiche. Il movimento di un blocco di rocce lungo un lato della faglia rispetto a quello sul lato opposto può essere descritto dalla direzione di scivolamento e dallo spostamento complessivo,o rigetto orizzontale. Per faglie di piccola entità,il rigetto può essere di solo un paio di metri,mentre il rigetto lungo una grande faglia trascorrente,come la faglia di San Andreas,può arrivare a centinaia di chilometri. Le rocce sui due lati di una faglia non possono penetrare le une nelle altre,e alle forti pressioni sotto la superficie non possono aprirsi,quindi la direzione di scorrimento durante la formazione di una faglia deve essere parallela alla superficie della faglia stessa. Le faglie possono essere quindi classificate secondo la loro direzione di scivolamento lungo tale superficie. Una faglia con scivolamento secondo l'immersione implica che i due blocchi si siano mossi uno rispetto all'altro lungo un piano inclinato,scivolando secondo la massima inclinazione del piano di faglia. Una faglia con scivolamento secondo la direzione (faglia trascorrente) implica un movimento dei blocchi parallelamente alla direzione del piano di faglia. Un movimento obliquo lungo la direzione e simultaneamente verso l'alto o verso il basso lungo l'immersione produce una faglia con scivolamento obliquo. Le faglie con scorrimento secondo l'immersione sono associate a forze di compressione o di distensione,mentre le faglie con scivolamento secondo la direzione sono associate a forze di taglio. Una faglia con scivolamento obliquo indica una combinazione dei due tipi precedenti. Per una più precisa identificazione delle faglie bisogna però definire meglio il movimento dei due blocchi lungo il piano della faglia,che può essere verso l'alto o verso il basso,verso destra o verso sinistra. Per descrivere tali movimenti i geologi prendono in prestito alcuni termini usati dai minatori, e chiamano tetto (hanging wall) il blocco di roccia al di sopra del piano di immersione di una faglia e letto (foot wall ) il blocco al di sotto. Una faglia con scivolamento secondo l'immersione è chiamata faglia diretta ( o normale o distensiva) se le rocce sovrastanti il piano di faglia (inclinato) si muovono verso il basso rispetto alle rocce a esso sottostanti,causando una distensione della parte di crosta interessata. Invece,in una faglia inversa (o di compressione o compressiva) le rocce sovrastanti il piano di faglia si muovono verso l'alto rispetto alle rocce a esso sottostanti,causando un accorciamento crostale, cioè l'inverso di ciò che i geologi hanno scelto- un po' arbitrariamente – come “normale”. Una faglia inversa con un basso angolo di inclinazione, cioè minore di 45°,tale che il movimento è più orizzontale che verticale,viene chiamata sovrascorrimento (o accavallamento). Quando sono soggette a compressione orizzontale,le rocce fragili della crosta continentale solitamente si rompono lungo sovrascorrimenti con inclinazione di 30° o meno,piuttosto che lungo faglie inverse con angolo di inclinazione maggiore. Nel caso di faglie con scivolamento secondo la direzione,se un osservatore si pone davanti alla faglia e vede il blocco sul lato opposto spostato verso sinistra,la faglia è definita sinistrorsa (o semplicemente sinistra) ; se il blocco sul lato opposto risulta spostato verso destra,la faglia è definita destrorsa (o semplicemente destra). La faglia trasforme di San Andreas è una faglia con movimento trascorrente destro. Altre faglie mostrano movimenti con scivolamento sia secondo la direzione,sia secondo l'immersione. Tali faglie sono conosciute come faglie con scivolamento obliquo. E' possibile riconoscere i diversi tipi di faglie direttamente sul terreno in vari modi. Una faglia con scivolamento lungo l'immersione può formare una scarpata,che indica la traccia del piano di faglia, se questa ha raggiunto e tagliato la superficie. Se il movimento relativo è di notevole entità,come avviene in faglie trasformi simili alla faglia di San Andreas, le formazioni che finiscono a contatto lungo la faglia possono differire tra loro nella litologia e nell'età. Quando i movimenti sono di minore entità,il rigetto (cioè la distanza tra le due parti di una struttura geologica che sono state separate dal formarsi di una faglia) si può facilmente osservare e misurare. Per stabilire l'età di una faglia,si applica una semplice regola : una faglia deve essere più giovane delle rocce più giovani che taglia (le rocce devono esistere prima di potersi fratturare) e più antica della formazione più antica tra quelle che ricoprono la faglia senza esserne interrotte. Sulle carte geologiche una faglia è rappresentata dalla traccia di faglia : si tratta di linee che indicano i punti in cui una faglia interseca la superficie del terreno. Le faglie dirette si distinguono dai sovrascorrimenti per i differenti tipi di “denti” che vengono disegnati lungo la traccia di faglia. Per entrambi i tipi di faglia con scivolamento secondo l'immersione,i denti sono rivolti verso il tetto.

Una successione di pieghe è un tipo di deformazione comune che si osserva nelle rocce stratificate. Le pieghe hanno luogo quando una struttura, che originariamente era piana,come uno strato sedimentario,si è incurvata. Le deformazioni possono essere prodotte o da forze orizzontali o da forze verticali che agiscono nella crosta terrestre,così come si può piegare un foglio di carta esercitando spinte verso l'interno sui due lati paralleli del foglio o esercitando sul suo interno una spinta dal basso verso l'alto. Come le faglie,anche le pieghe possono essere di ogni dimensione. In molti sistemi montuosi si possono individuare pieghe ampie e maestose,alcune delle quali hanno dimensioni di molti chilometri. Su una scala molto minore,strati molto sottili possono deformarsi dando origine a pieghe lunghe alcuni centimetri. Il piegamento può essere debole o forte,secondo l'intensità delle forze applicate,l'intervallo di tempo durante il quale sono applicate e la capacità degli strati di resistere alla deformazione. Rocce stratificate che sono state sollevate verso l'alto,fino a formare un inarcamento,danno origine a strutture dette anticlinali ; se sono state spinte,invece,verso il basso,fino a formare una lunga depressione,danno origine a strutture dette sinclinali. I due lati di una piega sono detti fianchi ( o ali). La superficie assiale è una superficie ideale che divide una piega in due parti quanto più possibile simmetriche,con un fianco su ciascun lato della superficie. La linea determinata dall'intersezione della superficie assiale di uno strato è detta asse della piega. Una piega orizzontale simmetrica ha un'asse della piega orizzontale e una superficie assiale verticale,con fianchi che si immergono simmetricamente man mano che si allontanano dall'asse. Tuttavia, raramente le pieghe rimangono orizzontali. Se si segue sul terreno l'asse di una qualsiasi piega,si osserva che prima o poi questa scompare o sembra immergersi nel suolo. Se l'asse di una piega non è orizzontale è chiamata piega immergente. Nelle aree di catene montuose in cui l'erosione ha asportato gran parte delle rocce superficiali,è possibile osservare sul terreno un tipico andamento a zig-zag degli affioramenti. D'altra parte le pieghe spesso non rimangono nemmeno simmetriche. Al crescere degli sforzi orizzontali,infatti,le pieghe possono essere costrette ad assumere forme asimmetriche,con un fianco inclinato più dell'altro. Tali pieghe asimmetriche sono comuni. Quando la deformazione è intensa e un fianco è inclinato oltre la verticale,la piega è detta piega rovesciata. Entrambi i fianchi di una piega rovesciata sono inclinati nella stessa direzione,ma la successione degli strati nel fianco inferiore è esattamente inversa rispetto alla loro sequenza originaria : le rocce più antiche sovrastano, cioè,le rocce più giovani. Raramente l'osservazione sul terreno fornisce informazioni complete e continue ai geologi : o la roccia in posto è nascosta da suoli sovrastanti o l'erosione ha asportato gran parte delle strutture più antiche. Si devono quindi cercare indizi che possono essere usati per mettere in relazione (“correlare”) un affioramento con un altro. Per esempio,sul terreno o su una carta geologica,un'anticlinale erosa si riconoscerebbe,anche se solo parzialmente visibile,per una striscia di rocce più antiche che formano un nucleo (cioè una fascia centrale della piega) rispetto alla quale,da ambo i lati, si ripetono in modo simmetrico rocce più giovani,che si immergono in direzioni opposte ( andamento “centrifugo”). Una sinclinale erosa si presenterebbe come un nucleo di rocce più giovani contornate,da ambo i lati,da rocce più antiche, che si immergono in direzione del nucleo (andamento “centripeto”). Ricostruire la struttura in profondità delle pieghe a partire dalla cartografia di superficie ha rappresentato una metodologia fondamentale nella ricerca del petrolio. La deformazione lungo i margini di placca causata da forze orizzontali solitamente produce lunghe faglie e pieghe orientate parallelamente ai margini. Alcuni tipi di deformazione,tuttavia,sono maggiormente simmetrici,e ne conseguono strutture quasi circolari,chiamate brachisinclinali e brachianticlinali. Una brachisinclinale è una struttura sinclinale,cioè una depressione a forma di ciotola,formata da strati che si immergono radialmente verso un punto centrale. Spesso nelle brachisinclinali attive,cioè in lento sprofondamento,si depositano sedimenti. In alcuni casi,come nel Michigan Basin,tali depositi possono produrre nel tempo sequenze sedimentarie di vari chilometri di spessore. Una brachianticlinale (o cupola ; meno preciso domo e duomo) è una struttura anticlinale,cioè un ampio inarcamento degli strati rocciosi convesso verso l'alto,circolare o ellittico. Gli strati che formano una brachianticlinale circondano un punto centrale e si immergono radialmente a partire da esso. Le brachianticlinali sono particolarmente importanti nella ricerca di giacimenti di idrocarburi. Il petrolio,infatti,tende a galleggiare sull'acqua che impregna gran parte delle rocce e,quindi,tende a migrare verso l'alto,attraverso rocce permeabili (sabbie,calcari fratturati) ; ma se la migrazione avviene in corrispondenza di una brachianticlinale e le rocce alla sommità della piega sono impermeabili,il petrolio resta intrappolato nelle rocce sottostanti e forma un giacimento. Brachianticlinali e brachisinclinali hanno in genere un diametro di molti chilometri e si riconoscono grazie agli affioramenti dalle caratteristiche forme circolari o ellittiche. In questi affioramenti,gli strati si immergono verso il centro,nel caso della brachisinclinale,o scendono verso il basso dalla cima, nel caso della brachianticlinale. Brachianticlinali e brachisinclinali si possono formare a seguito di diversi tipi di deformazioni,come per esempio nel caso in cui le rocce vengono compresse in una direzione e,in seguito,in una direzione quasi perpendicolare alla precedente. In molti altri casi,invece,queste strutture sono il risultato di spinte verso l'alto di materiali in risalita o di forze dirette verso il basso che causano lo sprofondamento di materiale,piuttosto che delle forze della Tettonica delle placche,a direzione essenzialmente orizzontale. Non è certo sorprendente che tali strutture circolari tendono ad essere più comuni all'interno delle placche,lontano dai margini attivi. Ci sono molte brachianticlinali e brachisinclinali,per esempio,nella porzione centrale degli Stati Uniti. Quasi tutta la Lower Peninsula tra il Lago Michigan e il Lago Huron, presso il confine tra USA e Canada,è una grande brachisinclinale sedimentaria ; mentre la Black Hills del South Dakota sono una brachianticlinale erosa. Molti tipi di deformazione possono produrre brachianticlinali e brachisinclinali. Alcune brachianticlinali sono state prodotte dalla risalita nella crosta di corpi a minor densità rispetto alle rocce circostanti, quali magmi o domi salini,che hanno spinto verso l'alto coltri di sedimenti sovrastanti. Alcuni bacini sedimentari si formano quando una porzione riscaldata della crosta si raffredda e si contrae,causando la subsidenza dei sedimenti sovrastanti ( detti bacini da subsidenza termica) ; altri ancora si originano quando la crosta terrestre viene stirata da forze tettoniche e si assottiglia (bacini da rift) o viene compressa verso il basso (bacini flessurali). Anche il peso dei sedimenti depositati in un delta fluviale può causare una depressione della crosta con la conseguente formazione di un bacino sedimentario,come il vasto bacino che forma la foce del fiume Mississipi nel Golfo del Messico.

Come abbiamo visto,una frattura lungo la quale le rocce vengono spostate è chiamata faglia. Un secondo tipo di frattura è la diaclasi : una spaccatura in una formazione rocciosa lungo la quale non è presente nessun movimento apprezzabile. Le diaclasi,che in molti casi possono essere causate da forze tettoniche,sono presenti in quasi tutti gli affioramenti. Come qualsiasi altro tipo di materiale fratturabile,le rocce,già fragili per la loro natura,quando sono sottoposte a una pressione tendono a rompersi in corrispondenza di punti deboli, come piccole fratture,o di inomogeneità,come concentrazioni locali di frammenti di altri materiali o anche di fossili. Forze regionali (di compressione,di distensione o di taglio ),scomparse da molto tempo, possono aver lasciato la loro traccia sotto forma di diaclasi. Si possono formare fratture anche come risultato di espansione e contrazione delle rocce non dovute a cause tettoniche. Nei plutoni e nelle lave è possibile osservare reticoli regolari di fratture in conseguenza della loro contrazione durante il raffreddamento. L'erosione può asportare grossi spessori di strati superficiali,facendo così diminuire la pressione di confinamento esercitata sulle formazioni sottostanti, le cui rocce possono,così,espandersi e rompersi in corrispondenza di punti di debolezza. Quando una formazione si frattura in molti punti e si sviluppano diaclasi,di solito queste sono soltanto l'inizio di una serie di trasformazioni che alterano notevolmente le rocce ; per esempio,le diaclasi possono fungere da “canali” attraverso i quali l'acqua e l'aria possono infiltrarsi in profondità nella formazione e accelerarne internamente la degradazione e l'indebolimento. Se due o più insiemi di diaclasi si intersecano,la degradazione meteorica può causare la frammentazione di una formazione rocciosa in grandi pinnacoli, “muri”,colonne o blocchi. La circolazione dei fluidi idrotermali attraverso diaclasi può portare alla deposizione in vene di minerali,quali il quarzo e la dolomite. Le diaclasi sono un esempio di caratteristiche di piccole dimensioni che è possibile osservare meglio da vicino negli affioramenti. Un altro tipo di struttura di deformazione a piccola scala è la tessitura di una massa rocciosa in aree dove sono presenti forze di taglio localizzate,come le zone di faglia. Come abbiamo visto,le forze tettoniche fanno sì che le parti fragili della crosta terrestre si rompano e scivolano l'una rispetto all'altra. Quando le rocce sono sottoposte a deformazione di taglio lungo un piano di faglia,esse vengono “triturate” e frammentate meccanicamente,mentre le elevate pressioni favoriscono processi di ricristallizzazione. Dove le rocce si comportano in modo fragile (come accade in genere nella parte superiore della crosta) gli sforzi di taglio producono rocce con tessitura cataclastica,nella quale i granuli sono frammentati e spigolosi. Un esempio di questo tipo di rocce,è definito brecce di faglia o di frizione. Se invece lo sforzo di taglio agisce in profondità, dove le temperature e le pressioni sono sufficientemente elevate da favorire una deformazione duttile,si formano delle rocce metamorfiche denominate miloniti. La frizione delle rocce l'una contro l'altra provoca la ricristallizzazione e la formazione di minerali di forma granulare e causa il loro allineamento in bande o venature. Lo sviluppo di miloniti si manifesta tipicamente con un grado di metamorfismo che varia da quello degli scisti verdi a quello delle anfiboliti. Gli aspetti della tessitura dovuta alle deformazioni sono più evidenti nelle miloniti, ma sono importanti anche nelle rocce cataclastiche. La faglia di San Andreas, nella California Meridionale,rappresenta un buon caso di studio su come le tessiture di deformazione possono essere in relazione alle variazioni di temperatura e di pressione. Questa faglia segna il limite tra la Placca del Pacifico e la Placca nordamericana,e si estende in profondità attraverso la crosta e fino all'interno del mantello. A una profondità fino a circa 20 km,si ritiene che la zona di faglia sia molto stretta e caratterizzata da tessiture cataclastiche,che indicano una deformazione fragile. I terremoti si originano in questa zona. Al di sotto dei 20 km,invece,non avvengono terremoti,e si ritiene che la faglia sia caratterizzata da un'ampia fascia di deformazione duttile, che produce miloniti.

Nella crosta fragile,le forze distensive che portano allo sviluppo di faglie normali possono frammentare in 2 parti una placca,con la formazione di una rift valley- una depressione lunga e stretta che si forma quando i blocchi rocciosi si spostano verso il basso,relativamente ai due blocchi che li affiancano,lungo faglie dirette quasi parallele tra loro e con una ripida pendenza. Esempi ben conosciuti includono la Valle del Reno,il sistema della Rift Valley dell'Africa Orientale,e il Mar Rosso,così come le rift valley delle dorsali oceaniche. Queste strutture formano bacini che vengono riempiti sia da sedimenti erosi dalle pareti della rift valley,sia dalle rocce vulcaniche che fuoriescono dalle fessure distensive nella crosta. Le tensioni in atto nella parte poco profonda della crosta continentale solitamente producono faglie dirette con notevoli pendenze,tipicamente 60° o più. A una profondità maggiore di 20 km,tuttavia,le rocce della crosta sono abbastanza calde da assumere un comportamento duttile e le deformazioni avvengono più per stiramento che per fratturazione. Tale cambiamento nel comportamento delle rocce ha come conseguenza una progressiva riduzione dell'inclinazione del piano di faglia con l'aumentare della profondità,e questo porta a sua volta a faglie dirette con superficie curva (chiamate faglie listriche) . I blocchi di crosta che si muovono lungo tali faglie curve vengono inclinati all'indietro man mano che lo stiramento prosegue. La provincia nota come Basin and Range,che ha il suo centro nel Great Basin,tra lo stato del Nevada e lo Utah,è un buon esempio di regione caratterizzata principalmente da molte rift valley una accanto all'altra. Questa regione,che oggi è ampia più di 800 km,è stata allargata ed estesa in direzione Nordovest-Sudest fino a raddoppiare di larghezza durante gli ultimi 15 milioni di anni. In questi luoghi l'estesa formazione di faglie dirette ha creato un vasto panorama di aspri rilievi derivati dall'erosione di blocchi di faglia e di morbide vallate riempite di sedimenti,alcune delle quali sono ricoperte di rocce vulcaniche recenti. Tali deformazioni distensive,che sembrano essere causate da correnti di convenzione in risalita sotto la provincia di Basin and Range,continuano tutt'oggi.

Nelle zone di subduzione,la litosfera oceanica scivola al di sotto di una placca lungo un enorme superficie di scivolamento,o megathrust. I più violenti terremoti,come il grande terremoto di Tohoku,in Giappone,dell'11 marzo 2011, seguito da un disastroso tsunami che ha provocato più di 19.000 vittime,sono causati da improvvisi scivolamenti lungo il megathrust. I sovrascorrimenti sono inoltre il tipo più comune di grandi faglie inverse all'interno di continenti soggetti a forze tettoniche di compressione. Interi lembi di crosta possono scivolare uno sull'altro per decine di chilometri lungo faglie di sovrascorrimento quasi orizzontali,formando strutture note come falde tettoniche. Quando due continenti entrano in collisione,la crosta può venire compressa lungo un'ampia zona,dando origine a spettacolari processi di orogenesi. Durante tali collisioni,ampi settori di rocce del basamento,fragili, scivolano uno sull'altro con sovrascorrimenti,mentre le coperture di rocce sedimentarie,più duttili,vengono compresse in una serie di grandi pieghe, formando una catena a pieghe e falde. In questo tipo di catene montuose sono comuni violenti terremoti ; un esempio recente è stato il grande terremoto di Wenchuan,che ha colpito Sichuan,in Cina,il 12 maggio 2008,facendo più di 80.000 vittime. Le collisioni,non ancora completate,tra Africa,Arabia e India e il margine meridionale del Continente Euroasiatico hanno prodotto catene a pieghe e falde dalle all'Himalaya,alcune delle quali sono ancora attive. I grandi giacimenti petroliferi del Medioriente sono intrappolati alla sommità di anticlinali sollevatisi durante questa deformazione. La compressione all'interno del Nord America occidentale,causata dal movimento verso Ovest del continente come conseguenza dell'apertura dell'Oceano Atlantico,ha formato la catena a pieghe e falde delle Montagne Rocciose canadesi. La provincia geologica nota come Valley and Range degli Appalachi è un'antica catena a pieghe e falde,prodotta nel corso delle collisioni che diedero origine al supercontinente Pangea.

Una faglia trasforme è una faglia di scivolamento secondo la direzione che forma il margine di una placca. Faglie trasformi come quella di San Andreas possono traslare le formazioni geologiche di grandi distanze,ma finché rimangono allineate con la direzione del movimento relativo tra le placche, i due blocchi sui due lati possono scorrere l'uno rispetto all'altro senza grandi deformazioni interne. Tuttavia,le faglie trasformi di grande lunghezza raramente si sviluppano in linea retta,quindi i modelli di deformazione lungo tali faglie possono essere molto più complicati. La superficie verticale di tali faglie può presentare,infatti,rispetto a un piano ideale,tratti di curvature e discontinuità,per cui,lungo porzioni del margine di placca,le forze tettoniche in azione si modificano da forze di taglio a forze distensive o di compressione. A loro volta,queste forze causano la formazione di faglie e pieghe secondarie. Un buon esempio di tali complicazioni si può trovare nella California Meridionale, dove la faglia destrorsa di San Andreas prima piega verso sinistra e poi verso destra,man mano che si segue la sua traccia da Sud verso Nord. I segmenti della faglia alle due estremità di questa Big Bend (“grande piega”) sono allineati con la direzione relativa del movimento delle placche,quindi i blocchi scivolano l'uno rispetto all'altro secondo semplici faglie di scivolamento secondo la direzione. All'interno della Big Bend,invece,il cambiamento di orientamento della faglia provoca una spinta delle placche una contro l'altra,e questo produce fenomeni di sovrascorrimento verso Sud. Tale processo ha sollevato le montagne di San Gabriel e di San Bernardino fino a quote superiori ai 3.000 m, durante l'ultimo mezzo secolo,ha provocato una serie di terremoti distruttivi, compreso il terremoto di Northridge del 1994,che causò più di 4 miliardi di dollari di danni a Los Angeles. Lungo il tratto più meridionale della faglia di San Andreas,tra il Golfo di California e il Lago Salton,il margine tra la Placca del Pacifico e quello nordamericano appare spostato verso destra a causa di una serie di brusche interruzioni. Le zone all'interno dei tratti di faglia così dislocati sono soggette a forze distensive,e la conseguente formazione di faglie dirette ha dato origine a piccole rift valley con attività vulcanica e in rapida subsidenza, che si stanno riempiendo di sedimenti. Tale distensione nella crosta avviene a meno di 200 km dalla compressione della Big Bend,e questo dimostra quanto possono essere variabile le forze tettoniche lungo le faglie trascorrenti continentali.