La tettonica delle placche (superiori)

La tettonica delle placche è una teoria che è in grado di spiegare, la maggior parte dei fenomeni che interessano la crosta terreste, quali:

• l’attività sismica e la sua distribuzione sulla superficie e nel sottosuolo terrestre;
• l’orogenesi;
• la distribuzione dell’attività vulcanica;
• le variazioni di chimismo delle rocce magmatiche (effusive e intrusive);
• la presenza e la distribuzione di macro-strutture come fosse oceaniche, dorsali oceaniche, valli di rift e archi vulcanici;
• la distribuzione geografica di faune e flore fossili durante la storia geologica della Terra.

Questa teoria è in grado di integrare tutti questi elementi in un modello geodinamico univoco, sul quale oggi concorda l’assoluta maggioranza degli studiosi di scienze della terra.
Secondo la tettonica delle placche l'attuale disposizione di continenti e oceani sulla superficie terrestre è variabile nel tempo, ed è strettamente correlata con la struttura e la dinamica interna del pianeta.

Premesse storiche

Tra la seconda metà del XIX Secolo e l’inizio del XX secolo, le idee e le ipotesi sulla struttura interna e sull’evoluzione della Terra erano dominate dalle teorie fissiste. Secondo questa visione, i fenomeni a grande scala della crosta terrestre erano spiegati da un modello di Terra in contrazione: dalla sua nascita come massa fusa, il pianeta era ancora in fase di progressiva solidificazione. In questo processo, i materiali più leggeri (meno densi) erano migrati verso la superficie della crosta terrestre, dando origine a rocce ignee e metamorfiche di composizione prevalentemente granitica (o sial), mentre le rocce più dense, di tipo basaltico, gabbrico o peridotitico (o sima) erano prevalentemente localizzate a maggiore profondità. L’orogenesi (la nascita di catene montuose) era spiegata come il corrugamento di settori della crosta terreste originato dalla contrazione progressiva della Terra (intuitivamente, come si corruga la buccia di una mela per l’essiccazione durante la cottura). Si ammetteva per lo stesso meccanismo lo sprofondamento di vaste aree della crosta terrestre a dare origine agli oceani, mentre i continenti erano rimasti come blocchi sostanzialmente stabili, anche se all’interno di essi alcune aree potevano avere subsidenza maggiore ed essere invasi dal mare, e al contrario alcune aree oceaniche potevano emergere. Queste teorie, per quanto spiegassero in maniera abbastanza semplice e intuitiva alcuni fenomeni crostali, non ne spiegavano adeguatamente i meccanismi fisici e non rendevano conto di diverse altre evidenza: ad esempio, lo stesso meccanismo di sprofondamento delle aree oceaniche (visto che le rocce superficiali leggere avrebbero dovuto ricoprire rocce più dense, come avrebbero potuto sprofondare?), la forma e la distribuzione irregolare dei continenti e il fatto che le catene montuose erano localizzate in fasce strette e allungate e non distribuite più uniformemente. Inoltre la scoperta della radioattività delle rocce terrestri, fenomeno che generava calore, si inquadrava male in un modello di pianeta in corso di raffreddamento passivo.

La deriva dei continenti

Alfred Wegener.

Alfred Wegener (1880-1930) è il meteorologo e geofisico tedesco che nei primi decenni del XX secolo inquadrò in una prima teoria organica, la deriva dei continenti, una serie di dati scientifici, in parte già noti e discussi ma non ancora spiegati in misura soddisfacente. Wegener notò l’asimmetria dei margini est e ovest dell’Oceano Atlantico, soprattutto dei margini continentali di Africa e America meridionale, che apparivano incastrarsi in maniera complementare. partendo da questa osservazione ed estendendola ai margini continentali alla scala globale, Wegener elaborò la sua teoria tra il 1910 e il 1929, postulando che, a partire dall’inizio del Mesozoico, un supercontinente, definito Pangea, si sarebbe progressivamente frammentato in grandi blocchi che sarebbero andati alla deriva sulla superficie terrestre, allontanandosi tra loro, fornendo anche una cronologia del fenomeno.

Animazione che mostra la frammentazione della Pangea.

Africa e Sud America si sarebbero staccate nel Cretaceo, mentre Nord America ed Europa, pur iniziando a frammentarsi nello stesso periodo, sarebbero rimaste in contatto nell'area nord-atlantica fino al Quaternario. Le catene montuose nord e sud americane (Montagne Rocciose e Ande) si sarebbero formate sui margini occidentali dei due blocchi continentali per compressione conseguente alla deriva verso ovest. L’arcipelago delle Antille sarebbe un blocco rimasto indietro, e ugualmente il piegamento "a uncino" della Patagonia sarebbe stato generato dalla minore velocità del continente in quel settore.
L’Oceano Indiano si sarebbe aperto a cominciare dal Giurassico in conseguenza del distacco graduale dei blocchi corrispondenti ad Antartide, India, Australia e Nuova Guinea dalla parte meridionale del supercontinente e della loro deriva verso nord-est, anche se i movimenti principali risalgono al Cretaceo e soprattutto al Terziario (dall’Eocene). Dalla collisione dell’India con il continente asiatico sarebbe derivata la catena himalayana, mentre Australia e Nuova Guinea si sarebbero portate gradualmente nella posizione attuale, a ridosso dell’arcipelago indonesiano.

Questa sequenza di eventi, in gran parte ancora valida, era suffragata da diversi dati di tipo geologico, paleontologico, paleoclimatico e geofisico.

• Argomenti geologici. Non solamente i margini continentali combaciano quando vengono riportati alla posizione originaria ipotizzata, ma anche grandi lineamenti strutturali, come antiche catene montuose e province geologiche all'interno delle masse continentali. In particolare, le serie stratigrafiche prevalentemente continentali del Paleozoico superiore e del Triassico ai due lati dell’Oceano Atlantico (Africa meridionale America meridionale) erano molto simili e contenevano entrambe sedimenti glaciali (tilliti) allo stesso livello stratigrafico. Le catene montuose proterozoiche dell’area del Capo, in Sud Africa, apparivano in continuità con quelle argentine (provincia di Buenos Aires). Anche nel nord Atlantico, le catene montuose a pieghe di età paleozoica dell’Europa nordo-occidentale (Scozia e Scandinavia) appaiono proseguire al di là dell’Atlantico nelle catene nord-americane (Canada e Terranova) di età equivalente. Wegener riscontrò anche varie similitudini tra le serie paleozoiche e mesozoiche di India, Madagascar e Australia e tra queste e quelle di Africa e America meridionale, ipotizzandone quindi l’appartenenza ad un unico contesto continentale.

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  Corrispondenze delle grandi strutture crostali archeane e proterozoiche tra Africa e Sud America.
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  Continuità di una cintura orogenica proterozoico-cambriana (in rosa) tra Africa meridionale (Namibia e Congo), Antartide, Australia e India.

• Argomenti paleontologici. All'inizio del XX Secolo, la paleontologia aveva appurato l'identità o la notevole somiglianza tra flore e faune fossili su continenti differenti. Per spiegare queste corrispondenze, si ammetteva l'esistenza in determinati periodi di ponti continentali, grandi istmi che avrebbero messo in comunicazione temporaneamente masse continentali diverse e sarebbero successivamente sprofondati negli oceani. L'esistenza di questi "ponti" veniva ipotizzata tra Brasile e Sud Africa, dal Sud America all'Antartide, dalle Antille al Nord Africa, dal Nord Europa alla Groenlandia, dall'Africa del sud-ovest al Madagascar, fino all'India, e infine tra America Centrale e Asia nord-orientale, attraverso le Hawaii. Wegener, dal canto suo, esaminò accuratamente la distribuzione di vari organismi: gli esempi più evidenti sono i rettili Mesosaurus e Lystrosaurus e la flora a Glossopteris, diffusi in tutta la parte meridionale della Pangea tra il Permiano e il Triassico. Con il supporto dei dati di tipo geologico (già trattati al punto precedente) e sulla distribuzione dei paleoambienti, Wegener fu in grado di dimostrare che la sua ipotesi di raggruppamento dei continenti meridionali era più coerente e organica rispetto a quella dei "ponti continentali".

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  Glossopteris (Permiano), pianta adattata ai climi freddi del supercontinente meridionale.
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  Estensione della paleoprovincia floristica a Glossopteris, nella parte meridionale della Pangea (Gondwana): 1-Sud America 2-Africa 3-Madagascar 4-India 5-Antartide 6-Australia.
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  Fossile di Mesosaurus, rettile diffuso nella parte meridionale di Pangea (Gondwana).
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  Montaggio dello scheletro di un Lystrosaurus.
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  Distribuzione nella Pangea di fossili del Permiano e del Triassico considerati da Wegener per la sua teoria. I continenti attuali sono riportati a tratto sottile.

• Argomenti paleoclimatici. Le evidenze di tipo paleoclimatologico vengono dalle rocce sedimentarie: Wegener prese in considerazione soprattutto le tilliti (rocce derivate da sedimenti glaciali) del Carbonifero e del Permiano, presenti diffusamente in Sud America, Sud Africa, India e Australia. Questi sedimenti dimostrano chiaramente che tutte queste terre furono sottoposte ad una glaciazione durante questo periodo. Se la posizione dei continenti fosse rimasta immutata, l'estensione dei fronti glaciali meridionali avrebbe raggiunto l'equatore, mentre tutto l'emisfero boreale sarebbe stato sottoposto ad un clima temperato o tropicale (testimoniato dall'assenza di tilliti, da flore di clima caldo e dalla presenza di depositi di carbone estesi e sviluppati). Poiché questa conclusione è palesemente inaccettabile, è più logico "raggruppare" tutti questi blocchi continentali in un'unica grande massa continentale a sud, la "Terra di Gondwana".

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  Tillite del tardo Proterozoico (640 Ma). Australia.
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  Tillite del Permiano (250-290 Ma). Australia.
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  Rocce striate da erosione glaciale (Permiano). Brasile.
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  Estensione della glaciazione tardo-paleozoica (Permiano) di Gondwana (Glaciazione del Karoo).

Argomenti geofisici. Quando fu formulata la teoria della deriva dei continenti, era ormai diffusamente accettata la teoria della compensazione isostatica. L'isostasia è un fenomeno fisico di equilibrio gravitazionale tra crosta e mantello terrestre. La litosfera terrestre ha una densità intorno 2,7 - 2,9 g/cm³, è relativamente fredda e rigida e poggia sulla parte superiore del mantello, l'astenosfera, molto più densa (>3.0 g/cm³), calda (circa 2.000 °C al limite superiore) e con comportamento plastico, come un fluido estremamente viscoso. L'isostasia è sostanzialmente un'applicazione del principio di Archimede, per cui un solido immerso in un liquido riceve una spinta verso l'alto pari al peso del volume di fluido spostato. Nel caso specifico, la litosfera consta di tanti "blocchi" di diverso spessore (la litosfera continentale è molto più spessa di quella oceanica, e vi sono situazioni intermedie). Questi blocchi "affondano" nell'astenosfera fluida in diversa misura, in ragione del loro spessore e della loro densità. Una variazione di densità o di elevazione di un blocco (ad esempio per erosione o per l'aggiunta di una calotta glaciale) comporta un riassestamento in termini di spostamento verticale del blocco (emersione o affondamento).
Wegener sosteneva che se i continenti potevano muoversi verticalmente su questo substrato semifluido, non vi era ragione per cui non potessero esservi movimenti orizzontali, purché esistessero forze sufficienti a determinarli. D'altro canto, sui continenti sono comuni le catene montuose a pieghe come le Alpi o l'Himalaya. Le pieghe tettoniche, soprattutto se accompagnate da fenomeni di sovrascorrimento si possono formare evidentemente solo in presenza di spinte tangenziali di tipo compressivo, quindi queste evidenze apparivano in accordo con la presenza di movimenti orizzontali nella crosta terrestre.

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  Schema che illustra il principio di compensazione isostatica. Sono rappresentati segmenti di litosfera terrestre di spessore crescente (dalla più spessa crosta continentale, in corrispondenza delle catene montuose più elevate (1) alla sottile crosta oceanica (4). Sono riportati i valori di spessore e densità dei vari blocchi.
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  Pieghe tettoniche.
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  Pieghe tettoniche.
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  Schema che illustra la propagazione di pieghe con fenomeni di sovrascorrimento (per faglie di tipo compressivo) in conseguenza di spinte orizzontali. Questi meccanismi sono comuni nelle catene montuose di tipo alpino.
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  Altro esempio schematico di piega-faglia originata da spinte tangenziali.

Tutti questi dati sono univoci e si supportano a vicenda. Tuttavia la teoria di Wegener, anche se fu accolta con favore (e talvolta con entusiasmo) da alcuni studiosi anche di primo piano del tempo, non ebbe una accettazione generalizzata da parte della comunità scientifica, anzi, fu sostanzialmente rigettata dalla maggior parte degli studiosi. Questo anche perché Wegener stesso non fu in grado di proporre un meccanismo efficiente per la traslazione orizzontale delle masse continentali. Egli propose sostanzialmente ancora meccanismi di tipo gravitativo: forze gravitazionali derivanti dalla forma della Terra (uno sferoide compresso ai poli) e dalla sua rotazione, che sarebbe all'origine del movimento dei continenti in direzione dell'equatore (dovuto quindi alla forza centrifuga maggiore verso l'equatore), mentre una deriva nel senso dei paralleli terrestri poteva essere dovuta a forze di tipo mareale che avrebbero interessato in misura diversa gli strati superficiali del pianeta rispetto a quelli più profondi. Sebbene l'esistenza questi fenomeni fosse accertata e condivisa dalla maggior parte degli studiosi, la loro intensità era inadeguata a spiegare, da sola, lo spostamento dei continenti, come osservarono i critici della teoria di Wegener.

L'azione dei sostenitori della deriva dei continenti, dopo l'impulso di Wegener, si focalizzò soprattutto sull'analisi di dettaglio delle prove a favore e nella correzione di imprecisioni ed errori della ricostruzione di Wegener, con due importanti contributi: il geologo sudafricano Alexander Du toit nel 1937, sulla scorta delle carte batimetriche sempre più dettagliate, propose l'"incastro" dei continenti non a livello delle coste ma dei margini delle piattaforme continentali, dove la corrispondenza è in realtà maggiore. Qualche anno prima, nel 1929, Arthur Holmes suggerì un modello basato sulle correnti convettive. Un fluido compreso tra superfici rigide conduttrici di calore e uniformemente riscaldato dal basso è stabile fino a che non viene raggiunto un gradiente di temperatura critico (che dipende dalle caratteristiche fisiche del fluido, soprattutto la conduttività termica e la viscosità). Oltre questo limite, si innesca una circolazione convettiva: si individuano delle "colonne" ascendenti di fluido che si espandono alla superficie e interferiscono tra loro, ridiscendendo poi per raffreddamento. Il risultato è la creazione di celle convettive di forma prismatica irregolare. L'azione di "trascinamento" sui blocchi di litosfera rigida da parte delle correnti convettive sub-crostali venne proposta da Holmes come meccanismo per lo spostamento orizzontale dei blocchi continentali. Questo modello precorre le concezioni della geodinamica attuale e pone le premesse per i successivi sviluppi.

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  il fenomeno della convezione in un fluido.
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  Rappresentazione schematica della convezione del mantello terrestre.

Nuovi dati e nuove idee

Nel dopoguerra, a partire dagli anni '50, lo sviluppo di nuovi metodi e campi di ricerca permise l'acquisizione di dati scientifici che ebbero comme conseguenza la riscoperta delle teorie mobiliste sulla dinamica della crosta terrestre.

Il paleomagnetismo

La progettazione di nuovi magnetometri ad elevata sensibilità e nuovi metodi statistici per l'analisi dei dati portò allo sviluppo degli studi sul paleomagnetismo. Il campo geomagnetico è generato da un dipolo magnetico i cui poli non coincidono con quelli geografici, e non sono statici (cioè variano nel tempo, come ormai è appurato). Il campo geomagnetico influenza l'orientazione di cristalli di minerali ferromagnetici (ad esempio minerali di Ferro, come la magnetite e di Titanio, come l'ilmenite), contenuti in particolar nelle rocce ignee di composizione basaltica. Quando le rocce ignee si raffreddano passando al di sotto di un certo limite di temperatura (temperatura di Curie), variabile a seconda del minerale, i cristalli di questi minerali si dispongono statisticamente secondo le linee di flusso del campo geomagnetico presente in quel momento. Con il progredire del raffreddamento, i cristalli si "immobilizzano" nella posizione che avevano assunto passando per la temperatura di Curie. Il paleomagnetismo delle rocce è quindi un magnetismo naturale residuo, che può essere usato per determinare la direzione del campo magnetico antico, delle sue componenti di declinazione magnetica e di inclinazione magnetica. In tal modo è possibile risalire alla paleo-latitudine e alla direzione dei poli.

In questo modo è stato possibile determinare per molti siti la migrazione nel tempo dei poli magnetici e della paleo-latitudine. Questo ha permesso di appurare che per alcuni continenti la latitudine è variata nel tempo geologico, anche considerevolmente: ad esempio, per l'Australia i dati paleomagnetici indicano una latitudine sud elevata, circumpolare, durante il Paleozoico Superiore (Carbonifero e Permiano) e il Triassico. Questo dato concorda con la presenza di depositi glaciali della stessa epoca e con i dati paleoclimatologici relativi alle province floristiche. Un altro esempio l'enorme variazione di latitudine subita dal subcontinente indiano a partire dal Paleozoico, da latitudini circumpolari a sud (documentate anche dalla presenza di tilliti e depositi fluvio-glaciali in India centrale), fino a portarsi a nord dell'Equatore (il movimento più importante avvenne a partire dal tardo Cretaceo: il cosiddetto "volo dell'India"). Sempre più casi si sono aggiunti, e la loro corrispondenza rispetto agli altri dati già messi in luce da Wegener diede nuovo impulso alle teorie mobiliste.

Gli studi di paleomagnetismo hanno permesso anche di accertare un fenomeno di grande importanza: l'inversione dei poli. L'inversione della polarità del campo geomagnetico (per cui il Polo Sud e il Polo Nord si scambiano di posizione) è stata scoperta osservando che successive colate laviche di età compresa tra il Terziario Superiore e il Quaternario mostravano le une rispetto alle altre direzioni a 180° del campo magnetico residuale. Estendendo gli studi, risultò che queste inversioni si succedevano nello stesso ordine cronologico in sequenze diverse, molto distanti tra di loro. Utilizzando le datazioni assolute su base isotopica determinate sui siti paleomagnetici, si giunse ad una vera e propria cronostratigrafia magnetica, con periodi di polarità normale (coincidente con quella attuale) e di polarità inversa (a 180° rispetto all'attuale).

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  rappresentazione del campo geomagnetico (il campo magnetico terrestre).
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  I poli magnetici non coincidono con i poli geografici: le coordinate utilizzate per definire la direzione del campo magnetico sono: declinazione magnetica (angolo misurato in senso orario tra il nord geografico e il nord magnetico) e inclinazione magnetica (angolo di inclinazione delle linee di flusso). L'inclinazione magnetica è relazionata con la latitudine.
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  Variazione latitudinale dell'Australia dal Cretaceo Superiore all'Attuale.
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  Variazione della latitudine negli ultimi 71 milioni di anni (dal tardo Cretaceo o oggi) del subcontinente indiano.
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  Inversioni di polarità del campo magnetico terrestre durante gli ultimi 5 milioni di anni. Le bande scure rappresentano la polarità normale, cioè corrispondente a quella attuale; le zone più chiare invece indicano la polarità opposta.

La fisiografia e la struttura dei fondali oceanici

Batimetria dell'Oceano Atlantico. Ben visibile la Dorsale medio-atlantica, la piana abissale con gruppi di seamount e i margini continentali (organizzati in scarpata continentale e piattaforma continentale). A sinistra, tra le due Americhe, è visibile il sistema arco-fossa delle Antille.

La mappatura dei fondali oceanici tra gli anni '50 e '60 permise prima di tutto di accertare la loro topografia. I lineamenti principali sono:

• Dorsali medio-oceaniche. Elevazioni lunghe e strette, con versanti relativamente ripidi e culminante in una cresta (una serie di cime allineate), in posizione mediana entro i bacini oceanici (ma possono anche essere eccentriche, cioè più vicine ad uno dei fianchi del bacino). Il prototipo di questi lineamenti è la Dorsale medio-atlantica, che decorre approssimativamente nella parte centrale del bacino. Nella zona crestale è presente una incisione molto profonda, la rift valley (fino a 2000 metri di profondità nella dorsale medio-atlantica). I versanti esterni della dorsale degradano verso i fondali dei bacini oceanici. In diversi casi segmenti della dorsale medio-oceanica possono essere emersi: l'esempio più eclatante è l'Islanda, nell'Atlantico settentrionale.
• Fondali oceanici. Estensioni di fondale (piana abissale) con morfologia sostanzialmente piatta ma con locali rilievi (seamounts) spesso di origine vulcanica e di notevole altezza, anche emersi (come ad esempio le Isole Canarie), isolati oppure organizzati in allineamenti.
• Margini continentali, articolati in scarpata continentale e piattaforma continentale.
  • Scarpata continentale, con decisa inclinazione verso bacino. L'inclinazione media è 3°, ma può andare da 1° fino a 10° circa. Nella parte inferiore della scarpata continentale l'inclinazione diminuisce bruscamente fino a raccordarsi con la piana abissale.
  • Piattaforma continentale, compresa tra il livello medio del mare (che segna batimetricamente l'effettiva linea di costa) e 200 m sotto il livello del mare (isobata -200 m), con morfologia piatta o con debolissima inclinazione verso mare. La sua ampiezza è molto variabile, da pochi chilometri fino a centinaia di chilometri.
• Fosse. In diversi casi tra il fondale oceanico e il continente vi è una profonda depressione con fianchi ripidi, che può giungere a migliaia di metri di profondità (l'esempio più eclatante è la Fossa delle Isole Marianne che raggiunge circa 11000 m sotto il livello marino e rappresenta il punto più basso della crosta terrestre). In questi casi la piattaforma continentale è assente o molto ridotta e il raccordo con la costa continentale è molto ripido.
• Archi insulari. Catene di monti sottomarini culminanti in isole, prevalentemente di origine vulcanica, organizzati in archi generalmente con la convessità verso il bacino oceanico (in direzione di una dorsale medio-oceanica), e adiacenti verso bacino ad una fossa. In questi casi si parla di sistemi arco-fossa. Esempi tipici sono l'arcipelago delle Marianne e quello indonesiano nell'Oceano pacifico e, in Atlantico, il sistema delle Piccole Antille.

I modelli crostali basati su dati sismici indicano che la crosta oceanica è costituita da tre livelli ben distinti, dall'alto verso il basso:

1. Il primo strato è costituito da sedimenti (fanghi calcarei o silicei da organismi planctonici; argille residuali), di spessore da 0 a 1 km, con velocità delle onde sismiche relativamente bassa (circa 2 km/s).
2. Il secondo strato è il basamento, composto da lave basaltiche che nella parte superficiale hanno una tipica struttura "a cuscino" (pillow lava, derivata dal brusco raffreddamento delle lave uscite dalla dorsale a contatto con le fredde acque abissali), con spessori variabili da 0,7 a 2 km e velocità di propagazione delle onde sismiche più elevata (5 km/s). È stato raggiunto da perforazioni solo nella parte più superficiale, e gli studiosi lo ritengono composto interamente di basalto.
3. Il terzo strato, ancora mai raggiunto fisicamente da perforazioni, ha uno spessore di 3-7 km e velocità sismica di 6,5-6,9 km/s. si ritiene che sia composto fondamentalmente da gabbro (il gabbro è una roccia ignea, corrispondente intrusivo del basalto).

Alla base del terzo strato decorre la Discontinuità di Mohorovicic (o semplicemente "Moho") che separa la crosta dal mantello terrestre, in corrispondenza della quale la velocità delle onde sismiche aumenta di colpo fino a circa 8 km/s. Il mantello superiore è ritenuto composto da peridotite (una roccia a olivina, pirosseni e granati).

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  il Þingvellir. Segmento emerso della Dorsale medio-atlantica, in Islanda meridionale.
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  Fondale dell'Atlantico settentrionale. Catena di seamount.
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  Fondale dell'Atlantico meridionale presso il Sud Africa (regione del Capo). visibili a nord-est la scarpata continentale e la piattaforma continentale sudafricana.
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  Schema in sezione di un margine continentale adiacente ad un oceano. A) costa; B) piattaforma continentale; C) Margine della piattaforma continentale; D) Scarpata continentale; E) Piana bacinale (abissale).
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  Fossa oceanica sudamericana (costa ovest del continente), estesa dalla Colombia al Cile.
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  sistema arco-fossa delle Piccole Antille. Atlantico occidentale.
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  Sistema arco-fossa delle Marianne (sud-Pacifico).
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  Il sistema arco-fossa delle Isole Aleutine (Pacifico settentrionale).
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  Lave basaltiche con strutture "a pillow". Hawaii.
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  Sequenza ideale dei livelli della crosta oceanica in corrispondenza di una dorsale: 1-camera magmatica; 2-gabbri; 3-basalti con struttura filoniana verticale; 4-condotto magmatico; 5-faglie "dirette" di collasso della "rift valley"; 6-basalti "a pillows". Sulla dorsale i sedimenti oceanici sono praticamente assenti.
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  Spaccato di una sequenza di crosta oceanica "fossile" (in affioramento su catene montuose). dal basso verso l'alto: ultramafiti (rocce altamente deformate del mantello superiore); gabbri, basalti con struttura a "filoni" verticali; basalti "a pillows"; sedimenti di mare profondo.

L'espansione dei fondali oceanici

Modello che illustra la formazione delle fasce di anomalia geomagnetica ai lati di una dorsale.

Verso la fine dello stesso periodo (nei tardi anni '60), ebbero un notevole sviluppo le ricerche oceanografiche, soprattutto per impulso di grandi istituzioni di ricerca statunitensi (fra cui primeggiavano la University of California di S. Diego e la Columbia University di New York) che organizzarono varie missioni scientifiche con navi oceanografiche.

In quegli anni ebbe sviluppo il Deep Sea Drilling Project (DSDP) che tramite la nave oceanografica Glomar-Challenger (1968-1983), attrezzata per le perforazioni offshore, fu protagonista di numerose missioni nell'Oceano Atlantico. la nave fece numerose perforazioni con carotaggi meccanici attraverso la dorsale medio-oceanica e sui fondali dalle due parti di essa, eseguendo misure di paleomagnetismo, con una rigorosa datazione degli eventi paleomagnetici basata sia sul contenuto paleontologico (biostratigrafia) sia sulle datazioni assolute radiometriche.

Questi dati hanno permesso di appurare tre elementi fondamentali:

• che l'età dei materiali basaltici che compongono i fondi oceanici e dei sedimenti che li ricoprono è sempre maggiore allontanandosi dalla dorsale verso i margini continentali, e che i materiali della dorsale sono estremamente recenti;
• che ai due lati della dorsale le anomalie magnetiche si dispongono in fasce parallele con polarità opposta, simmetriche specularmente e correlabili, fino ai margini continentali;
• l'analisi dei profili magnetici effettuati nell'Atlantico, nel Pacifico e nell'Oceano Indiano con le relative datazioni delle anomalie, dimostravano che le anomalie possono essere correlate da un oceano all'altro.

Accrezione di materiale proveniente dal mantello terrestre e che fuoriesce lungo l'asse di una dorsale oceanica.

Quindi le inversioni di polarità sono un fenomeno globale, e questo fenomeno è dovuto ad un unico processo. Queste evidenze hanno portato, nei primi anni '60, alla formulazione della teoria dell'espansione dei fondali oceanici.

Mappa dei fondali oceanici che mostra, in scala colore, l'età dei fondali stessi. In tonalità di rosso in fondali più "giovani" e in tonalità di blu quelli più "antichi".

Gli assi delle dorsali medio-oceaniche sono sede di un forte flusso di calore, che corrisponde alla risalita di magma basaltico dal substrato (il mantello superiore astenosferico). Il magma si "accreziona" costantemente ai margini della valle di rift, che vengono spinti continuamente verso l'esterno dal nuovo materiale accrezionato. Mentre il magma solidifica, passa attraverso il punto di Curie e viene magnetizzato dal campo geomagnetico esistente, che resta quindi "fossilizzato" nella lava solidificata. Il fondale oceanico quindi si espande gradualmente, "spingendo" verso l'esterno i margini continentali. La datazione delle anomalie e il loro confronto con la scala delle epoche geomagnetiche permette inoltre di stabilire la velocità di espansione delle dorsali. Tramite le analisi paleontologiche (calibrate con le datazioni assolute), si trovò che l'età dei sedimenti che poggiavano direttamente sulle rocce basaltiche del fondale aumentava sistematicamente allontanandosi dall'asse della dorsale medio-atlantica, indicando una velocità media di espansione di circa 2 cm/anno. Furono misurate con sempre maggiore precisione le velocità di espansione delle altre dorsali, trovando velocità variabili, anche per segmenti specifici delle stesse. Nell'Oceano pacifico si trova anche uno dei più attivi centri di espansione, la dorsale del Pacifico orientale, che ha un tasso di espansione fino a 13 cm/anno.

Uno dei risultati più interessanti di questi studi è che la crosta oceanica attualmente "in posto" nei fondali oceanici è relativamente "giovane": la crosta oceanica più "vecchia" si trova nell'Atlantico nord-occidentale e nel Pacifico occidentale, con età che vanno da 180 a circa 200 milioni di anni (Giurassico Inferiore). Ovviamente, sono esistiti oceani anche nei periodi pre-giurassici. Dove sono finite le rocce che li componevano?

La risposta a questa domanda, come vedremo di seguito tra poco, costituisce uno dei "capisaldi" della teoria della Tettonica delle placche.

L'attività sismica

Mappa planisferica degli epicentri sismici dal 1963 al 1998.

La maggior parte dei terremoti avviene su fasce ristrette e allungate della crosta terrestre, come si vede immediatamente da qualunque mappatura a scala globale degli epicentri sismici. Queste fasce si congiungono tra loro, delimitando aree molto meno attive sismicamente. Le fasce ad elevata sismicità si situano in corrispondenza di elementi morfologici e strutturali ben precisi della crosta terrestre:

• dorsali medio-oceaniche
• fosse oceaniche
• catene montuose recenti (originatesi dal tardo Cretaceo al Terziario, come le Alpi, l'Himalaya, le Ande)
• aree ad elevata attività vulcanica (come ad esempio le isole Hawaii)
• fosse tettoniche entro aree continentali (come la valle di Rift dell'Africa Orientale)

Dal punto di vista morfologico e geologico si possono distinguere quattro tipi di zone sismiche:

1. Zone corrispondenti agli assi delle dorsali, con intensa attività vulcanica e terremoti poco profondi (epicentri fino a 70 km di profondità).
2. Zone corrispondenti a grandi linee tettoniche, come ad esempio la Faglia di Sant'Andrea, sulla costa occidentale del Nord America, con epicentri poco profondi ma prive di attività vulcanica. Queste zone sono caratterizzate da evidenti forti spostamenti orizzontali.
3. Zone corrispondenti alle fosse oceaniche, caratterizzati da terremoti da superficiali fino a molto profondi (fino a 700 km di profondità), in cui la disposizione sotterranea degli ipocentri dei terremoti risulta allineata lungo un piano a circa 45° (anche se l'inclinazione può variare) che immerge verso l'esterno di una placca, sotto la placca adiacente. Nei sistemi arco-fossa questo piano immerge sotto l'arco insulare; se la fossa è prospiciente ad un margine continentale, immerge sotto il continente. Questo piano è denominato Piano di Benjoff (dallo studioso che descrisse per la prima volta il fenomeno nel 1949).
4. Il quarto tipo corrisponde ad una fascia che dall'area circum-mediterranea (Europa meridionale e nord-Africa) decorre attraverso l'Anatolia, l'altopiano iranico, l'Himalaya, fino alla Birmania. È una vasta area continentale a sismicità diffusa ma prevalentemente superficiale, molto meno frequentemente intermedia (70-300 km). Si tratta di grandi ed elevate catene montuose con chiare evidenze di fenomeni compressivi (tettonica a pieghe e pieghe-faglie).

La sismicità della crosta terrestre descrive quindi apparentemente un mosaico di grandi "placche".

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  La faglia di S. Andrea in foto aerea.
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  Mappa del rischio sismico della regione di S. Francisco, interessata dalla Faglia di S. Andrea.
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  Ipocentri dei terremoti verificatisi in prossimità delle Isole della Sonda nel periodo 1973-1994, in funzione della loro profondità. Si individua bene il Piano di Benjoff. 1. Latitudine (in gradi); 2. Profondità degli ipocentri (in Km)
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  Sezione trasversale della sismicità nella zona di subduzione delle Isole Curili collegata al terremoto di magnitudine 8,3 del 15 novembre 2006. L'epicentro del terremoto è contrassegnato dalla stella posta nella parte superiore dell'immagine. L'allineamento degli ipocentri definisce il Piano di Benjoff

La tettonica delle placche

La tettonica delle placche (plate tectonics) è nata come ipotesi di lavoro che fornisce un modello cinematico della crosta terrestre atto a spiegare fenomeni inerenti a varie discipline delle Scienze della Terra. Essa consente di spiegare l'attività tettonica e sismica presente attualmente sulla crosta terrestre come la conseguenza dell'interazione tra un numero limitato di placche rigide, i cui contorni sono evidenziati dalle fasce sismiche rilevabili sulla superficie del pianeta. Le placche sono soggette a deformazione principalmente sui margini, mentre all'interno sono interessate soprattutto da fenomeni di tipo isostatico (innalzamento e subsidenza), e secondariamente e localmente da deformazione. Le fasce sismiche sono quindi zone in cui avvengono movimenti differenziali tra le placche. Sebbene questa teoria si sia evoluta nel corso di circa 60 anni di ricerche attraverso stadi successivi (deriva dei continenti, paleomagnetismo, espansione dei fondi oceanici, sismologia etc.), la sua formulazione esplicita risale alla fine degli anni '60 del XX secolo, in una serie di articoli scientifici di vari autori apparsi negli anni 1967-1968. La tettonica delle placche non ha quindi un singolo "padre" (come la deriva dei continenti) ma è il risultato della cooperazione sinergica della parte di comunità scientifica coinvolta nelle ricerche descritte.

Le placche definite nel corso delle ricerche sono circa una quindicina, tra principali e minori. Le principali sono:

• Placca antartica
• Placca sudamericana
• Placca africana
• Placca indo-australiana (Placca indiana + Placca australiana)
• Placca pacifica
• Placca nordamericana
• Placca euroasiatica

Interazione tra le placche tettoniche nell'area della attuale penisola italiana. Il limite della Microplacca Apula (o Adriatica) è evidenziato in rosso.

Le placche minori più importanti sono:

• Placca di Nazca
• Placca di Cocos
• Placca caraibica
• Placca Scotia
• Placca arabica
• Placca delle Filippine
• Placca Juan de Fuca
• Placca anatolica

Vi sono anche una serie di placche (microplacche), molto piccole alla scala globale (e alcune tuttora discusse) che qui non sono riportate e che costituiscono spesso "frammenti" dislocati tra segmenti di fossa o di dorsale ai margini delle placche principali. Una di queste è la Microplacca Apula (o Microplacca Adriatica), che comprende gran parte dell'Italia peninsulare (compresa la Puglia) e la Sicilia, e costituisce un frammento separato della Placca Africana portato a contatto con la Placca eurasiatica. La collisione di questa microplacca con il margine continentale europeo, come vedremo in seguito, è all'origine della catena alpina.

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  Le placche tettoniche principali.
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  Mappa delle attività tettoniche e vulcaniche nell'ultimo milione di anni. Sono riportate le placche tettoniche.

Il movimento e la dinamica delle placche

Spaccato ideale della Terra con rappresentazione dell'espansione (spreading) della crosta pceanica a partire dalla dorsale (ridge) e della subduzione in fosse oceaniche (trench) ai margini delle placche tettoniche. Il movimento delle placche è causato e guidato dalle correnti convettive del mantello.

Schema generalizzato del movimento di placche tettoniche in espansione sulla superficie dello sferoide terrestre (in generale, gli assi di rotazione delle placche non coincidono con l'asse di rotazione terrestre). In questo caso le placche sono composte sia da crosta oceanica che continentale (margini continentali passivi).

L'espansione delle dorsali (spreading)

Gli assi delle dorsali come abbiamo visto sono caratterizzate da elevato flusso di calore e spessore ridotto di crosta oceanica, e sono le zone di origine dell'espansione dei fondi oceanici. L'espansione e il movimento sono causati e guidati dalle correnti convettive che interessano il materiale del mantello terrestre e lo portano in superficie in corrispondenza delle rift valley delle dorsali. Il fondale oceanico si espande quindi simmetricamente ai due lati della dorsale.

le faglie trasformi e il loro meccanismo.

Tuttavia, le dorsali non hanno un decorso lineare, ma sono costituite da segmenti interrotti da fasce fratturate che danno origine a lunghe linee di faglia estese fino ai margini continentali: le faglie trasformi. In corrispondenza di queste faglie vi è movimento relativo opposto in senso orizzontale ai due lati, ma solo nel tratto che collega due segmenti di dorsale (è questo fenomeno che genera la maggior parte dei terremoti), mentre in posizione esterna alla dorsale il movimento ai due lati della faglia è nello stesso senso (quindi non si ha dislocazione). La famosa Faglia di S. Andrea, che interessa la costa californiana, è una faglia trasforme. Dalle dorsali di originano apparati vulcanici che restano generalmente attivi (e possono emergere come isole) fintanto che rimangono nei pressi della dorsale stessa; con l'allontanamento progressivo dalla dorsale l'attività cessa e gradualmente sprofondano a causa dell'abbassamento della crosta, restando come seamount sommersi che possono anche formare catene sommerse e dorsali asismiche (cioè prive di attività sismica).

Le faglie trasformi sono importanti perché il loro decorso indica la direzione di moto relativo delle placche. Le placche sono in realtà superfici curve ("calotte") su uno sferoide, quindi il loro movimento di espansione e i loro movimenti relativi sono sempre delle rotazioni che avvengono intorno a un asse passante per il centro della Terra. Ogni placca ha dei propri poli di rotazione (o di espansione), dati dall'intersezione dell'asse di rotazione con la superficie terrestre, e i circoli di rotazione (i "paralleli") saranno definiti appunto dalle faglie trasformi. La velocità di traslazione in superficie della placca sarà uguale a zero ai poli di rotazione e sarà massima all'equatore della rotazione. Questa interpretazione geometrica è stata dimostrata dal calcolo delle velocità di espansione della dorsale medio-atlantica nei suoi vari segmenti. Le placche sono collegate a quelle adiacenti tramite giunzioni triple (cioè le placche si congiungono sempre a tre a tre).

La posizione dei più importanti punti caldi (hot spot).

Il vulcanismo di hot spot e la cinematica delle placche.

I punti caldi (hot spot)

Una piccola percentuale del vulcanismo terrestre non è associato ai margini delle placche ma si trova in punti isolati entro le placche stesse. Questi centri vulcanici isolati, ma molto significativi per importanza delle fasi eruttive, vengono definiti hot spot. Generalmente sono situati in corrispondenza di "rigonfiamenti crostali", che implicano un accumulo di pressione nel substrato delle placche. I magmi emessi da questi centri eruttivi sono per la maggior parte sempre basalti, ma con una composizione diversa rispetto a quelli delle dorsali (con maggiori percentuali di metalli alcalini). L'origine del fenomeno non è tuttora del tutto compresa: secondo il modello dominante gli hot spot non sarebbero legati alle normali correnti convettive del mantello superiore, ma sarebbero le manifestazioni superficiali di "pennacchi" (plume) di materiale in risalita dal mantello più profondo. Questi formerebbero colonne ascendenti di magma estremamente caldo e poco viscoso. Il passaggio di una placca litosferica su un punto caldo (che ha origine indipendente, al di sotto della placca stessa) dà luogo ad una "traccia" nella direzione di movimento della placca, sotto forma di allineamenti di apparati vulcanici che restano attivi in corrispondenza dello hot spot e si inattivano, sprofondando, quando escono dal raggio d'azione del punto caldo. Il risultato è una catena sottomarina di seamounts, oppure (nel caso che la morfologia sia più continua) una dorsale asismica (cioè inattiva dal punto di vista sismico). Il punto caldo più evidente e studiato è quello delle Hawaii: tutte le isole dell'arcipelago sono state generate dalla stessa sorgente di hot spot sulla quale è transitata la placca pacifica durante gli ultimi 70 milioni di anni, con movimento verso nord-ovest (gli unici apparati vulcanici attivi attualmente sono su Hawaii, l'isola più grande e all'estremità sud-orientale della catena). Al limite occidentale della catena della Hawaii, inizia un'altra catena, completamente sommersa, la Emperor Chain, che punta verso nord, cambiando direzione bruscamente: questo fenomeno è ritenuto indicativo di una variazione nella direzione di movimento della placca.
Gli hot spot non sono necessariamente sempre all'interno delle placche: possono anche situarsi presso i margini o anche in corrispondenza degli stessi, soprattutto delle dorsali. Un tipico esempio è l'Islanda: si tratta di un tratto della dorsale medio-atlantica emerso probabilmente per la presenza concomitante di un punto caldo che ha provocato un esteso sollevamento crostale. Talora gli hot spot corrispondono a supervulcani (apparati vulcanici, generalmente a caldera, con eruzioni di grande magnitudine), come lo Yellowstone (Wyoming, US).

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  Carta batimetrica della parte equatoriale dell'Oceano Atlantico. Ben visibile l'assetto della dorsale medio-atlantica, composta da segmenti collegati da faglie trasformi, che si prolungano fino ai margini continentali ed evidenziano la direzione di movimento delle placche.
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  La Dorsale di Walvis, in Atlantico meridionale. Una catena di seamount originata dall'attività di un punto caldo (hot spot).
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  La catena sottomarina delle Hawaii, con decorso SE-NW, culminante a sud-est nell'arcipelago emerso con la grande isola Hawaii attualmente attiva. Dopo una brusca deviazione verso NNW la dorsale prosegue con la catena Emperor, che indica un cambiamento di direzione del movimento della Placca Pacifica.
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  Direzioni attuali di movimento delle placche, basate su dati geodetici forniti dal sistema satellitare GPS.

I margini continentali passivi

Distribuzione globale dei margini passivi (fasce colorate).

Se immaginiamo di far muovere a ritroso la crosta oceanica fino alle dorsale (ad esempio nell'Atlantico), e idealmente facciamo rientrare il materiale crostale nelle dorsali stesse, prima o poi i margini continentali al termine delle placche di crosta oceanica torneranno a combaciare, ricostituendo l'antico supercontinente. Questo avviene perché i margini continentali di questo tipo, definiti come margini passivi, hanno conservato sostanzialmente i loro caratteri geologici sui lati delle fratture continentali originarie dove è avvenuta la separazione.

Schema di un margine continentale passivo. 1-crosta continentale; 2-crosta oceanica; 3-sedimenti contemporanei e posteriori alla separazione dei continenti; 4-mantello superiore; 5-oceano; 6-blocchi continentali scollati e collassati; 7-faglie normali.

I margini continentali si sono semplicemente allontanati l'uno dall'altro, spinti passivamente dalla nuova crosta oceanica, con una deformazione limitata di tipo distensivo costituita da fenomeni di collasso strutturale lungo i margini stessi. Guardando più in dettaglio, scopriremo che questo tipo di deformazione consiste in blocchi crostali "scivolati" a gradinata lungo grandi superfici di faglia (faglie normali o faglie dirette).

Lo scivolamento di questi blocchi è conseguente all'allontanamento dei due continenti secondo un modello di rift continentale.

Stadio iniziale di un rift continentale.

• Stadio iniziale di inarcamento. Se entro il mantello al di sotto di un blocco continentale si forma una cellula convettiva, il magma molto caldo in risalita fa diminuire la densità del mantello superiore. Questo fenomeno innesca una compensazione isostatica che fa inarcare la crosta continentale soprastante provocando un "rigonfiamento crostale". Questo fenomeno di innalzamento prosegue fino a quando la tensione e il peso delle rocce provocano una serie di collassi lungo "spaccature" (faglie) che formano delle valli di rift (rift valley), caratterizzate da uno stile strutturale a blocchi innalzati e ribassati ("horst e graben"). Nelle depressioni tettoniche si formano estesi laghi di rift. Questi fenomeni sono accompagnati da esteso vulcanismo, con la fuoriuscita di materiale del mantello frammisto e contaminato con materiale crostale. Questo stadio è ben esemplificato dall'attuale Rift dell'Africa orientale che si estende dalla regione dell'Afar (Etiopia) a nord, con varie articolazioni, fino al Mozambico a sud, ed è sede dei grandi laghi africani (ad esempio il laghi Vittoria, Tanganika, Malawi...).
• Stadio proto-oceanico. L'allontanamento dei due margini causato dalle correnti convettive del mantello superiore continua, facendo sprofondare e ruotare sempre più i blocchi collassati e provocando l'assottigliamento dei margini continentali. In questa fase si verifica generalmente una prima ingressione marina nel solco intra-continentale che si viene a generare, creando bracci di mare con sedimentazione evaporitica. Questo stadio può essere rappresentato dall'attuale Mar Rosso, un "oceano incipiente".
• Stadio oceanico. Inizia ad accrezionarsi nuova crosta oceanica vera e propria ai margini della frattura intra-continentale. A questo punto si ha la nascita di un vero e proprio oceano mentre i due continenti, ormai separati, si allontanano progressivamente. I margini continentali, allontanandosi la fonte di calore della nuova dorsale, dall'iniziale rigonfiamento tendono a sprofondare e vengono gradualmente sepolti dalla deposizione di nuovi sedimenti provenienti dal denudamento delle aree continentali, e si viene a configurare la ormai nota organizzazione in piattaforma continentale e scarpata continentale. L'attuale Oceano Atlantico è il prototipo di questo stadio evolutivo.

Generazione di un margine passivo da un rift continentale.

Da quanto detto è chiaro che i margini passivi non sono margini di placca, perché il blocco continentale si muove in modo solidale con la crosta oceanica: come già detto esso viene "spinto" passivamente dal continuo accrezionarsi di nuova cresta oceanica in corrispondenza della dorsale.

Invece, un rift continentale è un limite tra due placche appena createsi a partire da una sola placca continentale, prima che inizi il vero e proprio processo di "oceanizzazione" con la formazione di nuova crosta oceanica. Da quel momento, il limite tra le due placche è definito dalla nuova dorsale medio-oceanica e i margini continentali restano come margini passivi, solidali alla parte di placca oceanica. Questo significa anche che una placca tettonica può essere composta da crosta oceanica e da crosta continentale.

I margini delle placche

Schema generalizzato del movimento di placche tettoniche sulla superficie dello sferoide terrestre. In questo caso le placche in espansione collidono con margini convergenti (attivi).

Abbiamo visto le aree e i punti dove si genera nuova crosta e dove ha quindi origine l'espansione delle placche crostali. Vediamo ora cosa succede dove l'espansione continua delle placche le porta ad interagire tra loro in qualche modo.

Sistemi arco-fossa

Mappa globale che individua le fosse oceaniche, visualizzando l'estensione e la profondità degli elementi crostali subdotti (la scala in colore è una scala di profondità).

Si tratta di zone in cui le placche convergono con movimento opposto, e una delle due sprofonda sotto l'altra nell'astenosfera perdendo gradualmente la propria individualità. Sono composti da cinque elementi principali:

• Fossa (trench). Strutture larghe 50-100 Km e profonde più di 6 Km (ma possono arrivare fino a oltre 10 Km, nella Fossa delle Marianne), il cui fondale è costituito da crosta oceanica. Possono essere prive di sedimenti o contenere sedimenti marini (sia torbiditici che pelagici). Le fosse sono zone in cui la crosta oceanica a composizione basaltica, densa e pesante, si incunea e sprofonda sotto altra crosta (continentale oppure oceanica) lungo i Piani di Benjoff, e viene gradualmente assorbita dal mantello terrestre: è il fenomeno della subduzione. Per la natura di questo fenomeno si tratta di aree fortemente sismiche, in cui l'attrito delle placche in subduzione genera terremoti con ipocentri da superficiali a molto profondi (fino a circa 700 Km di profondità). La maggior parte del perimetro costiero dell'Oceano Pacifico (30000 Km circa) è costituito da sistemi arco-fossa che, a causa della forte attività sismica e vulcanica, formano la cosiddetta "cintura di fuoco" del Pacifico. Fosse oceaniche sono presenti anche nell'Atlantico centro-occidentale, nell'Oceano Indiano nord-orientale e nel Mediterraneo (che è, dal punto di vista geologico, un oceano a tutti gli effetti). Le fosse formano generalmente un arco convesso verso la placca in subduzione. Il versante interno (zona di subduzione) è normalmente più ripido di quello esterno, e alla sua base, da dati geofisici, appare costituito da sedimenti e lembi di crosta oceanica estremamente deformati ("strappati" dalla placca in subduzione).
• Intervallo arco-fossa. La fascia tra la fossa e l'arco che si sviluppa al suo interno può variare da una cinquantina a circa 300 Km di ampiezza, ed è composta da crosta oceanica con sedimenti indisturbati nel caso di una subduzione tra due placche di crosta oceanica, mentre è composta di crosta continentale o di transizione fortemente tettonizzata nel caso in cui abbiamo la subduzione di crosta oceanica sotto una placca continentale.
• Arco magmatico. Gli archi magmatici sono fasce vulcaniche curvilinee all'incirca parallele alle fosse e alle zone di subduzione. Il vulcanismo è originato dalla consumazione della crosta oceanica della placca in corso di subduzione e dalla risalita del magma derivato dalla sua fusione. I prodotti vulcanici sono molto più differenziati di quelli di dorsale, perché il magma in risalita ha il tempo di differenziarsi nelle camere magmatiche. Quindi accanto alle lave basaltiche vi sono lave dacitiche e andesitiche, molto più viscose. Vi è anche attività plutonica, con termini intrusivi (rocce granitoidi). Il vulcanismo è spesso di tipo esplosivo (molto pericoloso) e gli apparati sono sovente strato-vulcani. Gli archi magmatici possono essere di due tipi:
  • Archi insulari. Quando la subduzione è tra due placche di crosta oceanica, gli archi sono composti da allineamenti di isole vulcaniche (come ad esempio le Isole Marianne, le Kurili o le Aleutine).
  • Margini continentali attivi. Quando si ha subduzione di crosta oceanica sotto un margine continentale. Un esempio tipico è il margine occidentale dell'America Meridionale. In questo caso la collisione con una placca oceanica dà origine ad una catena montuosa (orogenesi) per le forti spinte compressive. La crosta continentale sotto la cordigliera andina è molto ispessita (50-75 Km). La risalita di magmi dalla placca in subduzione, per differenziazione successiva porta alla formazione di batoliti a composizione acida (rocce granitoidi).
• Area di retroarco. Dietro i sistemi di archi insulari si hanno bacini di tipo oceanico, anche se di dimensioni ridotte (bacini di retroarco), impostati su normale crosta oceanica. Tipici esempi sono i bacini marginali sul margine ovest del Pacifico, come il Mar del Giappone, il Mar Cinese Meridionale, il Mare di Okhotsk o il Mare di Bering. Dietro i margini continentali si possono avere depressioni tettoniche intra-continentali.

Se una placca è composta in parte di crosta continentale e in parte di crosta oceanica, la convergenza con un margine continentale può portare alla totale consumazione per subduzione della crosta oceanica. In questo caso, si ha una collisione diretta tra continenti e un processo di orogenesi, con la formazione di una catena collisionale. Poiché la crosta continentale è più leggera della crosta oceanica, lo sprofondamento di crosta continentale sotto altra crosta continentale e la sua consunzione nel mantello è impossibile (o comunque la subduzione è molto limitata). A causa quindi della resistenza della crosta continentale allo sprofondamento, le spinte compressive danno luogo a grandi falde (lembi crostali) che scorrono le une sulle altre e si "impilano" formando catene montuose di grande estensione e altitudine, mentre ai margini interni dei due continenti collisi, dove la deformazione è minore, si ha uno stile strutturale prevalente a pieghe e faglie. Esempi tipici sono le Alpi, gli Appennini, l'Himalaya. In queste catene si ha generalmente più attività plutonica e filoniana (intrusione di magmi in profondità) che vulcanica.

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  Convergenza tra due placche oceaniche. 1) Crosta oceanica 2) Litosfera 3) Mantello 4) Crosta continentale 5) Fossa oceanica 6) Arco insulare.
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  Convergenza tra una placca oceanica e una placca continentale. 1) Crosta oceanica 2) Litosfera 3) Mantello 4) Crosta continentale 5) Arco continentale 6) Fossa oceanica.
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  Convergenza tra due placche continentali. 1) Crosta continentale 2) Litosfera 3) Astenosfera 4) Crosta oceanica completamente subdotta 5) Catena montuosa a pieghe e falde tettoniche 6) "Retropaese" (parte di placca continentale retrostante la catena, da poco deformata a indeformata).

Affioramento di basalti "a pillow" in Appennino settentrionale, in un complesso ofiolitico.

Schema che illustra la formazione dei complessi ofiolitici.

Nel complesso di falde tettoniche impilate di queste catene è frequente avere "brandelli" della originale crosta oceanica e dei sedimenti pelagici (radiolariti, argilliti e calcari pelagici) che la ricoprivano, portati in superficie per obduzione dalle spinte tettoniche. Questi termini si dicono per tradizione ofioliti (dal greco ophis, serpente) per il colore verdastro e l'aspetto "scaglioso" dei termini ignei basaltici e peridotitici, metamorfosati in serpentiniti. Il materiale che va a formare i complessi ofiolitici viene "strappato" alla placca oceanica in corso di subduzione dall'attrito con la placca soprastante e si accumula sul lato interno delle fosse oceaniche. Quando la crosta oceanica è completamente consumata nella subduzione e due placche continentali vengono a collidere, poiché la crosta continentale non può andare in subduzione, le spinte compressive sollevano e portano a giorno anche le ofioliti. La grande importanza geologica delle ofioliti risiede nel fatto che la loro presenza testimonia, all'interno delle grandi catene montuose collisionali come le Alpi e l'Himalaya, la presenza di resti obdotti di un bacino oceanico preesistente consumato dal fenomeno della subduzione. Questa evidenza è uno dei pilastri della tettonica delle placche e le ofioliti hanno quindi un ruolo centrale nella conferma di tale teoria. In catene derivate da una collisione oceano-continente, come le Ande, le ofioliti sono assenti in quanto tutta la crosta oceanica è ancora convogliata nel piano di subduzione e non vi è possibilità di obduzione.

Abbiamo ora la possibilità di rispondere alla domanda che ci siamo fatti alla fine del capitolo sull'espansione dei fondali oceanici. La crosta oceanica anteriore al Giurassico (non rappresentata negli oceani attuali) ha avuto una duplice sorte:

• per la maggior parte, è stata "riassorbita" dal mantello terrestre lungo i piani di subduzione;
• in piccola parte (quella "strappata" dall'attrito con le placche continentali sul lato interno delle fosse oceaniche) è stata obdotta sulle placche continentali e giace all'interno delle falde tettoniche impilate che costituiscono le grandi catene montuose (sia quelle recenti, prodottesi nell'orogenesi alpino-himalayana, tuttora in corso, sia quelle più antiche delle orogenesi paleozoiche, proterozoiche e archeane).

Margini trasformi

Mappa dei margini di placca. I principali margini trasformi sono in nero; in verde le fosse (margini attivi) e in rosso le dorsali.

Mappa batmetrica della Placca Scotia.

La Placca Scotia (SCO) delimitata dalla Placca delle South Sandwich, dalla Placca Antartica, dalla Placca Sudamericana e infine dalla Placca delle Shetland, appena sopra la Penisola Antarctica.

In corrispondenza di questo tipo di margine non si ha né convergenza né divergenza delle placche (e quindi non abbiamo né creazione né distruzione di crosta), ma le placche si muovono orizzontalmente in senso opposto "strisciando" l'una contro l'altra. Si tratta dei tratti attivi delle faglie trasformi. Abbiamo visto che questi tratti collegano i vari segmenti delle dorsali oceaniche e si prolungano nei tratti inattivi definendo i circoli di rotazione delle placche. Nella grande maggioranza dei casi i tratti attivi delle trasformi sono limitati (al massimo alcune decine di chilometri), quindi di fatto sono considerati parte della zona assiale della dorsale. In diversi casi però, faglie trasformi collegano segmenti di dorsale o di fossa fortemente dislocati (fino a centinaia o addirittura migliaia di chilometri), e in tal caso segnano una effettiva separazione tra placche tettoniche.

Un buon esempio è quello visualizzato che riguarda la Placca Scotia. Questa placca minore, piuttosto complessa, allungata e con decorso est-ovest, è situata tra la Patagonia e il Plateau delle Malvine (Falkland) a nord e la massa continentale antartica a sud. È delimitata a est dalla Placca delle South Sandwich (mediante una dorsale attiva e in espansione), a sud dalla Placca Antartica, a nord dalla Placca Sudamericana (SAM) e infine dalla Placca delle Shetland in corrispondenza della Penisola Antartica. Il limite ovest è dato dalla terminazione sud della fossa oceanica sudamericana e da una sua trasforme. Questa placca è costituita per la maggior parte da crosta oceanica e in parte, ai margini nord e sud, da frammenti di crosta continentale. I limiti nord e sud sono formati da grandi faglie trasformi, rispettivamente: a nord la North Scotia Ridge, una trasforme sinistra che disloca la Scotia Plate contro la Placca Sudamericana; a sud la South Scotia Ridge (altra trasforme sinistra), che disloca la Scotia Plate contro la Placca Antartica.

La Mendocino Triple Junction. Le tre placche che si incontrano in questo settore sono la Placca Pacifica, la placca minore di Gorda e la Placca Nord Americana.

La Faglia di S. Andrea, da Capo Mendocino a nord a S. Bernardino (al confine con il Messico) a sud.

Un altro esempio di interesse è la Giunzione Tripla di Mendocino (Mendocino Triple Junction), un tratto attivo di faglia trasforme presso Capo Mendocino (California del nord) che disloca la Dorsale di Gorda, separando la Placca di Gorda dalla Placca Pacifica. Qui si incontrano la Zona di Frattura di Mendocino o ovest, il tratto più settentrionale della Faglia di S. Andrea a sud e la Zona di Subduzione di Cascadia a nord (in cui la Placca di Gorda viene subdotta sotto la Placca Nordamericana). Si tratta di una giunzione tripla del tipo FFT (Fault-Fault-Trench ovvero faglia-faglia-fossa). La placca di Gorda (alimentata dalla Dorsale di Gorda) e la Placca Pacifica si muovono orizzontalmente l'una contro l'altra generando una forte sismicità.

A sua volta, la Faglia di S. Andrea fa parte di un sistema di faglie trasformi attive molto sviluppato che collega (con varie articolazioni) la Giunzione Tripla di Mendocino a nord con la Dorsale Pacifica, a sud della penisola della Baja California (Messico). La Faglia di S. Andrea in senso stretto arriva a sud fino al Lago Salton, presso il confine col Messico. Questo sistema separa sostanzialmente la Placca Nordamericana (crosta continentale), che si muove verso sud, dalla Placca Pacifica (crosta oceanica), con movimento verso nord (quindi si tratta di una trascorrente destra). La Faglia di S. Andrea, come è noto, è una delle zone a più elevata sismicità al mondo, soprattutto nella parte settentrionale e meridionale della faglia di S. Andrea, dove si ha accumulo di energia con rilascio improvviso coincidente con movimenti della faglia, mentre nella parte centrale si ha scorrimento continuo (asismico) dei due lati. I tre terremoti più rilevanti legati all'attività geologica della faglia di Sant'Andrea sono i seguenti:

• 1857 - Nella California centrale e del sud, da Parkfield fino a Cajon Pass (a sud di Wrightwood). Conosciuto come Terremoto di Fort Tejon, l'epicentro è stato posizionato appena a sud di Parkfield. Sono state registrate solo 2 vittime. Magnitudo stimata: 8,0.
• 1906 - Nella California del nord, da San Juan Bautista ad Eureka. L'epicentro fu nei pressi di San Francisco. Approssimativamente morirono 3000 persone nel terremoto e nel susseguente incendio. Magnitudo stimata: 8,3 (Terremoto di San Francisco)
• 1989 - Presso Santa Cruz, che causò 63 tra morti e feriti gravi, ma danni localizzati nell'area della Baia di San Francisco. Magnitudo: 7,1 (Terremoto di Loma Prieta).

Ricapitolando

Lo schema seguente mostra insieme, in una ricostruzione ideale, tutti gli elementi della Tettonica delle Placche. La terminologia è quella anglosassone (con la quale è stata formulata questa teoria e che è quella utilizzata comunemente nella letteratura scientifica).

Servitevi di questo schema per il ripasso di questa lezione e cercate di reperire esempi concreti (nei progetti di Wikimedia e da altre fonti) per ciascun elemento. Redigete quindi descrizioni degli esempi reperiti, con gli opportuni collegamenti alla teoria.

Schema generale che mostra tutti i principali elementi della Tettonica delle Placche.

Bibliografia

• Bosellini A., Tettonica delle Placche e Geologia, Italo Bovolenta Editore, 1978.
• Hallam A., Una rivoluzione nelle Scienze della Terra, Zanichelli, 1979.

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