Tettonica delle Placche

Le dinamiche che portano al combaciamento delle placche portano alla formazione di un supercontinente e alla sua separazione. I movimenti delle placche sono dovuti a forze endogene, provocate dai moti convettivi all'interno della Terra, e non si tratta di “zattere crostali” di SiAl sul SiMA sottostante, ma di placche litosferiche.

I margini di placca trasformi (trascorrenti) sono quelli che scorrono orizzontalmente l'uno rispetto all'altro; questo non comporta né un'espansione, né una sua subduzione (anche se si trasformano le rocce, e vi è una marginale consunzione).

In corrispondenza dei margini divergenti (in accrescimento) si estende la crosta oceanica, a partire da rift (dorsali oceaniche), lunghi vulcani lineare.

I margini convergenti (distruttivi) provocano consunzione della crosta oceanica, mediante subduzione e consunzione delle placche. Quando il movimento è convergente solo quando (almeno) una delle due placche convergenti ha crosta oceanica, che è densa e può subdurre; viceversa, con l'avvicinamento di due croste continentali avviene l'orogenesi (formazione di catene montuose). Esiste un equilibrio tra la formazione di nuova crosta e la sua distruzione.

La Teoria della Tettonica delle Placche, esposta verso la fine degli anni '60, oltre a confermare l'idea della deriva di continenti e l'esistenza di una Pangea circondata dalla Panthalassa, spiega anche dunque l'espansione del fondo oceanico, le anomalie magnetiche sui fondali oceanici, e tutti i grandi fenomeni geologici quali vulcani, terremoti, la formazione di nuovi oceani e la loro evoluzione, nonché quella delle catene montuose. È definita pertanto una «teoria unificante», in quanto spiega tutti i fenomeni geodinamici avente origine interna. Tale teoria poggia non solo sulla Teoria di Wegner, ma anche sull'ipotesi sull'espansione dei fondali oceanici di Hess, nonché su altri contributi degli anni precedenti.

Si ritiene che il fenomeno del movimento delle placche abbia come causa prevalente la formazione di celle convettive, considerando i lunghi tempi impiegati dal fenomeno stesso e il fatto che il mantello superiore in tali periodi di tempo estesi si possa comportare come un fluido molto denso. Non è univoco il numero di placche (porzioni di litosfera): sono all'incirca una ventina, di cui 6 sono quelle principali. La formazione delle placche è un evento che può ancora avvenire. Oggi, le osservazioni conducibili tramite satelliti permette di misurare la posizione e velocità di movimento delle placche. D'altra parte, vi sono 3 tipi principali di movimenti di placche:

• divergenza
• convergenza
• traslazione

Il movimento è reciproco e dipende dunque dall'interazione tra le due placche in corrispondenza del margine.

Il fondo oceanico non è piatto; presenta dorsali oceaniche, che sono lunghi vulcani lineari estesi per miglaia di km, in rilievo. La crosta è 2700 m rispetto al piano abissale, ed essendo dei vulcani lineari, le dorsali oceaniche presentano spaccature (rift) da cui fuoriesce lava.

I sedimenti della crosta oceanica hanno uno spessore vario ma non elevato; su di essi vi sono i basalti (dalla solidificazione della lava, struttura amorfa), e sopra ancora i gabbri (magma basico/femico, che solidificano lentamente in quanto rocce intrusive, formando cristalli).

I piani abissali sono invece grandi pianure, e un altro elemento che caratterizza il fondale oceanico è quello delle fosse abissali: in corrispondenza di esse vi è subduzione (riassorbimento) del fondale oceanico.

Secondo l'ipotesi di Hess, in corrispondenza di dorsali oceaniche si forma nuovo fondale oceanico, e in corrispondenza delle fosse abissali va a riassorbirsi tale fondale. L'ipotesi era di tipo speculativo, sulla base dei pochi dati allora disponibili, e Hess aveva considerato che in corrispondenza delle dorsali vi fossero eruzioni di lava basaltica, poiché il volume di crosta rimane costante vi devono essere zone di assorbimento della crosta stessa. L'idea di Hess non ebbe subito successo tra i contemporanei, perché era di tipo speculativo e poiché non era descritto approfonditamente il processo. Studi condotti in seguito confermarono le ipotesi di Hess e spiegarono in dettaglio il modo in cui si verifica il fenomeno.

Le dorsali oceaniche si formano in corrispondenza di margini ascendenti di celle convettive: si ha la risalita di magma, che è basico poiché proviene dal mantello (composizione originariamente ultrabasica), con spaccature anche all'interno di camere magmatiche. Ciò provoca una spinta verso l'alto. Ciò provoca un inarcamento della crosta oceanica, che ne provoca anche un assottigliamento (vi sono anche tensioni distensive); d'altra parte le dorsali oceaniche sono l'effetto delle dinamiche a livello di margini esistenti. L'assottigliamento della crosta e tali tensioni provocano l'apertura di un rift (spaccatura) che può generare la formazione di una vera e propria dorsale. In corrispondenza del rift si ha un'eruzione, con fuoriuscita di lava basica che solidifica in parte sull'edificio vulcanico stesso (formando plateau basaltici in corrispondenza del rift), e per via delle tensioni, si ha un'espansione del fondale oceanico e un allargamento della dorsale oceanica stessa.

Le prove di questa teoria sono: (v. pag 206)

• anomalie magnetiche dei fondali oceanici → l'analisi del campo geomagnetico ha evidenziato l'esistenza di fasce in cui il campo magnetico locale è superiore a quello medio, e altre in cui viceversa l'intensità di $B$ locale è minore alla media; l'esistenza di anomalie positive e negative è dovuta all'esistenza di rocce magnetiche fossili che provocano la registrazione di un'anomalia magnetica positiva se all'epoca della loro formazione il campo magnetico era orientato come quello attuale (si sommano) e invece negativa nel caso contrario. La collocazione delle fasce non è casuale: rispetto alla rift di una dorsale oceanica, le fasce sono parallele e simmetriche.
• età dei sedimenti oceanici → non solo lo spessore dei sedimenti del fondale oceanico non è elevato e si tratta di sedimenti incoerenti, ma il carotaggio ha rivelato che lo spessore dei sedimenti è via via maggiore allontanandosi dalla rift della dorsale oceanica: ciò è comprensibile poiché in corrispondenza della dorsale si forma nuovo fondale, e il minor spessore dei sedimenti è da associare alla minore età del fondale oceanico. Sono inoltre presenti gusci di organismi planktonici presenti nei sedimenti stessi, che forniscono una più precisa indicazione sull'età di tali sedimenti, e i più antichi risalgono a circa 170 m di anni fa (la crosta oceanica è in continua rigenerazione).
• elevato flusso di calore in corrispondenza delle dorsali oceaniche → la quantità di energia termica emessa dalla terra per unità di area non è omogenea, ma esistono zone più calde in cui il flusso ha maggiore intensità, e zone meno calde; le zone in cui il flusso di calore è maggiore sono le dorsali oceaniche, che si generano a causa della presenza di fasce ascendenti di celle convettive; le zone più fredde sono invece le fosse abissali, dunque in presenza di fasce discendenti.

La rift non è in asse, bensì è disarticolata in tratti, separati da spaccature (faglie) trasversali dette «faglie trasformi». La dorsale oceanica si forma infatti per inarcamento del magma, e non è garantito che lungo l'asse del rift sia omogenea la quantità di magma e pertanto la portata di fuoriuscita della lava e la conseguente velocità di formazione della dorsale. La traslazione lungo tali faglie provoca attività sismica superficiale, che caratterizza del resto l'intero tratto della dorsale oceanica. Dalle faglie transformi non vi è tuttavia fuoriuscita di lava.

Un'altra manifestazione di attività sismica superficiale (~70 km) è in corrispondenza dei margini trasformi (anche detti conservativi). Questi margini sono collocati laddove due placche litosferiche sono in reciproco moto di scorrimento e si genera attività sismica dovuta alle tensioni da attrito dovuta alle placche. Esempi sono la faglia di San Andreas in California, e la faglia dell'Anatolia in Turchia.

Il terzo tipo di attività sismica è riferita alle fosse oceaniche, in corrispondenza delle quali vi è subduzione di una placca ove vi sono margini convergenti. Esse sono situate parallelamente alle dorsali oceaniche, e si formano al di sopra di colonne discendenti di celle convettive. Lungo il piano di subduzione vi è un fortissimo attrito che genera attività sismica, e l'ipocentro dei terremoti è tanto più profondo quanto ci si allontana dal rift (il piano di Benioff è discendente). Le caratteristiche del materiale presente a profondità maggiori di 700 km non permettono che gli ipocentri si trovino al di sotto di queste distanze dalla superficie.

Il quarto tipo è dovuto a orogeni attivi (catene montuose ancora in scorrimento).

Il vulcanismo legato alla dorsale oceanica tipicamente esibisce formazione di lava a cuscino (pillow) ed è di tipo effusivo. I vulcani legati alla subduzione sono invece di tipo esplosivo. Le Ande sono formate da rocce dette appunto «andesiti» che presentano chimismo intermedio (percentuale in silice inferiore al 65%), tuttavia l'attività vulcanica è esplosiva e coinvolge, oltre alle rocce basaltiche sottostanti, anche i sedimenti sialici. Nel momento in cui avviene la subduzione di fondale oceanico (basaltico), si forma una catena montuosa d'origine vulcanica di tipo espolsivo, con la formazione di pendii ripidi, ben differenti dai plateau che si formano con l'attività vulcanica di tipo effusivo.

I vulcani intra-placca sono i cosiddetti «vulcani da punto caldo»: si formano a causa della risalita di colonne di materiale caldo proveniente dalla base del mantello, in corrispondenza della discontinuità di Gutenberg. Il magma si forma nel mantello, a causa del calore del nucleo, e i minerali sono altamente femici, e formano lave basaltiche. La forma è “a scudo”, ossia a base larga con pendii dolci. Anche il materiale ultrabasico che risale va incontro a contaminazione (in quanto caldo, scioglie nella risalita materiali aventi punto di fusione più basso) e in parte avviene l'allontanamento di alcuni minerali più densi: durante la risalita, vi è lo stazionamento del magma per via di ostacoli che incontra, e si ha solidificazione e separazione dal resto del magma di alcune componenti ultrabasiche. Più i minerali sono femici, più sono densi e fondono a temperature più alte, pertanto i minerali ad allontanarsi per primi sono quelli ultrabasici.

Alla base del mantello vi è una disomogeneità termica dovuta ai moti convettivi all'interno del nucleo, anche qui con colonne ascendenti e discendenti. La collocazione di queste colonne tende a rimanere la stessa nel tempo, per periodi di tempo molto lunghi. Poiché le placche sono in movimento, a un certo punto un vulcano da punto caldo si estingue, e ne appare uno nuovo in corrispondenza del nuovo punto sulla placca che corrisponde alla colonna ascendente nel nucleo. Se questi vulcani si originano sulla crosta oceanica, tendono a formare arcipelaghi insulari di origine vulcanica, con più isole formate per attività vulcanica da punto caldo, con più vulcani estinti e uno attivo (es. Hawaii).

Studiando la collocazione delle isole si possono ottenere dati sul movimento (direzione, velocità) della placca. Un vulcano da punto caldo non si forma obbligatoriamente sul fondale oceanico, ma la costruzione dell'edificio vulcanico su fondale oceanico fa sì che si formi un'isola. Poiché la maggior parte della superficie terrestre è formata da placca oceanica, è maggiore la probabilità che così sia, tuttavia vi sono anche vulcani da punto caldo nella placca continentale. I pennacchi sono movimenti ascensionali di materiale nel mantello, di cui i punti caldi sono le manifestazioni superficiali.

I margini di placca sono i confini delle placche, e sono i luoghi in cui si concentrano attività sismiche e vulcaniche. I margini continentali possono essere:

• passivi → in corrispondenza di oceani in espansione
• trasformi → tipici delle faglie trasformi
• attivi → convergenza tra placca oceanica e continentale

Nei margini passivi vi sono tensioni che determinano un inarcamento della crosta, e la rottura con apertura di una faglia, e via via l'attività vulcanica in corrispondenza della rift della dorsale con conseguente formazione di un oceano. Un esempio è la Great Rift Valley africana, in quanto questa fossa tettonica può raccogliere acqua, formando laghi, e a lungo andare l'espansione del fondo oceanico porta a un ampliamento della fossa di una faglia con fuoriuscita di magma, ma tale depressione può venire sommersa dalle acque, e si ha un oceano in fase giovanile (es. Mar Rosso). Il nuovo bacino oceanico, sottoposto a un'espansione¹⁾, si espande andando a formare un oceano via via sempre più vasto.

Il confine tra crosta continentale e crosta oceanica non coincide con il confine delle acque, ed è invece in parte sommersa, e la scarpata continentale presenta anche accumulazione di materiale detritico dei fiumi che sfociano nel mare stesso. Può coincidere o meno con il confine tra le placche, visto che una stessa parte può possedere crosta continentale e oceanica insieme

Le due porzioni di continente che vengono via via spinte verso l'esterno sono margini continentali, tuttavia passivi in quanto non soggetti ad attività sismica o vulcanica: sono due porzioni di continente, inizialmente insieme, che si sono sempre più allontanate a causa della formazione della dorsale.

Le faglie trasformi sono invece attive nel tratto tra un settore della rift della dorsale e un altro.

I margini continentali in corrispondenza delle faglie trasformi della rift sono passivi.

L'arcipelago giapponese è formato a seguito attività vulcanica di tipo esplosivo, dovuta alla formazione di un arco vulcanico parallelamente a una fossa oceanica.

Si tratta di un'attività vulcanica di tipo esplosivo per via di:

1. chimismo del magma non basico (sprofondano assieme al fondale oceanico i sedimenti sialici)
2. elevata quantità di vapore acqueo dovuta all'acqua di cui è impregnato il fondale (oceanico) che sprofonda

Questo vulcanismo è detto «andesitico» (v. Ande), generato da magma con chimismo intermedio. In corrispondenza del piano di Benioff si ha attività plutonica granitica, ossia solidificazione di magma all'interno della crosta terrestre, con formazione di rocce (plutoni), formate da filoni di roccia intrusiva (la solidificazione avviene all'interno della crosta terrestre). Vi è una differenza fondamentale tra la struttura di una roccia magmatica intrusiva e una effusiva: la prima ha una struttura cristallina (la solidificazione avviene lentamente, ad alte temperature), mentre la seconda ha struttura microcristallina, o addirittura amorfa. Il metamorfismo è un processo che comporta la ri-cristallizzazione di rocce esistenti con la loro trasformazioni, quando queste rocce sono sottoposte a elevate temperature o pressioni: ad esempio, dal granito si forma lo gneiss, dal calcare si forma il marmo ecc. Il processo metamorfico avviene sempre all'interno della Terra, poiché solo lì vi sono le condizioni termo/bariche necessarie.

Se sono in convergenza due margini di placca continentale, avviene la collisisone continentale che comporta un sollevamento con la formazione di un orogeno (catena montuosa): per via della più bassa densità della crosta continentale, non può avvenire la subduzione della stessa con crosta dello stesso tipo. Con il contatto tra la crosta eurasiatica con quella africana si formano le Alpi e gli Appennini, questi ultimi per via del corrugamento che porta al riassorbimento di un mare i cui detriti causarono la nascita degli Appennini. Tutte le maggiori catene montuose della zona mediterranea sono il risultato del progressivo avvicinamento dell'Africa all'Europa. La Catena Alpina-Himalayana è tutt'ora attiva poiché le tensioni che l'hanno generata sono ancora in atto e le catene montuose sono pertanto ancora in crescita, con tensioni che provocano terremoti. Questo progressivo avvicinamento porterà alla scomparsa dell'attuale Mar Mediterraneo, così come è stato eliminato il Tetide, di cui abbiamo traccia nei ritrovamenti di fossili marini nelle colline in Pianura Padana.

Nello stadio iniziale del processo, vi è un tratto di litosfera oceanica tra le due placche in avvicinamento. L'avvicinamento di due placche continentali può essere il risultato della subduzione di una placca mista, e una volta assorbita la componente oceanica (con sistema arco/fossa), la subduzione non può continuare e si ha orogenesi. La formazione di orogeni dal fondale oceanico porta a una deformazione che causa fenomeni metamorfici. Nelle ultime fasi, lembi di crosta oceanica possono venire «strappati» dalle tensioni dei due blocchi in avvicinamento e rimanere imprigionati nella catena montuosa che si sta formando. Questi lembi hanno un caratteristico aspetto e una specifica composizione chimica, andando a formare rocce dette ofioliti, che siamo in grado di trovare nelle catene montuose, a prova del fenomeno che ha generato la catena montuosa stessa.

Le Dolomiti sono ad esempio formate da una barriera corallina.