GEOLOGIA:Tettonica delle placche

[CENTRO ANTI-BLASFEMIA]

Tettonica delle placche
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La tettonica delle placche o tettonica a zolle (dal greco τέκτων,
tektōn che significa "costruttore") è il modello sulla dinamica della
Terra, su cui concordano la maggior parte degli scienziati che si
occupano di scienze della Terra.

Questa teoria è in grado di spiegare, in maniera integrata e con
conclusioni interdisciplinari, i fenomeni che interessano la crosta
terrestre quali: attività sismica, orogenesi, la disposizione areale
dei vulcani, le variazioni di chimismo delle rocce magmatiche, la
formazione di strutture come le fosse oceaniche e gli archi insulari e
la distribuzione geografica delle faune e flore fossili durante le ere
geologiche.

Questo modello ha parzialmente inglobato la precedente teoria della
deriva dei continenti, enunciata inizialmente da Alfred Wegener, e
sviluppatasi – con accesi dibattiti e scontri nella comunità
scientifica – durante la prima metà del XX secolo e gradualmente
universalmente accettata a seguito della scoperta, durante gli anni
sessanta, dell'espansione dei fondali oceanici.



Introduzione

involucro caratterizzato da un comportamento fragile anche alla scala
del tempo geologico, con uno spessore che va da 0 a 100 km per la
litosfera oceanica raggiungendo un massimo di 200 km per quella
continentale (in corrispondenza di orogeni). La litosfera è suddivisa
in una decina di "zolle" (o "placche") principali di varia forma e
dimensione, più numerose altre micro zolle; queste zolle si possono
paragonare a zattere che "galleggiano" (in equilibrio isostatico)
sullo strato immediatamente sottostante del mantello superiore,
l'astenosfera.

Per effetto combinato delle elevate temperature, pressioni e dei
lunghi tempi di applicazione degli sforzi l'astenosfera, pur essendo
allo stato solido, ha un comportamento plastico, ovvero si comporta
come un fluido ad elevata viscosità, i cui movimenti sono
significativi su scala geologica, ovvero per tempi dell'ordine dei
milioni di anni.

Le zolle tettoniche si possono muovere sopra l'astenosfera e
collidere, scorrere l'una accanto all'altra o allontanarsi fra loro.
Per tale motivo, nel corso della storia della terra, l'estensione e la
forma di continenti ed oceani hanno subito importanti trasformazioni.

Le placche maggiori sono:

Placca antartica
Placca sudamericana
Placca africana
Placca indo-australiana
Placca pacifica
Placca nordamericana
Placca euroasiatica
Le placche minori principali sono:

Placca di Nazca
Placca di Cocos
Placca caraibica
Placca Scotia
Placca Araba o Arabica
Placca indiana
Placca delle Filippine
Placca Juan de Fuca
Fondamentale per il riconoscimento della teoria della tettonica a
zolle e dei suoi meccanismi fu la scoperta dell'espansione dei fondali
oceanici, confermata dallo studio delle anomalie magnetiche rilevate
in prossimità della dorsale medio-atlantica. Tali anomalie risultano
distribuite in fasce simmetriche, lungo i due lati delle dorsali
oceaniche, e l'analisi della loro cronologia dimostra che l'età
geologica dei basalti sul fondale oceanico aumenta, in ciascun lato,
allontanandosi dalla cresta della dorsale.

Inoltre lo studio dei fenomeni sismici intorno al piano di Benioff,
individuato dalla disposizione degli ipocentri dei terremoti e da
altre osservazioni geologiche, apportò nuovi elementi per spiegare la
dinamica delle placche.

I modelli basati sulla teoria della tettonica a zolle descrivono le
interazioni che avvengono tra le zolle e le conseguenze macroscopiche
di queste interazioni.

Si basano principalmente su quattro ipotesi di base:

nuova litosfera oceanica viene generata lungo le dorsali oceaniche, in
maniera continuativa o episodica, e ciò causa il processo di
"espansione dei fondali oceanici";
la crosta oceanica appena creata entra a far parte di una zolla rigida
(e può includere anche continenti);
l'area totale della superficie terrestre rimane invariata nel tempo,
ossia la lunghezza del raggio terrestre rimane costante, e pertanto
ciò implica che le zolle venendo a contatto fra loro devono quindi
essere consumate da qualche parte con la stessa velocità con cui
vengono create;
le zolle litosferiche trasmettono lateralmente tutti gli sforzi a cui
sono sottoposte (hanno appunto un comportamento rigido).
confini tra le placche


I margini di zolla sono di tre tipi:


1- Astenosfera; 2- Litosfera; 3- Punto caldo; 4- Crosta oceanica; 5-
Placca in subduzione; 6- Crosta continentale; 7- Zona di rift
continentale (Nuovo margine di placca); 8- Placca a margine
convergente; 9- Placca a margine divergente; 10- Placca a margine
trasforme; 11- Vulcano a scudo; 12- Dorsale oceanica; 13- Margine di
placca convergente; 14- Strato vulcano; 15- Arco isola; 16- Placca 17-
Astenosfera; 18- Fossa
Margini a scorrimento laterale ("conservativi'") lungo i quali la
crosta non viene mai né creata né distrutta e le zolle scorrono
lateralmente l'una rispetto all'altra. Essi sono rappresentati
principalmente dalle faglie trascorrenti e dalle faglie trasformi
(destrorse o sinistrorse a seconda del verso del movimento relativo).
Margini convergenti o di subduzione, ("distruttivi") lungo i quali le
zolle si avvicinano l'una all'altra. In questa sede avvengono fenomeni
diversi a seconda del tipo di zolle che entrano in collisione. Se a
convergere sono una placca continentale e una oceanica, la seconda
sottoscorre alla prima attraverso il cosiddetto fenomeno di subduzione
e la litosfera oceanica viene trascinata in profondità nel mantello.
In queste aree troviamo le fosse abissali e spesso sono presenti
fenomeni di vulcanismo di natura andesitica, ovvero di composizione
chimica intermedia (ricordiamo che le rocce magmatiche ad una prima
approssimazione vengono suddivise, in base al contenuto assoluto di
ossido di silicio, in rocce acide, intermedie e basiche) i cui
prodotti, evolvendo durante le fasi di accumulo e risalita, tendono a
diventare sempre più ricchi di silice (più acidi, fino a granitici).
Si viene così a creare in superficie un arco vulcanico sul continente.
Tale vulcanismo ha origine dalla presenza di magma causata soprattutto
dalla fusione parziale del cuneo di mantello "sopra-Benioff" (fusione
per idratazione) e solo in minima parte dalla fusione del materiale
subdotto. Un esempio di questo tipo è il margine orientale della zolla
di Nazca che slitta sotto quello occidentale della zolla sud-
americana, dando origine alla lunghissima catena montuosa e vulcanica
delle Ande (da cui prende il nome il vulcanismo andesitico). Una volta
che è stato consumato tutto l'oceano si ha la collisione continentale
con il conseguente innalzamento di un orogene. Se a convergere sono
due litosfere oceaniche una delle due sottoscorre all'altra generando
questa volta un arco vulcanico insulare.
Margini divergenti (di accrescimento, "costruttivi"), lungo i quali le
zolle si allontanano l'una dall'altra e lo spazio creatosi viene
occupato da nuova litosfera oceanica generata dalla risalita
adiabatica di un diapiro (rocce plastiche e leggere che risalgono tra
rocce più pesanti) di astenosfera calda che quindi fonde parzialmente
(fusione per decompressione). Si ha quindi la creazione di una catena
montuosa chiamata dorsale oceanica lunga decine di migliaia di
chilometri e che percorre tutti gli oceani del globo in modo più o
meno regolare. Un esempio lampante è dato dalla dorsale medio-
atlantica che corre al centro dell'oceano Atlantico e che separa le
zolle americane a ovest da quella euroasiatica e africana a est. Lungo
la zona assiale delle dorsali si ha una importante emissione di magmi
basaltici (circa 25 km cubici all'anno) che vanno a formare la crosta
oceanica.
Un margine divergente può essere presente anche su litosfera
continentale generando quello che viene definito un rift in cui il
movimento divergente non è compensato da formazione di nuova litosfera
ma da assottigliamento e fratturazione di quella già esistente. Oltre
al normale vulcanismo basico se ne associa in minor misura uno più
acido a causa della fusione di alcune rocce costituenti la crosta
continentale le quali sono investite dall'aumento del flusso termico
che, a sua volta, è incrementato dalle continue intrusioni di magmi
basaltici (generalmente molto caldi con temperature che possono
arrivare a 1200 °C; ricordiamo che il granito generalmente fonde a
temperature che vanno dai 700 ai 900 °C) di natura simile a quelli che
si formano lungo le dorsali. Un importante esempio è dato della "Rift
Valley" in Africa orientale. Una volta che è stata completata la
rottura della litosfera un rift evolve in una dorsale oceanica, come
avviene nel caso del Mar Rosso.
Occorre ricordare che i fenomeni descritti non corrispondono ad una
catalogazione netta di tutti i margini tra le placche; si tratta
invece di end-members, ovvero dei casi limite (o "puri"), in quanto
nei casi naturali si riscontrano tutte le gamme di casi misti
possibili; si possono avere per esempio limiti con movimenti
transpressivi (trascorrenti e compressivi) poiché raramente il
movimento delle placche è perfettamente parallelo (nel caso dei limiti
trascorrenti) o perpendicolare (nel caso dei limiti convergenti e
divergenti).

Margini a scorrimento laterale (conservativi)


Esistono due tipi di margini con movimento laterale; entrambi possono
essere caratterizzati da un movimento definito destro o sinistro. Per
distinguerli occorre idealmente "mettere i piedi" su uno dei due
blocchi coinvolti e vedere in che direzione va l'altro blocco (in una
stessa faglia fate la prova mettendo i piedi sull'altro blocco e
vedrete che il risultato sarà lo stesso).

Al primo tipo appartengono le faglie trascorrenti, il movimento destro
o sinistro di una placca contro un'altra causa effetti facilmente
visibili in superficie. A causa dell'attrito e del comportamento
rigido le placche possono non scivolare in modo continuo l'una
sull'altra, accumulando stress sui margini di zolla che, quando viene
superata la soglia di rottura delle rocce interessate dal fenomeno,
viene rilasciato istantaneamente provocando così un terremoto di
magnitudo variabile. Questo fenomeno è inquadrato nella "teoria del
rimbalzo elastico". L'esempio più famoso di questo tipo di faglia è
rappresentato dal complesso della nota "faglia di Sant'Andrea" (vedi
figura), nella costa ovest del nord America, in California; in
quest'area le placche del Pacifico e del nord America scorrono
lateralmente fra di loro con un movimento transpressivo, in modo tale
che la placca del Pacifico si sposta verso nord mentre l'altra verso
sud.
Altri esempi di faglie trascorrenti sono quelli della "faglia alpina"
della Nuova Zelanda e la faglia dell'Anatolia in Turchia. Al secondo
tipo appartengono le faglie trasformi; queste sono faglie particolari
che segmentano la dorsale oceanica principale e generalmente si
dispongono perpendicolarmente ad essa (e quindi parallelamente alla
direzione di espansione). La loro esistenza è legata a discontinuità
ereditate dalla struttura della crosta continentale durante la fase di
rottura, ma soprattutto dalla necessità di accomodare la variazione
delle velocità lineari che si hanno a distanze diverse dall'asse
intorno al quale ruota una placca rigida quando si muove lungo una
superficie sferica (anche se ovviamente le velocità angolari rimangono
le stesse).

Margini divergenti (costruttivi)



Nel caso dei margini divergenti (esempio le dorsali oceaniche,
morfologicamente descrivibili come lunghe spaccature a forma di
"cresta"), le placche interessate si muovono allontanandosi a vicenda
e lo spazio che viene a crearsi fra loro viene riempito da nuovo
materiale effusivo proveniente dal mantello.

Una caratteristica particolare delle dorsali oceaniche è la presenza
di una curiosa "struttura a blocchi" paralleli suddivisi fra loro da
spaccature trasversali rispetto all'asse della dorsale stessa.


I margini divergenti sono caratterizzati, nella "litosfera oceanica",
da lunghissime dorsali mentre, per quanto riguarda la "litosfera
continentale", sono caratterizzati da grandi vallate a forma di
spaccatura, come la già menzionata "Rift-valley" in Africa orientale.

Margini convergenti (distruttivi) [modifica]
La natura dei margini convergenti dipende dal tipo di crosta delle
placche collidenti. Quando una placca oceanica molto densa si scontra
con una continentale meno densa, quella oceanica solitamente scende in
profondità, al di sotto di quella continentale. L'espressione
topografica di questa collisione è una fossa oceanica dalla parte
dell'oceano ed una catena montuosa sul versante continentale. Questo è
ciò che avviene nell'area lungo la costa ovest del sud America ove la
"Placca di Nazca" viene subdotta dalla placca del sud America. Il
materiale subdotto viene notevolmente scaldato e, divenendo fluido
tende a risalire in superficie formando dei vulcani oppure catene
montuose vulcaniche.
Durante la discesa nel mantello, la temperatura della crosta sale
progressivamente fino alla sua fusione e con separazione e migrazione
delle sue componenti più volatili (tra cui in abbondanza l'acqua
contenuta nei minerali ed intrappolata nei sedimenti subdotti); queste
componenti abbassano la temperatura di fusione delle rocce circostanti
nelle immediate vicinanze generando un magma ricco di gas che sale
rapidamente fino alla superficie, dando luogo ad un vulcanismo di tipo
"esplosivo", a causa dell'elevato contenuto di gas (come avvenne per
esempio nell'eruzione del Monte St. Helens).
Il magma che risale in superficie genera spesso lunghe catene
vulcaniche all'interno del continente, ma anche in prossimità
all'oceano. La cordigliera delle Ande in sud-America è ricca di questo
tipo di vulcani esplosivi.
Diversi vulcani alternano periodi di quiete ad eruzioni che iniziano
con espulsione massiva di gas. L'intero Oceano Pacifico è attraversato
da lunghe file di vulcani ed isole vulcaniche note con l'appellativo
di "Cintura di fuoco".

Quando due zolle continentali entrano in collisione, le stesse si
comprimono fra loro oppure una delle due viene subdotta come nel caso
precedente; in casi molto rari, una zolla sale sopra l'altra
(obduzione). In ogni caso, durante questa collisione si formano catene
montuose (ad es. la catena montuosa dell'Himalaya).

Quando due croste oceaniche convergono, in genere formano un arco
insulare mentre una delle due viene subdotta sotto l'altra.
L'arcipelago formatosi è costituito da isole vulcaniche che eruttano
il magma proveniente dalla distruzione della crosta oceanica subdotta
che, dopo la fusione nel mantello, risale attraverso la crosta
oceanica sovrastante. Un esempio di questo genere di collisioni fra
croste oceaniche può essere riscontrato osservando la conformazione
del lunghissimo arco insulare compreso fra la Kamčatka (Russia) e
l'Alaska.



Oceano / Continente

Continente / Continente




Cause dei movimenti tettonici



Occorre comprendere perché le placche possono muoversi dando origine a
tutti i fenomeni finora elencati. A tal proposito è importante
ricordare che la terra emette continuamente calore, a riprova
dell’esistenza di un nucleo interno molto caldo.

L’origine di questo flusso termico va ricercata nel fenomeno della
radioattività; si presume che nel mantello e nel nucleo terrestre
abbondino elementi radioattivi come l’Uranio 238 o il Torio 232 che
decadono emettendo particelle la cui energia cinetica si tramuta in
calore. Quindi dall’interno del pianeta si diparte il calore generato
che si trasmette agli strati superiori per convezione.





La Cella Convettiva

I movimenti tettonici traggono energia da "moti convettivi" che
avvengono al di sotto della litosfera, nel mantello terrestre.


Le rocce fluide che costituiscono il mantello sono continuamente
rimescolate da correnti convettive, come quelle che si formano
portando ad ebollizione una pentola d'acqua; le rocce fluide e calde
che costituiscono il magma, tendono a salire in superficie, quelle più
dense e fredde della crosta sprofondano nell'astenosfera dove le alte
temperature le fondono trasformandole in magma; questo tende poi a
risalire in superficie.

Il processo ciclico appena descritto è un esempio di processo
convettivo. Il magma che risale in superficie produce nuova litosfera,
lungo i margini delle zolle, formando quindi nuova crosta terrestre.

Il movimento circolare di queste celle convettive innesca in
superficie i movimenti tettonici, generando un margine divergente
quando due masse si allontanano fra loro ed un margine convergente
quando si avvicinano fronteggiandosi.

Alcuni geofisici preferiscono però considerare la struttura delle
celle a due livelli, uno per il mantello superiore ed uno per il
mantello inferiore. Le celle del mantello inferiore, operanti in
condizioni di maggior densità, si muovono più lentamente, trasmettendo
direttamente il calore che permette il movimento delle celle
convettive superiori, le quali provocano i movimenti tettonici.
Sebbene i due modelli siano ancora oggetto di dibattito, si tende a
considerarli come integranti tra loro: infatti, sebbene il moto
convettivo possa essere considerato a due livelli, si pensa che alcune
masse rocciose passino dall’uno all’altro.

I Plume (o Punti caldi)
Sulla crosta terrestre si hanno aree soggette a magmatismo anche al di
fuori dei limiti tra le placche (magmatismo intraplacca) il caso più
comune è rappresentato dai "punti caldi" (es. Hawaii) o in inglese
"Hot spots" sotto i quali, nel mantello, si ha una risalita di
materiale fuso (Mantle plume). Non è ancora chiara la profondità della
sorgente: alcuni ricercatori sostengono una provenienza profonda
direttamente dalla superficie nel nucleo esterno (Discontinuità di
Gutenberg, circa 2900 km di profondità); altri sostengono invece
un'origine più superficiale, dal limite con il mantello inferiore
(discontinuità a 670 km di profondità), o dal mantello superiore,
nell'astenosfera (100-200 km). I plume si manifestano sulla crosta
terrestre nei punti caldi che risultano essere indipendenti dal
movimento tettonico e relativamente fissi.

L'effetto "slab pull"


Dettagli sull’effetto slab pull
Uno dei motori proposti[1] per spiegare la tettonica delle placche è
il cosiddetto effetto "slab pull" che ha luogo quando la placca
inferiore entra nel mantello e per la sua minore temperatura si assume
che sia più pesante dell'astenosfera in cui penetra, generando una
ipotetica forza trattiva verso il basso. Vi sono varie prove
scientifiche che questa forza da sola, se esiste, non sia in grado di
muovere le placche. Ad esempio il tiro necessario a muovere verso il
basso dello slab pull è maggiore di quanto la litosfera sia in grado
di sostenere a trazione, il che significa che lo slab dovrebbe rompere
la litosfera che trascina.

Il modello dello slab pull parte dall'assunto, molto speculativo, che
la composizione del mantello superiore sia omogenea, e che la
pressione e temperatura determinino solamente delle transizioni di
fase. Lo slab, essendo più freddo, tenderebbe a scendere verso il
basso. Tuttavia non c'è prova di questa omogeneità chimica anche
perché in superficie arriva solo magmatismo che viene alimentato
dall'astenosfera (100-200 km), e non abbiamo evidenze certe della
composizione mantellica fino a 670 km. Inoltre la pendenza degli slab
non ha relazione con l'età della litosfera, dove più è vecchia e più è
spessa e fredda, quindi in teoria più densa.

Il ciclo di Wilson


Il supercontinente denominato Pangea, risalente a 250 milioni di anni
fa
Fosse e dorsali non sono strutture stabili; v'è una continua
evoluzione che si spiega nella seguente maniera.

Una fossa può essere sostituita e distrutta da un'altra, mentre la
risalita del magma attraverso una dorsale può arrestarsi e condurla
all'arresto completo.
Una nuova dorsale può nascere nel bel mezzo di un continente oppure in
un mare di piccole dimensioni: quando grandi masse di materiale caldo
in risalita giungono in prossimità della litosfera, la stessa può
fratturarsi dando origine ad un embrione di dorsale, ad esempio la già
citata Rift Valley (in Africa), testimoniata da una lunga spaccatura
con i bordi molto scoscesi e strutturati a "gradinate".




Animazione della tettonica terrestre
In seguito la lava inizia a fuoriuscire formando nuova crosta
oceanica, mentre i margini dei due nuovi continenti si allontanano fra
loro. Le acque invadono rapidamente la depressione: questo è il
cosiddetto stadio giovanile di un oceano.
In ultimo vi è lo stadio di maturità: lungo i margini dell’ormai ampio
bacino oceanico si accumulano i detriti che vanno a formare la
scarpata oceanica, confine fra crosta oceanica e crosta continentale.
Il processo si può anche invertire: i continenti possono riavvicinarsi
e, scontrandosi, dar luogo al fenomeno dell’Orogenesi.

Questo fenomeno è noto come "ciclo di Wilson", grazie a cui si è
potuti risalire ad antiche disposizioni continentali, come i
supercontinenti Pangea (250 milioni di anni fa) e Rodinia (750 milioni
di anni fa). Secondo questa teoria ci sarebbe la ciclica formazione di
un "supercontinente" che poi tende a smembrarsi e ricomporsi in
seguito, in un lasso di tempo stimato in circa 500 milioni di anni.

L'orogenesi
Per approfondire, vedi la voce Orogenesi.




Catena montuosa dell'Himalaya
Per orogenesi s'intende la creazione di nuova litosfera oceanica che
non è compensata solo dalla sua distruzione nelle zone di subduzione.
Quando l'oceano coinvolto è stato completamente consumato è possibile
arrivare ad una interazione continente-continente chiamata collisione
continentale che porta al processo di orogenesi, ossia alla creazione
di una catena montuosa.

La cordigliera, associata all'arco vulcanico, che sorge parallelamente
alla fossa oceanica (il più importante caso naturale è rappresentato
dalle Ande) è un bell'esempio di come il processo di orogenesi può
avere inizio già prima della collisione continentale. Una volta che
questa è avvenuta, non essendoci sufficienti differenze di densità fra
le due tipologie di litosfere coinvolte e dato che entrambe sono
troppo leggere per essere trascinate in profondità nel mantello, si ha
che il moto convergente viene compensato prevalentemente da un
ispessimento crostale che si manifesta in superficie con la formazione
di una catena montuosa.

La placca che conteneva l'oceano comunque, per forza di cose, tenderà
a scorrere sotto a quell'altra (contribuendo ampiamente
all'ispessimento crostale). Inoltre se è pur vero che la litosfera
continentale non può essere trascinata in profondità nel mantello in
modo così massivo come avviene per quella oceanica, è anche vero che
porzioni di rocce crostali, attravarso vari processi tettonici possono
essere trascinate ad alte profondità. Ormai da tempo è assodato il
fatto che anche porzioni di crosta continentale possono subdurre
(come, ad esempio, i graniti eclogitici del monte Mucrone).

L'oceano viene quindi quasi completamente trascinato in profondità nel
mantello e di esso rimangono soltanto dei "relitti" sottoforma di
porzioni di crosta oceanica (più o meno deformate) intrappolate nella
catena montuosa (sono chiamate ofioliti ed il processo che le "mette
in posto" è chiamato obduzione), associate a successioni sedimentarie
marine.

L'esempio più noto di questo tipo di orogenesi è la formazione della
catena montuosa dell'Himalaya, che si è generata grazie alla spinta
esercitata dal subcontinente indiano sul continente Eurasiatico.

Si può pertanto comprendere per quale motivo rocce tipiche dei fondali
marini sono riscontrabili anche in alta quota. Il fenomeno è ancor più
evidente quando vengono reperiti, in zone montuose, fossili di esseri
viventi, anche estinti, che provengono da antichi fondali marini
oramai scomparsi.

Note
^ Doglioni at alii, 1999;
http://it.wikipedia.org/wiki/Tettonica_a_placche