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Tettonica a placche e orogenesi


La teoria della tettonica a placche ha il merito di riuscire a spiegare e collegare tutti i fenomeni geologici relativi alla dinamica della litosfera e la dinamica terrestre in generale. L’idea fondamentale è che la litosfera sia suddivisa in porzioni più piccole, le placche, ognuna incastrata nell’altra. In prossimità dei punti di contatto tra le placche si verificano le condizioni necessarie per la genesi di fenomeni sismici. Si identificano in particolare 4 zone sismiche:
1. Rift valley: ipocentri poco profondi intensa attività vulcanica.
2. Lungo faglie molto estese (California): ipocentri poco profondi e assenza di attività vulcanica.
3. In prossimità delle fosse oceaniche e degli arcipelaghi delle isole vulcaniche  ipocentri superficiali, intermedi o profondi a seconda della distanza dalla fossa.
4. All’interno dei continenti: ipocentri superficiali in prossimità delle catene montuose.
I punti di contatto tra le placche vengono detti margini di placca e si distinguono:
• Margini divergenti: le placche a contatto si allontanano: zone di Rift, i magmi in risalita colmeranno queste fratture generando fondali di nuovi oceani.
• Margini conservativi: si registra solo il movimento orizzontale tra le placche adiacenti in corrispondenza di estese faglie.
• Margini convergenti: le placche a contatto premono una contro l’altra provocando lo scivolamento verso il basso della placca composta da litosfera più densa, che si immerge lungo un piano inclinato lungo il quale si concentrano gli ipocentri dei terremoti. Tale fenomeno è detto subduzione. La distruzione della crosta oceanica si verifica in corrispondenza di fosse oceaniche. Tale margine porta alla formazione di catene montuose.

La Terra risulta essere attualmente divisa in 12 placche principali e numerose altre secondarie. La composizione delle placche è variabile: alcune sono composte in prevalenza da crosta oceanica, altre quasi esclusivamente da crosta continentale o altre in ugual misura da crosta oceanica e continentale. Anche le dimensioni sono variabili: esistono placche molto estese (pacifica) o con superficie ridotta (ellenica).
Non sempre le placche sono delimitate contemporaneamente dai tre tipi di margine (sopra descritti): alcune sono caratterizzate in prevalenza da margini divergenti (africana  destinata ad ampliarsi), altre da margini convergenti (pacifica destinate a ridursi). Inoltre il movimento di una placca rispetto a quella adiacente è individuabile solo in prossimità delle faglie trasformi poiché si tratta dell’unica zona in cui il moto della placca è parallelo alla direzione della faglia. La velocità di separazione delle placche varia da qualche cm all’anno nell’Oceano Atlantico fino a una ventina di m nell’Oceano Pacifico.

I margini continentali sono classificati in base alla presenza o meno di fenomeni sismici:
• Margini continentali passivi: si trovano all’interno delle placche e seguono il limite tra crosta oceanica e continentale  assenza di fenomeni sismici e vulcanici e abbondanza di sedimentazione di detriti sulla piattaforma continentale. Sono tipici di oceani in espansione. Es. i due lati dell’Oceani Atlantico.
• Margini continentali trasformi: formano ripide scarpate continentali e impediscono lo sviluppo della piattaforma continentale  tipici di oceani in espansione e conseguenza della non omogeneità della zona di fratturazione continentale che darà origine a nuovi oceani.
• Margini continentali attivi: in corrispondenza dei margini convergenti  intensa attività vulcanica e sismica.
Formazione di un oceano: il processo inizia quando nel mantello si istaura una nuova cella convettiva con materiale caldo in risalita che provoca un inarcamento della litosfera continentale stabile. La litosfera ha un comportamento fragile, quindi, quando gli sforzi superano il limite di elasticità, si frattura formando faglie parallele che interessano tutto lo spessore del materiale fragile: prismi di roccia giganteschi sprofondano verso il basso formando un’ampia zona allungata depressa (rift continentale). Quando la zona centrale della rift valley, soggetta a subsidenza, raggiunge quote topografiche al di sotto del livello del mare, può essere invasa da acque salmastre  formazione di laghi di origine tettonica. La frattura continentale si può estendere fino a formare un proto-oceano, collegato ai principali bacini marini già esistenti. Se i movimenti distensivi proseguono si ha la formazione di un oceano vero.
I margini continentali attivi sono spesso associati ai sistemi arco-fossa: questi si formano nelle zone di convergenza tra due placche e sono la tipica struttura tettonica prodotta dal fenomeno di subduzione. Le fosse oceaniche sono i luoghi dove la placca più densa, formata dalla crosta oceanica, si immerge in profondità nella zona di subduzione. La placca in subduzione forma la parte esterna della fossa e trasporta sulla sua superficie uno spessore di sedimenti oceanici che vengono asportati dall’azione compressiva esercitata dal margine dell’altra placca li accumula sul lato interno della fossa. Se la quantità di sedimenti è considerevole essi possono arrivare ad emergere sopra il livello del mare, formando arcipelaghi di isole costituiti da complessi di accrezione (lembi di successioni sedimentarie fittamente ripiegati e metamorfosati).  es. Isola di Nias e l’arcipelago Mentaway (Indonesia).
Sulla superficie della placca sovrastante si trova un’area pianeggiante in cui prevalgono sedimenti poco deformati chiamata intervallo arco-fossa. Questa zona serve da raccordo con una serie di rilievi di origine vulcanica (arco vulcanico) che possono porre le loro basi e accrescere sulla crosta oceanica emergendo come arcipelaghi di isole o sulla crosta continentale creando catene montuose di origine vulcanica. Le sacche magmatiche che provocano i fenomeni vulcanici sono originate dalla fusione parziale della litosfera oceanica in subduzione. Ancora più all’interno se l’arco vulcanico è insulare, si trova una zona depressa soggetta a distensione che forma dei profondi bacini impostati su crosta oceanica chiamati bacini marginali. Zone depresse si riscontrano anche se l’arco vulcanico si trova sulla crosta continentale e in questo caso i bacini assumeranno l’aspetto di una zona pianeggiante emersa destinata ad essere sommersa dai detriti e dai prodotti vulcanici che provengono dalla catena montuosa adiacente.

L’attività vulcanica è presente anche in zone centrali e interne alle placche stesse (vulcanismo intraplacca) come nelle isole Hawaii. Queste zone sono caratterizzate da intense effusioni laviche e da notevole inarcamento litosferico e vengono dette punti caldi. Le lave sono di tipo basaltico e la causa di questa attività è la presenza, al di sotto delle placche litosferiche, di pennacchi: colonne di roccia molto calda che risalgono verso la superficie da parti profonde del mantello e possono trovarsi sia all’interno delle placche sia ai loro margini e possono restare attivi per decine di anni mantenendo la loro posizione fissa nel tempo. Ne consegue che l’attività vulcanica si sposterà nel tempo in direzione opposta a quella del movimento effettivo della placca, formando una catena lineare di vulcani.

Non esistono prove certe di quale sia il meccanismo che fa muovere le placche litosferiche, ma esistono 4ipotesi ugualmente valide:
1. Le intrusioni di materiale che accresce la placca in prossimità della dorsale possono esercitare una pressione laterale tale da spingere la placca verso la zona di subduzione, dove verrebbe trascinata verso il basso anche a causa del maggior peso del materiale.
2. I moti convettivi dell’astenosfera trascinano passivamente le placche sovrastanti per attrito.
3. I pennacchi del mantello presenti nei punti caldi sono il motore del meccanismo, generando spinte orizzontali tra una cella convettiva e l’altra.
4. Le placche litosferiche vengono viste come parte superiore della cella convettiva. In questo modo la litosfera nelle zone di subduzione viene trascinata verso il basso dalla stessa cella convettiva.

Formazione delle montagne: tale processo è definito orogenesi. Le montagne si formano in prossimità dei margini convergenti quando almeno uno dei due margini è formato da crosta continentale. Le ofioliti sono rocce che testimoniano la presenza di un oceano che anticamente separava i continenti (Himalaya: importante fascia ofiolitica). Ci sono diversi tipi di orogenesi:

• Collisione crosta oceanica – costa continentale: un esempio è la catena delle Ande (Sud America). Il fenomeno di subduzione genera una forte pressione sulle rocce sedimentarie del margine continentale che si solleva e si piega formando i primi rilievi.
• Collisione crosta continentale – crosta continentale: lo scontro produce una vasta “cicatrice” sulla crosta terrestre: in questa zona del margine convergente due placche si saldano l’una all’altra, ma i loro antichi confini sono ancora visibili.  catena himalayana.
• Orogenesi per accrescimento crostale: orogenesi non molto diffusa, coinvolge le catene montuose dell’Alaska e del Nord America. Il margine continentale diventa un luogo di accumulo di microblocchi continentali e monti sottomarini che si accatastano nel tempo in modo caotico a lembi di crosta oceanica.

La distribuzione delle catene montuose è utile per ricostruire i movimenti delle placche nel passato e prevedere la futura posizione dei continenti. Le placche possono aumentare o diminuire la loro superficie, le strutture geologiche ai margini di placca possono migrare o invertire il loro moto o si possono verificare collisioni continentali. Per esempio, la migrazione di una dorsale oceanica verso un margine continentale attivo determina la fine di un’espansione oceanica e il possibile istaurarsi di una faglia che diventa il nuovo limite di placca di tipo conservativo. Anche i margini convergenti possono migrare con l’innesco di una nuova subduzione e la formazione di un arco vulcanico su crosta oceanica in prossimità del margine convergente precedente. Questo fenomeno è dovuto alla variazione degli sforzi all’interno della litosfera e genera una fossa inattiva, in corrispondenza della quale la catena vulcanica continentale non viene più alimentata dalla fusione parziale della placca di subduzione. Quando un continente arriva in prossimità di una fossa oceanica, tende a rimanere in superficie e a collidere con l’arco vulcanico generando una catena montuosa, ridotta rispetto a quella che si creerebbe dalla collisione tra due continenti. Quando avviene lo scontro si inverte il senso di subduzione e la crosta oceanica della placca sovrastante inizia a scorrere sotto quella continentale.

I continenti sono costituiti da tre strutture principali:
• Scudi: aree di migliaia di km2 caratterizzate da un’altezza sul livello del mare che raggiunge poche centinaia di metri. Sono estremamente piatte e sono costituite da basamento (sequenza molto deformata di rocce metamorfiche e plutoniche). Potrebbero corrispondere alle parti più elevate della catena montuosa.
• Piattaforme: aree dove il basamento è ricoperto da strati di rocce sedimentarie. Potrebbero corrispondere a zone depresse adiacenti a una catena montuosa.
• Orogeni: zone piegate e metamorfosate nelle vicinanze dei margini continentali. Alcuni esempi sono le alpi, la catena himalayana e le Ande.
I cratoni sono formati da scudi e piattaforme e sono le zone più stabili e interne delle masse continentali.

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