Dalla teoria della deriva dei continenti alla tettonica a zolle

HOTSPOT

corrispondenza della risalita di materiale caldo dal mantello

(plume).

Il punto in cui si originano le isole Hawaii (e vi è il vulcano da

cui fuoriesce lava dal mantello) è un punto particolarmente

caldo della crosta terrestre in cui avviene la fusione parziale

della peridotite.

I seamount sono sempre più antichi allontanandosi dall’isola.

Il tratto di Hawaii vale circa 40 mln di anni.

Poiché ci sta questa serie di vulcani si ha il punto caldo che mi fornisce un ricordo del movimento

delle placche.

Hotspot : formazione

Quello che si osserva che in corrispondenza del limite nucleo-mantello, dove c’è un forte gradiente

termico, si formano delle importanti perturbazioni termiche alla base del mantello.

Poiché ci sono queste perturbazioni, queste portano la risalita di masse calde lungo dei pennacchi

(specie di lingue rosse) = sono dentro roccia solida, non liquida, questo significa che sono stazionari e

che si forma nel giro di mln di anni.

Arriverà fino al limite tra astenosfera e litosfera.

Lì potrà effettivamente riscaldare la litosfera e creare il punto caldo.

I plumes si originano in genere in corrispondenza del limite tra il mantello inferiore e il nucleo esterno

(strato “D”); sono responsabili della formazione dell’hotspot, perché saranno interessati dal

riscaldamento nella parte alta di essi. 7

PLUM → HOTSPOT

Mantello => Fusione parziale peridotite

Formazione catena di vulcani

Fondendo la litosfera si avrà la produzione di

basalto che andrà a formare il magma eruttato in

corrispondenza del vulcano.

L’hotspot rimarrà stazionario rispetto al movimento

delle placche e avrò che si creeranno vulcani diversi

che progressivamente si disattiveranno, dal punto

caldo, quello attivo è solo quello in corrispondenza

del punto caldo.

Sistema di riferimento esterno alle 2 placche.

Paleomagnetismo

Va a ricostruire il movimento delle placche attraverso il movimento assoluto e il movimento relativo.

Si nota che il moto dei vettori è diverso, alcuni sono più brevi, altri sono più lunghi.

Questo mi rappresenta quali movimenti avvengono in maniera più veloce rispetto agli altri, però tutto

segue la stessa direzione.

I numeri rappresentano la velocità di apertura dell’oceano(di convergenza) in cm/anno.

La Terra è come se avesse al suo interno una calamita e questo ci definirà il campo magnetico.

Se vado a considerare le linee di flusso di campo magnetico, avrò che queste saranno suborizzontali

in corrispondenza delle colture e man mano tenderanno ad entrare con un angolo maggiore/ sempre

più verticale rispetto alla superficie terrestre.

Possiamo misurare il campo magnetico conservato nelle rocce, posso vedere se è compatibile con

quello che abbiamo oggi.

Se non corrispondono avremo il movimento della placca in un certo numero di mln di anni.

Quando vado a misurare il campo magnetico di una roccia, io otterrò 2 angoli :

1. Declinazione magnetica = angolo tra Nord della roccia e Nord magnetico attuale

2. Inclinazione magnetica = ancgolo che mi descrive l’inclinazione della linea di flusso del

campo magnetico.

Con queste informazioni posso andare a posizionare la placca dove poteva trovarsi nel lontano

passato.

La paleo-latitudine magnetica φ può essere ricavata dall’inclinazione I in base a:

Adesso andiamo ad analizzare in dettaglio i vari margini. 8

Margini passivi

Quello che da la spinta per tutta la tettonica a zolle.

Un problema di questo tipo di configurazione è come si origina.

Ci sono 2 teorie :

Processo di rifting attivo

T . Abbiamo una litosfera continentale e immaginiamo che al di sotto vi sia una sorgente di calore.

1

T . Questa sorgente andrà a creare un’hotspot e quindi riscalderà la litosfera continentale; nella parte

2

bassa del sistema litosferico avrò la fusione, però avrò anche un processo di espansione a seguito

del riscaldamento.

Poiché vi sarà espansione termica delle rocce, questa genererà un rilievo per una diminuzione di

densità.

Processo di “rifting” = inizio della lacerazione della crosta continentale e alla successiva separazione

(fino a dividersi in 2)

T . Questa topografia tenderà per certi versi a collassare, i due versanti tenderanno a scivolare in

3

direzione opposte l’una rispetto all’altro (processi che riguardano volumi litosferici).

Questo effetto di allontanamento inizierà a produrre delle fratture che andranno ad abbassare la

posizione centrale di questo rilievo (rift); questo produce un effetto di rifting.

Ovviamente si chiama rift quando questo evento avviene su vasta dimensione.

Questo crea quello che chiameremo rift valley. 9

T . A un certo punto la fusione parziale del mantello litosferico porterà alla produzione di quantità

4

significative di magma ed inizierà ad eruttare lungo l’asse del rift con dei vulcani che avranno

composizione basaltica.

Questo favorirà ulteriormente l’allontanamento delle 2 parti di crosta continentale, avremo del magma

che andrà ad insinuarsi.

T . Se il processo avanza ulteriormente, i due frammenti di continente si separano ulteriormente,

5

avremo un inizio di formazione di crosta oceanica.

Qui dal rift si passerà al drifting : quando si inizia a formare la crosta oceanica e quindi il continente è

totalmente separato indipendenti l’una dall’altra.

Processo di rifting passivo

Si ritiene che la genesi del rift sia legata semplicemente al fatto che a un certo punto una parte venga

sottoposta a tensione : sottoposta a trazione a seguito della tettonica a zolle a un certo punto la

deformazione si localizzerà di una certa porzione di crosta, e qui avremo che questa porzione nella

placca inizierà ad assottigliarsi e formare il rifting.

Bisogna fare un ragionamento : quando avremo l’assottigliamento della litosfera continentale, avremo

la risalita dell’astenosfera.

Dato che l’astenosfera è facilmente deformabile, perché parzialmente fusa, andrà a compensare lo

spazio della litosfera assottigliata.

In questo caso comunque si favoriranno dei processi di tipo di fusione iniziale e quindi mi porta alla

formazione di basalti e la conseguente separazione continentale.

Avviene in maniera più complessa.

Avremo un assottigliamento duttile, senza formazione di faglie, come se le rocce si deformassero in

maniera continua; invece nella parte alta avremo formazione di faglie.

In alto le rocce si romperanno.

In basso le rocce si deformeranno in maniera piuttosto compatta.

Questa tipologia di deformazione si chiama airuno. 10

Secondo alcune teorie il rifting non avviene in base a questo modello ma avviene perché si formerà

una zona di taglio a livello litosferico, attraverserà tutta la crosta e tutto il mantello litosferico.

In questo caso parlerò di un processo di separazione per taglio semplice.

Quando deformo un corpo, applicando una coppia di forze che tendono a distorcere.

Il taglio semplice ce l’ho per lo sviluppo di una grande faglia che attraverserà tutta la litosfera.

Margini passivi

1.Abbiamo la risalita del magma dell’astenosfera che si depositerà nella camera magmatica al di sotto

della dorsale.

2.La camera magmatica sarà responsabile della cristallizzazione del gabbro (crystal mush =

“minestrone di cristalli”)

3.I cristalli sospesi nel magma alle volte possono scendere alla base della camera magmatica e

andranno a formare il gabbro solidificato.

4.Al di sopra avremo dei dicchi che si depositeranno dalla camera magmatica che si intruderanno

all’interno di quello che è il complesso di dicchi : andranno a formare sempre nuovi dicchi che

causeranno le eruzioni in superficie e formeranno il tunnel magmatico.

Se le due placche continueranno ad allontanarsi l’una dall’altra, andranno a definire la crosta

oceanica.

n intrusioni = complesso di dicchi

m eruzioni vulcaniche = pillow law

Al di sopra avrò la sedimentazione.

Noi sappiamo che se abbiamo la nostra dorsale a un certo punto scenderai di profondità, avremo che

nell’asse della dorsale avremo 100 mln di anni e sarà anche più recente.

Se vado a rappresentare la profondità dell’oceano partendo dalla dorsale andando verso la prima

abissale, rispetto a quella che è l’età ottengo una curva caratteristica : curva di scalater rappresenta

l’interazione tra profondità ed età della crosta oceanica. 11

Formazione della crosta oceanica (spreading):

La crosta oceanica tende a sprofondare allontanandosi dalla dorsale in funzione della sua età.

La profondità della crosta oceanica in funzione dell’età può essere calcolata con l’equazione:

Z = 2.500 + K⎷T

Z = profondità 2.500 = profondità media della dorsale in m

K = costante moltiplicata per l’età della crosta (Ma=milioni di anni)

T = tempo espresso in Ma

Se non conosco l’età della crosta oceanica posso ricavarmi il Tempo (T) in funzione di Z.

Una crosta oceanica tanto più è attiva, tanto più determinerà un .

BACINO OCEANICO PROFONDO

Ci dice come la crosta sprofondi con il tempo e ci mostra la principale conseguenza dello spreading

(sprofondamento per effetto termico).

Margini divergenti

Ci sono oceani che si espandono velocemente ed oceani che si espandono più lentamente.

Potrò avere dei margini con espansione veloce (>6 cm anno) e margini ad espansione lenta (2-4

cm anno); avrò degli oceani ad espansione ultralenta (<2 cm anno).

Più l’espansione sarà veloce più i processi magmatici saranno più intensi : maggior risalita della terra,

maggior fusione parziale, maggior necessità di produzione di crosta oceanica.

- Tendenzialmente avrò una morfologia del fondale oceanico più rialzata, perché

fondamentalmente la crosta calda tenderà a migrare più velocemente verso l’esterno della

dorsale.

Mi porterà ad una morfologia più rilevante.

- In una dorsale a espansione più lenta invece avrò una dorsale un po’ più stretta, più rapida,

perchè appunto i processi saranno meno efficienti e la crosta viaggerà in maniera più lenta e

quindi tenderà a scendere prima.

C’è una teoria che mette in relazione le variazioni della velocità dell’espansione oceanica con quelli

che sono i livelli degli oceani.

Se avrò un oceano che si espande velocemente, l’acqua tenderà ad essere più alta.

La tettonica a zolle