Appunti di Tettonica

Subduzioni di tipo B

Sono caratterizzate da uno slab di natura oceanica e la placca superiore può essere oceanica o continentale:

• nel primo caso si parla di subduzione tipo-Marianne;
• nel secondo si parla di subduzione tipo-Ande.

La zona di subduzione tipo-Marianne è costituita dalla litosfera più antica, quindi più fredda e densa, che subduce in maniera ripida. Al di sopra dello slab si ha l'iniezione di un cuneo astenosferico che provoca la risalita di fluidi innescando fenomeni magmatici con la conseguente formazione di un arco vulcanico attivo. Inoltre, la forza di risucchio della fossa genera un bacino di retroarco.

La zona di subduzione tipo-Ande, invece, è costituita dalla litosfera più recente, quindi più calda e meno densa, che subduce in maniera piatta. Lo slab in subduzione si accoppia alla placca superiore, per cui non vi è rilascio di fluidi (quindi non si forma un arco vulcanico attivo). Qui vi è un regime...

compressivo che genera una catena di retroarco. Dalle tomografie sismiche è possibile notare che le zone di subduzione determinano anomalie delle onde sismiche. In particolare vi saranno aree con velocità sismica maggiore rispetto a quella del mantello normale ed aree con velocità sismica minore. Le prime indicano la presenza di materiale freddo e denso (lo slab) mentre le seconde indicano la presenza di zone in cui il materiale è meno denso. Le tomografie sismiche consentono di conoscere anche le geometrie profonde degli slab. Generalmente essi hanno in comune una flessione intorno ai 410-660km causata da un rallentamento dovuto al passaggio dall'astenosfera alla zona di transizione. Alcuni slab, in più, "bucano" questa discontinuità ed entrano nel mantello inferiore estendendosi, a volte, fino all'interfaccia mantello-nucleo considerata come il cimitero degli slab. L'iniezione di materiale litosferico (freddo) nel mantello

placca Ionica).A circa 400km di profondità lo slab si appiattisce, diventando quasi orizzontale, e si estende dal Tirreno fino al Golfo di Lione in Provenza.Tra 10-8 Ma fa lo slab Ionico era continuo al di sotto del Tirreno. In seguito si rompe tra la Sicilia e la Tunisia formando uno slab tear che si amplia contemporaneamente all'apertura del Tirreno (5-4 Ma fa). Dal Pliocene ad oggi, lo slab tear è evoluto in uno slab window restando continuo solo al di sotto della Calabria. Dallo slab window sono risaliti fluidi che hanno provocato vulcanismo (che ringiovanisce dal Lazio verso la Campania).Le zone di subduzione sono altamente sismiche. In particolare si individuano tre zone sismiche ed una asismica:- la zona asismica è costituita dal prisma di accrezione in cui la presenza di fluidi rende asismico questo tratto;- la zona 1 è caratterizzata dal contatto (accoppiamento) tra le due placche, qui si generano terremoti associati al thrusting;- la zona 2

è caratterizzata dalla separazione (disaccoppiamento) delle due placche, qui si generano terremoti per faglia normale su strutture inclinate di circa 45° rispetto allo slab;

- la zona 3 rappresenta la parte terminale dello slab che è soggetta a compressione a causa delle grandi forze di attrito dovute alla resistenza all’affondamento dello slab.

I terremoti lungo lo slab definiscono il piano di Benioff. Spesso, però, sono presenti due piani di Benioff: uno dovuto a compressione, l’altro ad estensione, mentre la zona centrale compresa tra i due piani è asismica. Questo fenomeno si verifica quando sono presenti sedimenti ricchi d’acqua.

I più grandi terremoti sono associati ad alti tassi di convergenza e bassa età della litosfera. Quindi sono associati a slab piatti che sono caratterizzati da una maggiore superficie di accoppiamento tra le due placche. In queste zone, il periodo intersismico (A) dura circa 50-60 anni durante il

quale la placca oceanica subduce. Lungo la zona di accoppiamento si ha uplift lungo la linea di costa e subsidenza lungo la fossa. Il contrario, invece, accade durante il periodo cosismico (B): si ha uplift lungo la fossa e subsidenza lungo la linea di costa.

Un esempio emblematico di questo fenomeno è il terremoto di M=9.1 del 26 dicembre 2004 nel SE asiatico. In questo caso, durante la rottura si è avuto un sollevamento della fossa e un abbassamento della linea di costa come dimostrato anche dai dati ASTER che hanno messo in luce gli effetti del terremoto sulle colonie di coralli lungo la linea di costa. Essi, infatti, sono cresciuti nel ciclo intersismico (sollevamento della costa e abbassamento della fossa) e sono morti nel ciclo cosismico (sollevamento della fossa e abbassamento della costa) essendo emersi dal mare.

Quindi, i danni maggiori non sono stati causati dallo tsunami ma dalla subsidenza tettonica.

SUBDUZIONI DI TIPO A

Le subduzioni di tipo A (o Ampferer) o margini

Le collisioni rappresentano subduzioni in cui la placca inferiore è di origine continentale e, a seconda della natura della placca superiore si distinguono in:

• tipo Taiwan: placca superiore di origine oceanica;
• tipo Alpino-Himalayano: placca superiore di origine continentale.

In generale, il passaggio da subduzione a collisione avviene quando lo spessore e la larghezza delle due placche sono rispettivamente maggiori di 15km e 100km. In queste condizioni, la subduzione rallenta e poi si arresta provocando, a volte, anche il detachment della placca subdotta (slab break-off): quando la crosta continentale arriva nella zona di subduzione, agisce ancora lo slab-pull che provoca la rottura dello slab. Dopodiché, si ha un ispessimento della zona di collisione che genera radici crostali profonde.

Ad esempio, sotto l'Appennino meridionale lo slab si è rotto nel Pliocene e si è formato uno slab-window che provoca la risalita di materiale.

astenosferico dando origine al vulcanismo del bordo tirrenico della penisola.

MARGINI TIPO-TAIWAN

Questi margini sono caratterizzati da una placca inferiore è di origine continentale ed una placca superiore di origine oceanica e sono spesso sede di una inversione della polarità della subduzione (subduction jump).

L'inversione di polarità avviene quando la zona di subduzione viene raggiunta da irregolarità morfologiche che caratterizzano la crosta oceanica (archi, plateau, seamount, ecc.).

Un esempio (collisione arco-arco) è rappresentato dalla catena di retroarco delle Vanuatu. Infatti, prima del Pliocene la placca Pacifica era in subduzione verso SW. In seguito all'arrivo del plateau Ontong-Java nella subduzione, si è avuta un'inversione della subduzione e l'antico avanarco è diventato un retroarco (in cui si è formata la catena delle Vanuatu).

Altro esempio (collisione arco-continente) è rappresentato dalla