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LA TETTONICA DELLE PLACCHE

1915 (Wegener )

Wegener osservò che c’erano delle geometrie tra le differenti masse continentali, che si aveva una

distribuzione della flora e della fauna non casuale (e addirittura alcuni continenti dislocati in posti differenti

della Terra avevano gli stessi fossili sia vegetali che animali) e che da ricostruzioni paleo climatiche si era

arrivati a dire che zone del pianeta che nel 1900 erano soggette a climi ben definiti, non lo erano state per

tutto il corso dell’evoluzione terrestre (ad esempio si era riscontrato che la Groenlandia e l’Europa

settentrionale un tempo erano soggette a climi tropicali).

Coloro che tentavano di dare una spiegazione a tutte queste coincidenze finivano con l’affermare l’esistenza

di “ponti”, i quali si erano nel corso del tempo estinti, che collegavano i vari continenti spiegando la presenza

di fossili simili in aree geografiche tanto differenti.

Wegener invece fu il primo a pensare alla possibilità che questi continenti si fossero mossi nel corso del

tempo, e diede al continente primordiale il nome di Pangea; questo continente poi, col passare del tempo, si

smembrò fino a creare quella che è l’attuale disposizione.

In un congresso del 1926 in America, l’idea di Wegener non venne minimamente presa il considerazione, ma

suscitò grande interesse tra i geologi sud africani i quali stavano studiando la disposizione dei camini

kimberlitici nel mondo.

L’idea innovativa fu rifiutata non solo perché andava contro il pensiero comune, ma anche perché lo studioso

non riusciva a dare una spiegazione plausibile ai meccanismi di quella che lui definì la deriva dei

continenti. L’unica cosa che riuscì a dire fu che l’attuale disposizione spaziale dei continenti non era altro

che la diretta conseguenza della forza centrifuga causata dalla rotazione terrestre. Una delle cose che

Wegener non riusciva a spiegare era il fatto che i margini continentali (ossia le terre emerse) non erano

deformati.

PROVE PRINCIPALI A FAVORE DELLA TEORIA DELLA DERIVA DEI CONTINENTI

1. Spostamenti dei continenti: la teoria della deriva dei continenti è stata proposta da Wegener tra il

1919 e il 1929; secondo Wegener le masse continentali migravano sotto la spinta della poliflucht,

connessa alla rotazione terrestre e all’attrazione gravitazionale. Mancava però a questa teoria un

meccanismo sensato che spiegasse il movimento dei continenti. Per spiegare il fenomeno della

deriva dei continenti Wegener spiegò e cercò di dimostrare l’esistenza del fenomeno della

frammentazione del super continente Pangea avvenuto nel Mesozoico. Tra le evidenze dello

spostamento dei continenti c’è il fatto che si ha una congruenza tra le linee di costa atlantiche

dell’Africa e dell’America meridionale, le similarità faunistiche e floristiche tra continenti ora separati,

evidenze paleo climatiche (tracce della glaciazione tardo carbonifera in continenti ora separati e

lontani dal Polo sud in Australia, India, Sudafrica e Sudamerica) ed evidenze geologiche (come ad

esempio la continuità di grandi elementi strutturali).

2. Paleomagnetismo e migrazione apparente dei poli magnetici: il paleomagnetismo si occupa

dello studio del magnetismo fossile conservato in alcune rocce contenenti minerali paramagnetici

come l’ematite, la magnetite in basalti, arenarie rosse o calcari. Questi minerali si dispongono

secondo le linee di forza del campo magnetico presente al momento della loro formazione. Si pensa

che il campo magnetico terrestre sia generato nella parte esterna fluida del nucleo dalla circolazione

convettiva del materiale costituito da leghe di ferro allo stato liquido, attraverso l’effetto dinamo

(dinamo ad autoeccitazione). Il campo magnetico della Terra è simile a quello indotto da una barra

magnetica allineata con l’asse di rotazione, e le linee di forza del campo magnetico escono dal Polo

sud ed entrano nel Polo nord. Le carte del campo magnetico mostrano variazioni secolari da decine

di anni a decine di migliaia di anni. Come caratteristiche salienti nelle ultime migliaia di anni abbiamo

il fatto che si ha una diminuzione della componente dipolare e la deriva a ovest di parte del campo.

L’orientazione del campo magnetico è definita dall’inclinazione (che è l’angolo rispetto all’orizzontale

del vettore magnetico) e dalla declinazione (l’angolo rispetto al nord geografico dello stesso).

Esistono due principali tipi di magnetizzazione primaria: la magnetizzazione termo rimanente (MTR)

che viene acquisita durante il raffreddamento successivamente alla solidificazione (al di sotto del

punto di Curie) dei minerali magnetici presenti nelle rocce magmatiche e la magnetizzazione

rimanente detritica (MRD) acquisita dalle rocce sedimentarie durante la deposizione (minerali

magnetici si orientano secondo le linee di campo magnetico). Il magnetismo fossile consente di

determinare la paleolatitudine, la paleoposizione apparente del Polo nord e la paleodirezione del

campo magnetico terrestre. Combinando queste informazioni in rocce di età nota, è possibile

ricostruire l’andamento del campo magnetico terrestre nel passato e gli eventuali spostamenti subiti

dalle placche. Un altro importante fattore è la migrazione apparente dei poli (APWP), studiabile

attraverso le successioni sedimentarie di datazione certa dove ogni livello rappresenta un momento

della storia terrestre con la rispettiva direzione del campo magnetico in quel preciso istante. Il polo

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apparente è fondamentale per la ricostruzione della curva apparente di spostamento di una data

placca o di un dato continente; il dubbio che può sorgere da questi studi è il fatto che a muoversi può

essere sia il continente che il polo, ma questo dilemma è risolvibile attraverso un’approfondita

osservazione della situazione: se a muoversi fosse il polo, tutti i continenti o le placche dovrebbero

avere, lungo la loro successione sedimentaria, la stessa inclinazione del campo magnetico in un

dato istante; ciò però non è vero in quanto ogni placca presenta, in medesimi momenti, differente

inclinazione del campo magnetico e ciò comporta lo spostamento della placca e non del polo.

3. Struttura ed espansione dei fondali oceanici: le tecnologie sviluppate negli anni 50 consentono di

analizzare i bacini oceanici attraverso le ricerche oceanografiche permettendo la comprensione della

struttura. I principali elementi individuati grazie a queste ricerche sono la presenza di dorsali medio-

oceaniche lungo i fondali oceanici, la presenza di faglie trasformi che dislocano queste dorsali, un

alto flusso di calore presente lungo le assi delle dorsali e la presenza di fasce di anomalie

magnetiche simmetriche. Queste anomalie magnetiche furono studiate approfonditamente in quanto

la navigazione prima della scoperta del GPS era guidata dalla bussola; le anomalie magnetiche

erano in grado di modificare le rotte, perciò era necessaria la conoscenza approfondita del fondale

oceanico. Si osservò che il fondale oceanico era tappezzato da queste anomalie che si

presentavano a bande simmetriche rispetto alla dorsale; esistono due tipi di anomalia: quella

positiva e quella negativa. I basalti sono rocce ricche di elementi paramagnetici come l’ematite e la

magnetite. Questi elementi sono in grado di “catturare” il campo magnetico al momento del

raffreddamento della roccia e producono anomalie positive se la magnetizzazione degli elementi si

somma alla magnetizzazione del campo terrestre di quel dato momento (anomalia magnetica

positiva, il campo risultante è più forte) mentre producono anomalie negative nel momento in cui il

campo magnetico terrestre è invertito e la somma della magnetizzazione degli elementi + quella del

campo terrestre danno origine ad un campo magnetico di intensità minore. Nel 1963 fu stipulata una

nuova ipotesi, chiamata ipotesi di Vine e Matthews, la quale affermava che i basalti che si formano

lungo la dorsale, raffreddandosi, acquisiscono una magnetizzazione di tipo termo rimanente che

registra l’andamento del campo magnetico terrestre. Questo tipo di processo è continuo e procede

simmetricamente all’asse dell’espansione, allontanando la litosfera formatasi lateralmente. Quando il

campo magnetico inverte la polarità, la nuova crosta basaltica registra questa inversione. La crosta

oceanica registra quindi in modo continuo le inversioni di campo magnetico e utilizzando la scala

delle inversioni è possibile datare i fondali oceanici e misurarne la velocità di espansione.

4. Migrazione apparente dei punti caldi: con punti caldi intendiamo zone di forte magmatismo

intraplacca, che presentano edifici vulcanici a scudo e attività effusiva con magma basaltico. I

vulcani attivi degli hot spots fanno parte di una catena vulcanica dove, allontanandosi dall’edificio

vulcanico attivo, i vulcani presenti si sono estinti in quanto hanno superato la zona di risalita dei

pennacchi di calore. Un tipico esempio è quello delle Hawaii, dove allontanandosi la punto di hot

spot, gli edifici vulcanici ormai sommersi più lontani (sea mountains) raggiungono i 64 milioni di anni

di età. Il fatto che tutti questi edifici vulcanici siano frutto di uno stesso pennacchio di calore è dato

dal fatto che i prodotti vulcanici di tutti gli edifici hanno composizione pressoché identica. La striscia

continua di edifici vulcanici è un marker di quello che è l’andamento della placca nel corso del

tempo. È importante sottolineare il fatto che gli hot spots sono generati da anomalie termiche, le

quali solitamente risalgono dallo strato D’’ e che hanno una temperatura di circa 100 °C superiore

rispetto alle rocce circostanti e ciò permette al mantello di fondere dando origine agli hot spots.

1950

Fu scoperto il paleomagnetismo dei fondali oceanici; ciò fu possibile grazie alla guerra, in quanto furono

mappati tutti i fondali oceanici per scopi militari. Per paleomagnetismo si intende il fenomeno che avviene a

margine dei rift oceanici che comporta l’intrappolamento del campo magnetico terreste al momento della

solidificazione del magma basaltico.

Con lo studio del paleomagnetismo si è potuto notare che a lato delle dorsali, simmetricamente l’una all’altra,

si sviluppano bande con opposta magnetizzazione di differente spessore. L’estensione di tali bande varia a

seconda della velocità di espansione del fondo oceanico e anche in funzione alla quantità di tempo in cui il

campo magnetico è rimasto invariato.

1962 (Hess – Diets)

Il meccanismo di espansione dei fondali oceanici poteva essere associato ai moti convettivi presenti nel

mantello. Per la prima volta vennero collegati tutti gli ambienti presenti sulla superficie terrestre: esistevano

porzioni di crosta (SLAB) i quali erano trasportati lateralmente portando con se i continenti; la crosta

oceanica dal RIDGE OCEANICO veniva consumata nelle FOSSE OCEANICHE.

1965 Wilson 2

Fu scoperto da Wilson che le dorsali oceaniche non erano continue ma dissestate da faglie trasformi e alla

fine degli anni 60 fu stipulata una teoria, la plate tectonic, la quale lega tutto ciò che si osserva: le placche

litosferiche insieme alle placche secondarie sono in movimento relativo tra le parti.

La “poy on a stove” metaphor venne utilizzata per la prima volta negli anni ’60 per spiegare le prime idee

sulla convezione terrestre. Nel 1931 Arthur Holmes ipotizzò che il movimento litosferico fosse legato alla

convezione del mantello terrestre e associò i flussi discendenti terrestri (SLAB) con la formazione di

particolari tipi di rocce come le eclogiti e le scisti blu.

IL MOTORE DELLA TETTONICA DELLE PLACCHE

La convezione terrestre non è stata sempre la stessa lungo il corso della storia: verso i 2,5 miliardi di anni ci

fu un cambio radicale che sconvolse il moto delle placche; esse infatti erano molto più piccole rispetto a

quelle che sono visibili ora.

Si ipotizzano due differenti meccanismi all’origine delle celle di convezione:

1. Edge force/SLAB pull: le placche si muovono in risposta a forze applicate ai loro margini. Nelle

zone di dorsale si produce una spinta verso l’esterno (ridge push) causata dall’espansione del

materiale caldo a densità minore proveniente dal sollevamento dell’astenosfera. Nella zona di

subduzione si sviluppa una forza di trazione (SLAB pull) causata dalla placca oceanica fredda e

densa che sprofonda nel mantello. In sostanza la convezione comprende anche le placche

litosferiche che si muovono in risposta a forze applicate ai loro margini (ridge push, SLAB pull)

2. Mantle drag: il limite superiore della convezione si ha nell’astenosfera e le placche trascinate dalla

convezione (viscous drag). La forma prevista delle celle è troppo regolare rispetto alla forma

variabile che le stesse assumono e la presenza della LVZ rende questa ipotesi poco probabile. In

questo modello la litosfera ha un ruolo passivo.

Il modello delle forze marginali è in grado di spiegare il fatto che la velocità è indipendente dal movimento

delle placche (quindi una prova a sfavore del secondo modello) e che le placche con i margini in subduzione

sono le placche che si muovono a velocità maggiori (quindi una prova a favore del primo modello).

Mentre prima si credeva che la tettonica delle placche derivasse dal movimento passivo delle stesse sul top

di celle convettive del mantello, ora si pensa che le placche organizzino il flusso del mantello e che il

mantello stesso sia l’elemento passivo.

La tettonica delle placche è guidata da un sistema autoregolante e lontano dall’equilibrio che si organizza

per dissipare l’energia presente tra le placche e al loro interno. Il mantello fornisce soltanto l’energia e il

materiale. Il flusso è guidato dall’instabilità del livello superficiale più freddo e dai gradienti laterali di

temperatura indotti dalla SLAB e dai continenti.

È molto importante non confondere la deriva dei continenti dalla teoria della tettonica delle placche, cose

completamente differenti.

I margini di placca: esistono tre differenti margini di placca

a. Margini convergenti o distruttivi

b. Margini divergenti o costruttivi

c. Margini trasformi o conservativi

MARGINI DIVERGENTI

I margini divergenti sono associati alla costruzione di fondale oceanico, di nuova crosta oceanica e questo

tipo di margini si trova solitamente nelle zone mediane degli oceani. Questi margini hanno velocità di crescita

differenti, infatti la dorsale oceanica atlantica ha una velocità di crescita del fondale oceanico minore rispetto

a quella pacifica; La velocità inoltre non è la stessa lungo tutta la dorsale e per riequilibrare questo sbalzo di

velocità si formano le faglie trasformi che dislocano la dorsale in differenti punti. Lungo le dorsali il 50% del

flusso di calore che viene disperso dal centro della Terra viene rilasciato proprio qui, quindi si ha un elevato

flusso termico. La valle mediana, la zona da cui fuoriesce il magma, ha una larghezza di circa 25-30 km e

fianchi molto ripidi (formati da faglie normali) che raggiungono i 1000-2000 mt di altezza. Il flusso di calore in

questa zona è molto elevato mentre quando si esce dalla valle mediana il valore si ristabilisce entro i

parametri usuali. Inoltre la morfologia della dorsale pacifica non è definita come invece è quella atlantica e

ciò è proprio causato dalla velocità di espansione del fondale. Più la velocità è elevata, meno la valle è

definita.

Il materiale che risale dal mantello fonde per decompressione → fonde la peridotite e ottengo un liquido a

composizione basaltica.

Se la velocità di espansione del fondo oceanico è elevata ciò implica che ci sia continuo apporto di materiale

alla camera magmatica sottostante alla dorsale; se la velocità di espansione è bassa ciò significa che

l’apporto di materiale alla camera magmatica è sporadico. Non avendo continuo apporto si generano delle

fratture molto estese le quali generano, a loro volta, la valle mediana.

Lo sviluppo di questo tipo di margini si divide in tre differenti fasi:

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1. Formazione del rift: la crosta continentale si frattura e si ha la formazione di faglie normali le quali

poi, sprofondando, danno origine al rift vero e proprio. Nelle zone di rift la crosta tende ad

assottigliarsi fino a raggiungere lo spessore di circa 15-20 km e si ha inoltre la risalita

dell’astenosfera che comporta una forte attività vulcanica. Quando la piattaforma del rift va al di sotto

del livello del mare si ha la deposizione di gessi e sali a seconda del dislivello con l’acqua marina. La

tipologia di sedimenti che si hanno sulla piana del rift è molto irregolare.

2. Formazione di un bacino: tutte le faglie normali che si erano formate nella prima fase ora sono

immobili mentre la piana del rift tende a sprofondare a causa della densità (la roccia raffreddandosi

aumenta la sua densità e questo comporta un maggiore appesantimento). L’inarcamento della zona

è regolare e questa fase viene definita come successione post rift. In questa fase si formano

differenti depositi di tipo marino come ad esempio materiale terrigeno oppure piattaforme

carbonatiche se vi sono le condizioni adatte. Queste zone sono zone ricche di accumuli petroliferi e

sono intensamente studiate a causa dell’interesse economico che suscitano.

3. Oceano maturo: in questa fase si ha l’estensione e la formazione di un oceano molto esteso. Si ha

la sedimentazione a circa 5000 mt di profondità di argille oceaniche e silice (radiolariti). Nella

piattaforma continentale (profonda fino a 200 mt) si hanno sedimenti di tipo terrigeno o carbonatico a

seconda dell’ambiente di formazione (se climi tropicali); nella piana abissale è invece presente

sedimento di tipo torbiditico.

Questo tipo di margini vengono definiti come margini passivi maturi, ossia un margine continentale che si è

formato all’interno di una placca continentale: non è quindi definibile un margine di placca.

La sequenza di materiale che si forma è stratificata perché il mantello fonde e risalendo verso la superficie

ma il liquido di composizione basaltica prima di arrivare sulla superficie può in parte stazionare (se ho una

camera magmatica di elevate dimensioni) e di conseguenza generare rocce plutoniche. I gabbri

(corrispondente intrusivo dei basalti) tendono quindi ad essere concentrati e stratificati in una zona ben

definita; il punto intermedio tra i gabbri e i basalti è una zona legata all’alimentazione della camera

magmatica e conseguentemente all’estrusione del magma; questa zona è chiamata a dicchi o filoni. Questi

corpi sono relativamente piccoli e di carattere ipoabissale (dal punto di vista tessiturale sono rocce

vulcaniche solidificate a basse profondità).

Sotto la zona dei gabbri si ha un’altra zona in cui dal punto di vista della nomenclatura si ha un tipo di rocce

ultrabasiche (come ad esempio le peridotiti) differenti da quelle di mantello “classiche” e vengono definite

come peridotiti cumulitiche; sono rocce dalle quali si è separata l’olivina per gravità (perché le rocce erano

fuse), quindi non identificabile come roccia di mantello ma come rocce di crosta perché trattiamo un fuso; da

qui si giunge al fatto che esistono due Moho: una legata al sistema geofisico e una legata al sistema

composizionale. Quella del sistema geofisico si nota solamente nel momento in cui osservo il limite mantello

crosta e questa Moho si osserva tra i gabbri e le peridotiti cumulitiche. Per i petrologi invece il limite mantello

crosta si ha nel momento in cui incontriamo le peridotiti cumulitiche e il mantello solido.

Quando il liquido basaltico fuoriesce dalla dorsale, a contatto con l’acqua, raffredda molto velocemente e da

origine ai pillow lava, o lava a cuscinetto. Questi pillow lava si originano solamente in condizioni subacquee

ed è possibile stimare la profondità di emissione e formazione dei pillow lava grazie alla forma che

assumono (maggiore è la curvatura dei pillow, minore sarà la pressione esercitata dalla colonna d’acqua

soprastante, ergo formazione a basse profondità).

Al di sopra di questa zona è presente una zona di sedimenti stratificati, di spessore molto basso, in quanto

dati dalla decantazione di materiale in sospensione degli oceani. Anche dalla tipologia di sedimenti possiamo

comprendere a che profondità i sedimenti hanno decantato: se troviamo particelle carbonatiche la profondità

a cui questi sedimenti si trovavano erano relativamente bassi, mentre se sono rintracciabili scheletri silicei la

profondità è sicuramente maggiore, perché dopo una certa profondità il carbonato rimane in soluzione.

Nelle zone a bassa velocità della dorsale si generano fratture molto profonde laterali e si ha una sorta di

scivolamento. Questo tipo di faglie, caratteristiche di questo ambiente, sono chiamate dirette.

Soprattutto nelle zone a bassa velocità, acqua e calore sono fondamentali per lo sviluppo di un fenomeno

molto importante; lungo queste faglie l’acqua può percolare ciò comporta un riscaldamento del liquido.

Scaldandosi, l’acqua porta via alcuni elementi delle rocce che attraversa; in più, essendo più calda delle

zone circostanti, l’acqua torna in superficie formando i cosiddetti black smokers, o camini neri, chiamati così

perché da questi fuoriesce materiale nero; questo materiale nero è legato alla quantità di solfuri presenti, e

l’acqua riconcentra materiali metallici (es. noduli di manganese)[l’H O porta via soprattutto gli alcali che sono

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gli elementi più mobili], e questo processo è un vero e proprio processo di metamorfismo, chiamato

metamorfismo dei fondali oceanici.

Si passa da associazioni anidre dei basalti ad associazioni che contengono minerali idrati (come ad esempio

il pirosseno presente nel basalto si trasforma in un anfibolo, quindi si idrata); questo processo è definito

spilitizzazione. 4

Nelle zone di dorsale abbiamo idratazione delle rocce, le quali solidificando intrappolano acqua per poi

rilasciarla nelle zone di subduzione; nel momento in cui vengono subdotte, queste rocce rilasciando acqua,

faranno si che tale acqua funga da catalizzatore permettendo la fusione di materiale del mantello.

Queste sequenze sono sempre state studiate nelle terre emerse; queste sequenze che trovo in crosta

continentale sono visibili nei processi orogenetici giovani, e vengono definite sequenze ofiolitiche. (le

sequenze ofiolitiche sono queste sequenze stratificate di diverse litologie presenti nella crosta oceanica).

LE FAGLIE TRASFORMI

Le faglie trasformi sono margini di placca (definite tali perché interessano tutta la litosfera) che si generano

per riequilibrare la dorsale oceanica. Furono scoperte da Wilson nel 1965; per chiamarsi faglia devo

apprezzare a occhio nudo uno spostamento relativo tra le parti a contatto; se il movimento non è

apprezzabile sono chiamate fratture, diaclasi etc. In una faglia è presente un piano di faglia, piano nel quale

ho movimento che può essere sia verticale che inclinato, e un movimento, il quale può essere di varia

direzione (o orizzontale, o verticale o entrambe i movimenti simultaneamente).

Nelle faglie trasformi è apprezzabile un movimento orizzontale e il piano di faglia invece è solitamente

verticale. Il senso di movimento diversifica le faglie trasformi da quelle trascorrenti: per definire un senso di

movimento necessito di un riferimento. Nel caso delle faglie trasformi l’indicatore è l’asse della dorsale, che

in questo caso è evidenziato (vedi immagine). A causa delle differenti velocità comincia a generarsi una

faglia (in rosso) e le frecce rappresentano il senso di movimento dell’espansione; generandosi una

trasforme, parte della dorsale viene dislocata a destra e parte a sinistra. I sensi di movimento sono uguali

all’esterno dei due spezzoni di dorsale, mentre nella zona centrale si hanno due differenti sensi di “marcia”

→ presente sforzo. Ciò implica che nella zona centrale si ha attività sismica, causata dalla presenza di

direzioni differenti. Di conseguenza non tutta la faglia trasforme è sismica;

il senso di movimento delle faglie trascorrenti invece è differente. Il riferimento è, per esempio, un filone. Si

genera una faglia (piano verticale spostamento orizzontale) perciò il movimento è lo stesso di quello delle

faglie trasformi. Le frecce di movimento sono nella parte inferiore verso destra mentre nella parte superiore

verso sinistra; ciò implica che tutta la zona sia altamente sismica, tutto il tratto è sotto sforzo.

Esistono due differenti tipi di faglie trasformi: quelle di tipo oceanico, attive sismicamente dove i terremoti

sono concentrati all’interno dello spazio tra le due parti di dorsale e quelle di tipo continentale, le quali sono

sede di terremoti molto intensi.

La faglia trasforme continentale più famosa è la faglia di S. Andreas, simicamente molto attiva e generata in

modo particolare perché, quando ho lo scontro tra placche, può succedere al posto di consumare tutta la

litosfera oceanica, prima che si raggiunga l’altro continente, si cominci a consumare parte di un margine

divergente. Quindi la placca in subduzione si consuma talmente tanto che si comincia a consumare la

dorsale. In questo caso, come nel caso di questa faglia, si comincia a formare una nuova trasforme, e in

questo modo, per un tratto si hanno margini conservativi, mentre in altri tratti si continua ad avere

subduzione. Un altro esempio di faglia trasforme continentale è la faglia del mar Morto, la quale

accompagna il movimento verso nord della Placca Araba. Quest’ultima va in subduzione sotto la Turchia

formando le catene del Tauro orientale e degli Zagros. Lo spostamento a nord è legato all’espansione

oceanica del Mar Rosso.

ZONE DI SUBDUZIONE

La caratteristica fondamentale di questi margini è la fusione che è possibile grazie alla presenza di acqua

nelle rocce che abbassa il loro punto di fusione. L’acqua è anche un ottimo solvente e grazie ad essa le

rocce si arricchiscono di ioni che poi influiscono sulla composizione delle rocce.

Esistono tre differenti tipologie di margini convergenti:

1. Collisione tra due placche oceaniche: si ha la formazione di un arco insulare e solitamente viene

subdotta la placca oceanica più antica in quanto più densa. Il processo dove lo SLAB viene subdotto

è un processo di disidratazione, in quanto la piattaforma subdotta, ricca di fluidi (perché contiene un

gran numero di sedimenti e basalti oceanici), perde la sua acqua e le rocce si trasformano. La

peridotite viene trasformata in serpentinite a causa dell’elevata pressione rilasciando l’acqua

presente al suo interno; con la disidratazione si formano minerali sempre più densi.

2. Collisione tra placca oceanica e placca continentale: vengono definiti così i margini del pacifico

detti cordiglierani, i quali presentano tutti caratteristiche comuni. Si ha la formazione di un arco

magmatico che da a sua volta origine a catene montuose molto elevate che presentano

magmatismo intrusivo di notevole importanza (granodiorite); una caratteristica è il prisma di

accrezione, legato al materiale che viene staccato dallo SLAB. Questa è una zona di grande

deformazione chiamata melange di subduzione. Solitamente la zona di fossa oceanica (che precede

la catena montuosa) è riempita da sedimenti → fenomeno maggiormente visibile nella zona del

Pacifico del Giappone, dove le fosse hanno profondità inferiori a causa dell’elevata sedimentazione.

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3. Collisione tra due placche continentali: un esempio è la collisione tra la placca euroasiatica e

l’insieme di placche presenti a sud le quali provocano, dopo lo scontro, la formazione di catene

montuose (in questo caso della catena alpino-himalayana). Tra le caratteristiche di questo tipo di

collisioni abbiamo i melange ofioliti, dove ofioliti sono un’associazione di radioliti - basalti a pillow -

serpeniniti (che sono pirosseni idratati) i quali testimoniano la chiusura di un oceano e il settore dove

sono presenti i resti di litosfera oceanica sono detti zona di sutura. La litosfera continentale è molto

difficile da subdurre e ciò comporta il fatto che, la SLAB in subduzione, riesce a “scendere” fino ad

una profondità dopo la quale essa tende a risalire. Questo punto è definito come SLAB break off, ed

è dove si ha un aumento della risalita di calore e si genera magmatismo. Inoltre il fatto che lo SLAB

non riesca ad essere subdotto oltre certe profondità è testimoniato dalla presenza di diamanti

all’interno delle zone metamorfiche, i quali non hanno nessun tipo di valore commerciale ma

rendono un fatto certo la profondità dello SLAB (i diamanti si formano a pressioni che si trovano

verso i 150 km di profondità).

La SLAB è la porzione di piattaforma oceanica che viene subdotta nella zona di mantello con un’inclinazione

ben definita dagli ipocentri degli eventi sismici registrati nella zona. Tale piano viene chiamato piano di

Benioff ed ha solitamente un’inclinazione di circa 45°.

In tutti il mondo si hanno due zone di subduzione ben definite: quelle asiatiche e quelle americane; nella

zona asiatica l’inclinazione del piano di Benioff è maggiore di 45° mentre la zona americana è decisamente

meno inclinata (si parla di cifre comprese tra i 10° e i 20°). Le subduzioni verso ovest sono più inclinate

rispetto a quelle che sono dirette verso est: ciò è dettato, secondo alcune ipotesi, dal fatto che l’astenosfera

giri verso est e di conseguenza i piani che “entrano” verso ovest (asiatici) sono molto inclinati rispetto a quelli

che entrano verso est i quali risultano molto più addolciti (americani).

Le zone di subduzione asiatiche sono legate alla presenza di fosse oceaniche molto profonde (mediamente

tra gli 8 e i 10 km) mentre quelle americane presentano sempre fosse ma dalle profondità molto meno

marcate. Ciò è frutto della deposizione di materiale sedimentario; le fosse asiatiche non presentano molti

sedimenti perché la tensione genera faglie a scalini e parte del materiale che si genera viene drogato. Nella

parte americana si forma il prisma di accrezione e non si ha la possibilità di erodere molto materiale

continentale. Tutto questo avviene nel Pacifico perché i margini dell’Atlantico non sono margini di placca.

Le placche possono essere formate da crosta continentale e crosta oceanica oppure solamente da margini

oceanici ma non è possibile trovare placche formate solamente da crosta continentale.

La velocità di subduzione varia non sono nell’ambito complessivo di tutte le placche ma anche lungo il piano

di una stessa placca: ci sono differenti velocità che possono andare da una molto bassa (<1 cm all’anno) a

molto veloci (>10 cm all’anno). Se le velocità tendono ad essere elevate e differenti la SLAB tenderà a

rompersi e a fratturare in differenti punti i quali permetteranno al liquido del mantello della SLAB di

fuoriuscire e dare luogo a rocce plutoniche di composizione differente rispetto a quelle che si formano dal

materiale fuso presente nella crosta continentale (solitamente le rocce della SLAB sono le adachiti).

Inoltre nella parte continentale americana si forma l’arco magmatico mentre nelle zone asiatiche si formano

gli archi insulari (costituiti da una serie di isole caratterizzate da intenso vulcanismo e sismicità). L’attività

magmatica non si sviluppa attaccata alla fossa ma solitamente ad una certa distanza chiamata intervallo

arco-fossa; questo gap ha distanze differenti che possono variare dipendendo dall’inclinazione del piano di

Benioff. Se l’inclinazione del piano di Benioff non raggiunge certe angolazioni, non si raggiungerà mai la

profondità tale da permettere al materiale di fondere e dare origine ad attività vulcanica (110 km/ 120 km di

profondità stimata). Maggiore è la distanza arco-fossa, minore sarà l’inclinazione del piano di Benioff

Un’altra caratteristica dei margini asiatici è la presenza di bacini di retroarco, legati alla formazione di celle

convettive che tendono ad aprire bacini oceanici e di conseguenza placca oceanica. I bacini che si formano

però tendono ad essere riempiti dai sedimenti; nei margini americani ciò non avviene perché si ha un

maggiore spessore della crosta che non permettono la formazione del bacino oceanico. In compenso si

frattura la crosta e si formano delle depressioni nel continente.

Il prisma di accrezione è una zona di accumulo di detriti che derivano dalla parte sedimentale della SLAB.

Questo tipo di depositi sono depositi sedimentari e solitamente quelli più inferiori nella successione delle

rocce sono quelle più giovani, andando al rovescio rispetto a quello che è il principio della stratigrafia. Si

generano così le successioni inverse. MARGINE AMERICANO MARGINE ASIATICO

Tipologia di margine Oceano - continente Oceano - oceano

Inclinazione piano di Benioff 10° < I < 20° > 45°

6

Profondità fosse oceaniche Poco profonde Molto profonde

Velocità di subduzione Lento Veloce

Presenza di: Arco magmatico Bacini di retroarco - Archi insulari

Spessore della crosta Spesso Sottile

continentale

Litologia zone di subduzione sono le andesiti, sono rocce vulcaniche macroscopicamente composte da tanto

plagioclasio, anfibolo, biotite e tanto pirosseno. Queste andesiti sono tipiche delle zone di subduzione e

trovarle fuori da un ambito che non sia quello subduttivo è quasi del tutto impossibile. Negli archi magmatici

(quelli che si formano sulla crosta continentale), le associazioni presenti sono composte da andesiti e rocce

sovra sature come ad esempio i graniti, grano dioriti oppure rioliti o adaciti. Negli archi insulari prevalgono

materiali di tipo basaltico.

Esistono due differenti tipi di fuso: o fonde lo SLAB in subduzione oppure ciò che fonde sopra lo SLAB. Lo

SLAB aiuta tantissimo perché tutte le rocce che lo costituiscono nel momento della formazione nei pressi

della dorsale oceanica si sono idratate, quindi non ho più una roccia anidra, ma una roccia che contiene

minerali idrati.

GLI EFFETTI DELLA TETTONICA DELLE PLACCHE: l’orogenesi e le catene orogeniche

Le catene oro geniche costituiscono lunghi tratti di rocce molto deformate sviluppatesi durante la costruzione

di catene montuose sui continenti. I processi orogenici avvengono lungo i margini convergenti e implicano il

raccorciamento intraplacca, l’inspessimento crostale, il sollevamento topografico, il magmatismo e il

metamorfismo. L’inspessimento crostale al di sotto delle Alpi per esempio raggiunge i 55-60 km mentre

nell’Himalaya si raggiungono anche gli 80 km. I fenomeni orogenici vengono suddivisi in due parti:

- Orogeni non-collisionali o Andini: derivano dalla convergenza tra la litosfera oceanica e quella

continentale; le velocità di convergenza e altri fattori che controllano la subduzione portano a

trasmettere una forte compressione della placca superiore.

- Orogeni collisionali: derivano dalla collisione tra un margine continentale con un arco insulare o

con un altro continente a seguito della subduzione di un oceano. Lo spessore e il galleggiamento

positivo della crosta continentale inibisce la subduzione (si parla di sottoscorrimento), provocando

compressione e orogenesi. Orogeni formatisi dalla collisione con archi sono presenti, per esempio,

nell’Himalaya.

L’accrezione progressiva di archi insulari, litosfera oceanica, frammenti continentali porta alla crescita dei

continenti dall’inizio della storia del nostro pianeta fino ad oggi. Associazioni ben distinte di materiali crostali

vengono chiamati terranes (elementi che vengono coinvolti e inglobati nei processi di orogenesi).

Come conseguenze della collisione continentale si ha:

- Una diminuzione o un arresto del movimento relativo tra le due placche continentali;

- La formazione di una zona di sutura, costituita da melange (sono i resti del prisma di accrezione) o

ofioliti, che segna la zona di contatto tra le due placche continentali ed è la prova evidente della

chiusura di un oceano;

- La parte più profonda della litosfera può essere in parte subdotta, provocando del metamorfismo di

ultra alta pressione (UHP): la placca più pesante (quella a densità maggiore tra le due) sotto scorre

all’altra fino a raggiungere un massimo di 100-150 km di profondità, dando origine a minerali come

diamanti (questo tipo di diamanti non hanno alcun valore commerciale in quanto sono estremamente

piccoli) o coesite (un polimorfo del quarzo); la parte superiore del mantello litosferico e la crosta si

inspessiscono portando ad un sollevamento e ad una formazione di una catena montuosa;

- Nella fase post-collisionale si ha l’inspessimento crostale causa un forte aumento del calore

radiogenico e conseguentemente si ha un metamorfismo regionale di gradiente intermedio (facies

anfibolitica), spesso accompagnato da fenomeni di anatessi (fusione della litosfera) che danno

origine a graniti;

le catene montuose sono quindi generalmente allineate lungo le zone di collisione continentale. Le principali

catene montuose recenti (Pirenei, Alpi, Turchia, Zagros, Himalaya e Tibet) derivano dalla collisione con la

placca Euroasiatica di una serie di placche staccatesi dal margine settentrionale del Gondowana nel

Mesozoico. 7

Isostasia: è la tendenza della crosta a raggiungere una posizione di equilibrio attraverso il fenomeno del

galleggiamento.

Il mantello si comporta in modo viscoso, nonostante sia costituito da peridotiti allo stato prevalentemente

solido., al di sopra del quale è presente una crosta continentale che possiede una densità minore (intorno ai

3

2,7g/cm ). Questo fenomeno è riconducibile al principio di Archimede del galleggiamento. Nel caso

dell’isostasia succede che la formazione di catene montuose (orogenesi), dovuta alla presenza di fenomeni

di collisione tra placche, provochi un forte inspessimento della crosta e, di conseguenza, anche di peso.

Aumentando il peso, per poter rimanere in equilibrio, compensando il peso aggiunto, è necessario che una

parte di crosta sprofondi nel mantello, dando origine alle radici. In seguito a fenomeni di erosione, la catena

montuosa viene livellata facendo diminuire il peso della crosta: a questo punto la parte di crosta sprofondata

risale tornando alla sua posizione originale.

In condizioni di equilibrio vale la seguente equazione: h montagne ∙ densità crost.continentale + h radice

crostale ∙ densità crost.continentale = h radice crostale ∙ densità mantello

l’elevazione crostale media delle montagne sul livello del mare moltiplicata per la densità media della crosta

continentale sommata all’altezza delle radici crostali per la densità media della crosta continentale è uguale

alla profondità della radice crostale per la densità media del mantello.

La formula indica che il peso del mantello spostato dalle radici deve essere uguale a quello della crosta

continentale soprastante. Ogni variazione di massa di questi corpi rocciosi provoca uno spostamento

verticali degli stessi, fino a conseguire un nuovo equilibrio.

Questi movimenti sono detti aggiustamenti isostatici, ma siccome i blocchi si modificano di continuo, un

equilibrio isostatico definitivo non sarà mai raggiunto.

Un esempio di compensazione isostatica (non connessa a fenomeni orogenici) è quello che coinvolge la

penisola Scandinava, che è stata ricoperta, durante avanzate glaciali, da calotte di ghiaccio spesse 2-3 km,

costringendo tutta l’area ad affondare nel mantello a causa del peso. Scioltasi velocemente la calotta di

ghiaccio, la Scandinavia ha cominciato a risollevarsi con una media di 2-9 mm all’anno; dovrà compiere

ancora uno spostamento di 200 mt in alto per tornare all’originaria elevazione.

DUE ESEMPI DI OROGENI COLLISIONALI: LE ALPI E L’HIMALAYA

Himalaya:

questa catena è sorta dalla collisione tra la placca Indiana e quella Euroasiatica. Consumata per

subduzione tutta la litosfera oceanica intermedia, attorno ai 53 milioni di anni fa il continente indiano, che si

era separato dagli altri dell’emisfero meridionale con i quali costituiva la terra di Gondowana, entrò in

collisione con l’arco magmatico del Ladakh, che bordava verso sud il continente euroasiatico. Lo scontro

continente-continente si completò circa 38 milioni di anni fa; le tracce della chiusura della Tetide si trovano

nelle alte valli dell’Indo e del Brahmaputra, lungo un allineamento di lembi e melanges ofiolitici denominato

sutura Indo-Tsangpo.

Nella collisione si ebbe il corrugamento di quanto si trovava tra le due masse continentali, in gran parte

costituito da una pila di rocce sedimentarie di origine marina, deposte sulla placca indiana in un lunghissimo

intervallo di tempo, dal Cambriano all’Eocene inferiore: nell’Himalaya tutte le rocce derivano dalla placca

indiana. Si formarono quindi grandi superfici di sovrascorrimento, lungo le quali si ebbe notevole trasporto

tettonico verso sud. I due principali accavallamenti vengono detti rispettivamente Grande Sovrascorrimento

Centrale e Grande Sovrascorrimento Marginale. Il primo divide l’Alto dal Basso Himalaya, il secondo il

Basso Himalaya dalle colline della pianura del Gange. La fascia dell’Alto Himalaya comprende, a sud, le

rocce metamorfiche della zona cristallina centrale su cui poggia, verso nord, una zona sedimentaria detta

Tetide himalayana, o anche tibetana, in cui si trovano le principali cime himalayane.

La zona tibetana è costituita da svariate formazione sedimentarie originatesi in mari poco profondi che

bordavano verso nord il continente indiano. Esse, a nord, hanno uno spessore di quasi 14 km e un’età che

va dal Cambriano al Cretaceo, mentre più a oriente arrivano fino all’Eocene medio. Nella zona tibetana,

caratterizzata da grandiosi piegamenti, durante il Terziario si sono intruse importanti masse magmatiche di

natura granitica.

Il Basso Himalaya, non ancora perfettamente conosciuto dal punto di vista geologico, comprende cime che

raggiungono 4000 mt di altezza. Vi si può distinguere una fascia di rocce metamorfiche e, a di sopra, una

serie di rocce sedimentarie prevalentemente argillose e arenacee con intercalazioni calcareo-dolomitiche,

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poco fossilifere e la cui età dovrebbe estendersi dal Precambriano al Terziario. Si ritiene che la struttura dei

questa zona sia caratterizzata da numerose falde di ricoprimento. Verso sud il Basso Himalaya è

accavallato sulle colline del Sub-Himalaya, che bordano la pianura del Gange. Ricoperte da una fitta

vegetazione tropicale, queste colline sono formate da una successione costituita da argilliti, arenarie e

conglomerati di origine prevalentemente fluviale ed età compresa tra il Miocene medio e il Pleistocene,

famose perché hanno fornito ricchissime faune a vertebrati terrestri. L’accavallamento del Basso Himalaya

sul Sub-Himalaya è quindi molto recente ed è tuttora in corso, come dimostrato dai terremoti che si

verificano lungo tale superficie di sovrascorrimento.

La pressione dell’India contro la massa asiatica non si è quindi ancora esaurita e, secondo interpretazioni

largamente condivise, sarebbe responsabile della fatturazione del continente asiatico lungo particolari

direzioni. Faglie trascorrenti sono infatti ben visibili sulle immagini inviate dai satelliti e in corrispondenza di

esse vasti settori dell’area asiatica, comprendenti il Tibet e la Cina, slitterebbero verso est; uno spostamento

verso ovest sarebbe reso più difficoltoso dalla massa continentale che si trova in tale direzione. I movimenti

sono testimoniati da catastrofici terremoti che periodicamente scuotono la Cina. La spinta dell’India si

farebbe risentire su una zona di smisurate dimensioni; lo stesso rift del Baikal ne sarebbe un risultato.

L’Himalaya è la conseguenza di una collisione continentale e a differenza di quanto si osserva in altre

cinture orogenetiche, in questa catena montuosa falde di ricoprimento e sovrascorrimento non hanno

oltrepassato la zona di sutura e non si sono quindi sovrapposte al plateau del Tibet.

Alpi:

secondo la teoria della deriva dei continenti, alla fine del Paleozoico gli attuali continenti erano uniti tra loro

nella Pangea. Nel Triassico iniziò la separazione dei continenti, con l’espansione della Tetide, tra Africa e

Eurasia. Al termine del Giurassico inferiore si formò, dalla Turchia ai Caraibi, una stretta fascia di crosta

oceanica che si andò sempre più allargando fino al Giurassico medio e superiore. L’area ora occupata dal

mar Adriatico e dalla fascia montuosa periadriatica secondo alcuni era il blocco dell’Africa di cui costituiva

un promontorio, detto Adria. Con il Cretaceo (circa 130 milioni di anni) ebbe inizio l’apertura dell’Atlantico

meridionale, mentre l’Atlantico settentrionale cominciò ad allargarsi nel Cretaceo superiore, separando il

Nord America dall’Europa. Con la separazione tra Sudamerica e Africa a partire dal Cretaceo, l’insieme

Africa-Adria subì, rispetto all’Europa, una rotazione antioraria di circa 45° e uno spostamento verso nord di

30°. Come risultato dello spostamento di Africa-Adria si ebbero subduzioni e deformazioni lungo il margine

Dinaridi-Ellenidi. Con l’apertura dell’Atlantico settentrionale e l’allontanamento tra Europa e Nord America, si

verificò la chiusura della zona oceanica tra Adria ed Europa che entrano in collisione. La conseguente

formazione della catena alpina fu dunque il risultato dell’apertura dell’Atlantico settentrionale e della

rotazione di Africa-Adria. La collisione raggiunse i suoi maggiori effetti nel Terziario, con la genesi delle Alpi,

contemporanea o quasi a quella della catena Himalayana dovuta all’avvicinamento dell’India all’Eurasia.

A partire dal Triassico fino al Giurassico inferiore si ebbe l’apertura del bacino oceanico della Tetide, con il

conseguente rifting del margine occidentale e l’inizio della separazione della placca europea con quella

africana (Adria). Tra il Giurassico inferiore e quello superiore, con l’apertura del bacino oceanico “Ligure-

Piemontese”, si ebbe la deposizione di sedimenti carbonatici, silicei (come le radiolariti) e argillosi in mare

profondo; a partire dal Cretacico superiore si parla di orogenesi cretacica. L’orogenesi cretacica

corrisponde all’inizio della subduzione di porzioni dell’oceano Ligure-Piemontese (settore Pennidico) e di

ampie porzioni della placca africana (settore Austroalpino). Oltre a ciò, la rotazione antioraria dell’Africa

(vedi paragrafo sopra) fu provocata dall’apertura dell’oceano Atlantico;

Le Alpi sono suddivise in domini strutturali, ossia una serie di elementi strutturali maggiori in cui sono riuniti

complessi rocciosi con analoga storia evolutiva e che rappresentano i resti di distinti bacini Mesozoici

ubicati in specifici settori della Tetide. 9


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DETTAGLI
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze e tecnologie geologiche
SSD:
A.A.: 2015-2016

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher Gielle1404 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Principi di geologia e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Milano Bicocca - Unimib o del prof Zanchi Andrea.

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