Parte due, Principi di geologia

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 paleoclimatiche 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 in considerazione, ma suscitò grande interesse tra i geologi sudafricani 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

• 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 supercontinente 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).
• 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 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.
• 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.
• 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 dal punto di hotspot, 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 terrestre 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 sé i continenti; la crosta oceanica dal ridge oceanico veniva consumata nelle fosse oceaniche.

1965 Wilson

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:

• Margini convergenti o distruttivi
• Margini divergenti o costruttivi
• 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 m 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:

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 m di profondità di argille oceaniche e silice (radiolariti). Nella piattaforma continentale (profonda fino a 200 m) 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.