Cap. 3 La tettonica delle placche crostali
3.1 I fondali oceanici
Contrariamente a ciò che ci si può aspettare i fondali degli oceani non sono
piatti con le maggiori profondità al centro, in realtà noi abbiamo ai bordi dei
continenti una Scarpata Continentale alla fine della quale abbiamo un
fondale generalmente piatto interrotto da un susseguirsi di valli, fosse, rilievi
isolati e dorsali. Tutto questo è stato trovato tramite rilievi effettuati con i
sonar delle navi oceanografiche (una preziosa eredità scientifica della
Seconda Guerra Mondiale) (fig. 1). La cosa più sorprendete è stata la
scoperta delle dorsali che in genere si trovano al centro degli oceani come la
Dorsale Medioatlantica perciò, paradossalmente, possiamo dire che, fatta
eccezione per il prolungamento della piattaforma continentale sotto gli Fig. 1
oceani, le minori profondità possono trovarsi al centro degli oceani.
Ciascuna dorsale è formata da due catene montuose parallele separate da una
valle che forma una spaccatura sul fondo dell'oceano, in queste spaccature
affiora il mantello sottostante, in particolare vi affiora l’astenosfera perciò
sono sede di fuoriuscita di magma.
3.2 Magma
Si definisca magma una massa silicatica fusa che contiene sciolti al suo
interno acqua e altri componenti volatili.
In una situazione di questo genere è facile concludere che le dorsali sono
sede di un’intensissima attività vulcanica (fig. 3). Una volta eruttato il
magma si raffredda e, insieme alle sottostanti correnti astenosferiche,
allontana il materiale dal centro della dorsale. Questo comporta che i fondali
oceanici si espandono continuamente (fig. 4).
Fig. 2
Fig. 3
Fig. 4
3.3 Le Zolle
Le dorsali oceaniche dividono tutta la Terra in regioni separate dette placche
o zolle che risultano in costante movimento. Come abbiamo gia visto queste
fasi sono cicliche, quella attuale è iniziata circa 200 M. Y. con la rottura di
un supercontinente chiamato Pangea (fig. 5), se ne conoscono anche di più
antiche come la fase caledonica ed ercinica (le altre sono meno definite Fig. 5
perché il le fasi successive tendono a cancellare le tracce di quelle
precedenti). La fase attuale prende il nome di alpino-hymmalaiana
3.4 Teoria della tettonica a zolle e deriva dei continenti
Le teoria di Wegener affermava che i continenti si spostavano sugli oceani;
oggi sappiamo che non è così (come era già facilmente deducibile dal fatto
che i continenti non potevano solcare gli oceani come rompighiaccio) in
realtà i continenti vengono trasportati passivamente dalle zolle di cui
fanno parte; questo movimento ha il suo motore nei moti convettivi
dell'astenosfera
3.5 I moti delle zolle
Il movimento delle zolle è di circa 1 – 10 cm all'anno e possono avvenire in
tre modalità diverse:
1. Due zolle possono allontanarsi o divergere
2. Due zolle possono avvicinarsi e scontrarsi
3. Due zolle possono scorrere una a fianco all'altra
Fig. 6
Fig. 7
3.5 La formazione dei rift e i margini divergenti
Quando sotto una zolla si verifica un moto divergente si forma una frattura
che da origine ad un rift. Questo movimento porta inizialmente alla
formazione di una fossa tettonica che si caratterizza per la presenza di una
depressione al centro e con la presenza di fratture dirette delle rocce
circostanti. Uno degli esempi più eclatanti è la Great Rift Valley (fig. 8) che
caratterizza la zona dei grandi laghi africani ma che, congiungendosi col
Mar Rosso, (di cui si stima un’età di circa 20 M.Y.) arriva fino Mar Morto a
formare una grande zona di distensione crostale.
Se l'allontanamento prosegue il rift viene invaso dalle acque del mare e porta
alla formazione di un oceano (fig. 9). Il Mar Rosso si trova oggi in questo
stadio (e se in fenomeno di espansione continuerà anche la Great Rift Valley
subirà lo stesso destino).
L'Oceano Atlantico è frutto di un moto di allontanamento che dura ormai da
circa 150 M.Y. epoca in cui è iniziato il rift che ha diviso l'America
dall’Europa, in seguito il rift si è esteso anche a Sud e circa 120 M. Y. è
iniziata la separazione del Sud America dall’Africa
3.6 Scontro fra zolle
Due zolle che convergono una contro l'altra da origine ad uno scontro fra
zolle; i risultati sono diversi a seconda di che cosa viene coinvolto nello
scontro, infatti possono verificarsi 3 situazioni geodinamiche:
1. Due croste oceaniche
2. Crosta oceanica e crosta continentale
3. Due croste continentali
3.6.1 Scontro di zolle oceaniche
Quando due zolle oceaniche si scontrano una delle due va in subduzione; la
zolla che sprofonda è, generalmente, quella più vecchia e densa (fig. 10). A
seguito dello scontro si forma una fossa oceanica e la crosta sprofonda
secondo un certo angolo originando un piano di subduzione detto Piano di
Beniof sede di terremoti intermedi profondi fino a 600 km di profondità
dove le temperature del mantello finiscono per riassorbire la crosta per
fusione.
Lo sprofondamento crostale causa l’attrito fra le zolle in movimento
reciproco che sviluppa calore con conseguente fusione parziale della crosta
che provoca la formazione di magmi. Questi magmi vengono a giorno
originando un arco vulcanico insulare, come già detto la parte più refrattaria
della crosta entra nel mantello e viene riassorbita. Appartiene a questa
struttura l'arco vulcanico delle isole Aleutine (fig. 11) e le isole filippine
3..6.2 Crosta oceanica e crosta continentale
Quando a scontrarsi sono una crosta oceanica e una continentale (fig. 13) si
verifica il fenomeno della subduzione della crosta oceanica sotto quella
Fig. 8
Fig. 9
Fig. 10
Fig. 11
continentale perché la crosta oceanica ha un peso specifico maggiore di
quella continentale (3,3 g/cm3 contro 2,8 g/cm3). Ancora una volta si forma
magma per attrito, una Fossa Oceanica sul punto in cui la crosta oceanica
sprofonda e un piano di Beniof su in cui si concentrano i terremoti. Questa
volta però il magma in risalita incontra la crosta continentale e si formerà
una struttura detta cordigliera vulcanicaEsempio di questa struttura è la Cordigliera delle Ande (fig. 14)
Fig. 14
Fig. 12
Fig. 13
3.6.3 Scontro di zolle continentali
Quando due zolle continentali si scontrano, avendo ambedue la stessa
densità, non c'è subduzione crostale, questo tipo di scontro provoca una
compressione e un ripiegamento della crosta degli strati più superficiali con
formazione di una catena montuosa (fig. 14 e 15). Questo fenomeno prende
il nome di orogenesi e la catena Himalayana ne rappresenta un esempio Fig. 14
caratteristico.
La parte profonda della crosta sottoscorre sotto la crosta contro cui va ad
impattare, questo fenomeno provoca un raddoppiamento crostale con
formazione degli altopiani, per questo motivo, dietro l'Himalaya abbiamo,
l'altopiano del Tibet la cui altitudine oscilla intorno ai 4500 m (fig. 17)
Fig. 15
Fig. 16
Fig. 17
3.7 Zolle trascorrenti
Può capitare il caso di due zolle che due zolle scorrano una accanto all'altra
In questo caso si forma una faglia trascorrente, si tratta di una zona con
elevata attività sismica. Esempio di questo tipo di faglia è la Faglia di San
Andreas in California (fig. 18)
Fig. 18
