Teoria della tettonica delle placche

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1 Teoria della tettonica delle placche

2 Un po di storia L idea di una Terra mobile nasce nel 1910 ad opera di Wegener (pubblicazione in forma completa 1915) Egli osservò la concordanza delle coste atlantiche (incastro tra Africa occidentale ed america sud-orientale) e maturò l dea di una deriva dei continenti

3 Le zattere galleggianti Wegener riteneva che le aree continentali fossero come delle zattere che galleggiavano sulle aree sottostanti Per la precisione definiva sial le aree continentali (da Si e Al, elementi più presenti nelle rocce continentali) e sima il materiale sottostante (Si e Mg) che affiorava nei fondali oceanici e che a suo parere costituiva un involucro continuo

4 Il meccanismo della deriva Secondo Wegener la deriva sarebbe stata causata dal moto di rotazione della Terra La rotazione terrestre avrebbe quindi causato lo scorrimento del sial sul sima Il lavoro di Wegener risultò interessante ma il meccanismo del suo funzionamento venne considerato poco convincente Per il perfezionamento della teoria si dovranno aspettare gli anni Sessanta

5 Le scoperte degli anni Sessanta Grazie alla comparsa di nuovi strumenti e di più avanzate tecniche d indagine fu possibile studiare in maniera innovativa i fondali oceanici Ci si accorse che il fondo degli oceani non è stabile ma in continua evoluzione La crosta oceanica, cioè, si forma e si distrugge in continuazione

6 Due importanti strutture La formazione della nuova crosta è permessa dalla presenza delle dorsali oceaniche (oltre Km) La sua distruzione, invece, dalle fosse di subduzione Il meccanismo che tali strutture permettono è detto Espansione dei fondali oceanici

7 Dorsali e fosse di subduzione

8 La dorsale medio-atlantica Era noto ai geologi, da oltre un secolo, che esisteva una dorsale nel centro dell Oceano Atlantico, la dorsale medio-atlantica che si erge fino a 2000 metri al di sopra del fondale. La dorsale medio-atlantica è stata osservata, a partire dai primi anni '50, in varie spedizioni con sommergibili attrezzati. Tali studi hanno evidenziato segni di eruzioni recenti

9 Le dorsali non sono come le catene montuose continentali Sono invece un ampia fascia di crosta oceani larga dai 1000 ai 4000 Km che si inarca verso l alto Può raggiungere i m di altezza È quasi ovunque segnata da un solco longitudinale largo qualche decina di Km e profondo m, tale solco è detto rift valley La struttura delle dorsali oceaniche Esse sono anche un attiva fascia sismica (ovvero sede di terremoti).

10 Espansioni dei fondali Nel 1962 Harry Hess osservò che nei rift si forma nuovo fondale oceanico con magma che risale dai livelli più profondi. Hess osservò inoltre che il fondo oceanico si muove lateralmente allontanandosi dalla dorsale Contemporaneamente Robert Dietz proponeva un modello per la deriva dei continenti chiamato espansione dei fondali oceanici il quale presupponeva che la superficie scorrevole fosse alla base della litosfera, non alla base della crosta (come aveva proposto Wegener)

11 Quindi Le colate di lava che fuoriescono scendono dal rilievo della dorsale si espandono nella piana abissale, dove formano la crosta oceanica che ricopre i fondali degli oceani. Le colate più giovani spingono lontano dalla dorsale i prodotti delle colate più antiche e, in questo modo, gli oceani si allargano. Il fenomeno procede con la continua risalita del magma che continua ad espandere la crosta oceanica e ad allontanare sempre di più le placche.

12 Il fondale ha varie età Gli studi sulle dorsali hanno rivelato che lo strato di sedimenti che ricopre il fondo oceanico aumenta gradualmente di spessore allontanandosi dalla dorsale. Questo dato suggerisce che il fondo oceanico sia più vecchio ai margini (dove si accumula più materiale sedimentario) e più giovane al centro Tale ipotesi è confermata anche dalle datazioni paleontologiche dei sedimenti.

13 Una prova inconfutabile Gli ultimi dubbi sulla correttezza del meccanismo di espansione dei fondali oceanici come base per spiegare la dinamica delle placche fu apportate dal paleomagnetismo Studiando il campo magnetico generato da rocce sui fondali degli oceani sono state rilevate anomalie positive e negative. Una volta mappate, le anomalie producono una figura a strisce di bande parallele.

14 Le bande paleomagnetiche

15 Le inversioni del campo magnetico danno luogo alle anomalie magnetiche che si riscontrano sui fondali oceanici

16 La prova indipendente La lava eruttata in differenti periodi lungo il rift e la cresta delle dorsali medio atlantiche conservava differenti anomalie magnetiche ossia quelle relative al periodo durante il quale è avvenuta l eruzione Se il campo magnetico terrestre si è invertito nell'intervallo di tempo intercorso tra due eruzioni, i flussi di lava avranno conservato un set di bande parallele con proprietà magnetiche differenti. Riscontrare quindi bande parallele ai due lati del rift con differenti proprietà magnetiche indica che il fondale si è indiscutibilmente formato (e si sta ancora formando) in tempi diversi Tutto ciò è noto come prova indipendente

17 Le fosse di subduzione I fondali oceanici presentano anche le così dette fosse di subduzione Una fossa è una depressione del fondale oceanico relativamente stretta ma molto profonda (anche più di metri). Man mano che la crosta oceanica si allontana dalla dorsale essa diviene sempre più fredda e più pesante e ciò causa la sua discesa in profondità nella fossa che così si viene a formare In queste strutture, quindi, il fondale oceanico tende a sprofondare (movimento di subduzione) cosa che ne causa la sua rifusione a causa dell aumento di pressione e temperatura

18 Subduzione

19 Come avviene la subduzione Dove avviene la subduzione, dunque, si creano in profondità condizioni che favoriscono la formazione di magma. Questo risale provocando eruzioni prevalentemente di tipo esplosivo. Gran parte dei vulcani attivi sulla superficie della terra si trovano in corrispondenza delle zone di subduzione. Il processo di subduzione avviene con velocità variabile, da pochi millimetri a una decina di centimetri l'anno.

20 I margini di subduzione Il lembo della crosta terrestre adiacente alla fossa di subduzione è detto margine di subduzione Nei margini di subduzione si possono riscontrare: placche entrambe oceaniche (tipo Marianne), oppure una placca oceanica che si immerge sotto una continentale (tipo Andino o Cileno). La crosta oceanica viene quindi continuamente distrutta a livello dei margini di subduzione e continuamente formata ai lati delle dorsali Questo è il motivo per il quale la crosta oceanica è molto più recente di quella continentale

21 Piano di Benioff Il piano di subduzione prende il nome di piano di Benioff e può avere inclinazione compresa tra 30 e 60. Il piano di Benioff non è una superficie di separazione ma un intero pezzo di litosfera che si immerge ed ha un proprio spessore.

22 Conseguenze del processo di subduzione La subduzione implica importanti conseguenze: Sismicità: il sottoscorrimento di una placca in un altra causa enormi attriti che determinano terremoti (le regioni vicine alle fosse di subduzione sono altamente sismiche) Vulcanesimo: il materiale in fusione risale sotto forma di magma e ciò provoca la comparsa di archi vulcanici o isole vulcaniche

23 Archi vulcanici Se la fossa fiancheggia il margine di un continente lungo questo margine si innalza una catena di vulcani che individua un arco vulcanico (es Ande parallele alla fossa del Perù-Cile)

24 Isole vulcaniche Se la fossa si sviluppa in pieno oceano si forma, parallelamente, una arco di isole vulcaniche (es. isole Marianne lungo l omonima fossa)

25 Il sistema arco-fossa Poiché, quindi, le fosse di subduzione sono accompagnati da archi vulcanici si parla di sistema arco-fossa

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27 I moti convettivi del mantello Queste ed altre scoperte portarono ad ipotizzare l esistenza di profondi moti convettivi che trasportano in superficie, in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche, materiale roccioso fuso. Il magma tende a salire verso la superficie spostando verso il basso il materiale meno caldo e formando in questo modo grandi correnti convettive organizzate in celle cilindriche. Quando una corrente convettiva urta la crosta, la solleva. La crosta sollevata si assottiglia fino a fessurarsi lasciando fluire verso l'esterno il magma. Il magma che giunge all'esterno si raffredda e consolidandosi chiude la fessura.

28 Le celle convettive L intero meccanismo si deve, quindi, a masse rocciose fuse che, a livello delle dorsali, si solidificano una volta giunte sui fondali marini, migrano su di essi, sprofondano nelle fosse di subduzione, tornano a fondersi e riemergono a livello delle dorsali Per fare spazio alla continua aggiunta di nuova crosta le placche che si trovano sui due versanti vengono lentamente ma continuamente allontanate.

29 1 km (Faglia di San Andreas) Le faglie Lungo le dorsali oceaniche il magma non fuoriesce nello stesso tempo ed alla stessa velocità Questo determina che mentre in una certa zona della dorsale esso causa la formazione di nuova crosta oceanica in un altra si ha un periodo di stasi Per accomodare gli sforzi generati da diseguali velocità di espansione dei fondali si formano, lungo la dorsale e trasversalemente ad essa, delle fratture dette faglie trasformi (famosa quella di S. Andrea dove la zolla pacifica scivola lungo la zolla americana alla velocità di circa 5 cm all anno)

30 La Tettonica delle Placche Alla fine degli anni Sessanta si è quindi giunti alla elaborazione della teoria globale della Tettonica delle Placche Si parla di teoria globale perché tramite essa si dà spiegazione di gran parte degli eventi che riguardano la litosfera: deriva dei continenti, espansione dei fondali oceanici, vulcanesimo, terremoti, processi orogenetici.

31 Le placche La presenza di dorsali oceaniche, fosse di subduzione e faglie trasformi delineano un immensa rete su tutta la litosfera dividendola in placche (circa 20 delle quali 6 molto grandi) I margini delle singole placche possono essere suddivisi in: Margini costruttivi (o divergenti) Margini distruttivi (o convergenti) Margini conservativi

32 Le placche

33 Placche principali 1.Placca Nord Americana - Nord America, Nord-Ovest Atlantico e Groenlandia 2.Placca Sud Americana - Sud America e Sud-Ovest Atlantico 3.Placca Antartica - Antartide e "Mari del Sud 4.Placca Euroasiatica -Nord-Est Atlantico, Europe e Asia ad eccezione dell'india 5.Placca Africana - Africa, Sud-Est Atlantico e Oceano Indiano Occidentale 6.Placca Indo-Australiana - India, Australia, Nuova Zelanda e gran parte dell'oceano 7.Placca di Nazca - Oceano Pacifico Orientale adiacente al Sud America 8.Placca Pacifica - Gran parte dell'oceano Pacifico e costa meridionale della California 9. Altre placche di media grandezza: Arabica, Cocos, Filippine.

34 Attività lungo i margini Margini costruttivi: sono rappresentati dalle dorsali oceaniche; qui si forma nuova litosfera oceanica che si allontana dalla dorsale. Si osserva sismicità e vulcanesimo effusivo. Margini distruttivi: sono rappresentati dalle fosse di subduzione dove la litosfera divenuta più fredda e pesante tende a sprofondare. Le placche interessate da margini convergenti possono essere entrambe oceaniche, entrambe continentali oppure una oceanica ed una continentale. Si osserva grande attività sismica e vulcanesimo esplosivo. Margini conservativi: sono rappresentati da grandi faglie trasformi dove la litosfera si muove trasversalmente ma senza variazioni di volume. Si osserva forte sismicità e fenomeni di metamorfismo.

35 Le placche tettoniche I continenti non devono essere pensati erranti attraverso la crosta oceanica, ma si devono considerare come parte di placche che si muovono sulla soffice e plastica astenosfera. Le placche sono mosse dalle correnti convettive del mantello, che costituiscono una sorta di forza motrice. Tutta la crosta terrestre è quindi divisa in un certo numero di placche o zolle semirigide.

36 Processi orogenetici Quando le due placche che entrano in contatto sono entrambe continentali non si verifica la subduzione perché la crosta continentale ha densità inferiore a quella dell'astenosfera e quindi le placche non possono "affondare" in essa Il marine di collisione tra due placche continentali è detto di collisione. Ciò è alla base dei processi orogenetici che portano alla formazione dei rilievi montuosi L Himalaia ad esempio si è formato a seguito dello scontro tra la placca indo-australiana e quella asiatica.