2. Meccanismo di espansione

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1. Il meccanismo di espansione dei fondali oceanici

L’espansione del fondo marino è un processo geologico in cui le placche tettoniche (grandi lastre della litosfera terrestre) si dividono l’una dall’altra. L’espansione del fondo marino e altri processi di attività tettonica sono il risultato della convezione del mantello. La convezione del mantello è il movimento lento e agitato del mantello terrestre. Le correnti di convezione trasportano calore dal mantello inferiore e dal nucleo alla litosfera. Le correnti di convezione “riciclano” anche i materiali litosferici nel mantello. L’espansione del fondo marino avviene a confini divergenti delle placche. Mentre le placche tettoniche si allontanano lentamente l’una dall’altra, il calore delle correnti di convezione del mantello rende la crosta più plastica e meno densa. Il materiale meno denso sale spesso formando una montagna o un’area elevata del fondo marino. Alla fine, la crosta si incrina. Magma caldo alimentato da bolle di convezione del mantello fino a riempire queste fratture e si riversa sulla crosta. Questo magma gorgogliante viene raffreddato da acqua di mare gelida per formare roccia ignea. Questa roccia (basalto) diventa una nuova parte della crosta terrestre.

L’espansione del fondo marino avviene lungo le dorsali medio-oceaniche, grandi catene montuose che si innalzano dal fondo dell’oceano. La dorsale medio-atlantica, ad esempio, separa la placca nordamericana dalla placca eurasiatica e la placca sudamericana dalla placca africana. L’East Pacific Rise è una dorsale medio-oceanica che attraversa l’Oceano Pacifico orientale e separa la placca del Pacifico dalla placca nordamericana, dalla placca cocos, dalla placca di Nazca e dalla placca antartica. La cresta indiana sud-orientale segna dove la placca indo-australiana meridionale forma un confine divergente con la placca antartica. L’espansione del fondo marino non è coerente a tutte le dorsali medio-oceaniche. Le creste che si diffondono lentamente sono i siti di alte e strette scogliere sottomarine e montagne.

Le creste che si diffondono rapidamente hanno pendenze molto più dolci. La dorsale medio-atlantica, ad esempio, è un centro a lenta espansione. Si estende di 2-5 centimetri (.8-2 pollici) ogni anno e forma una trincea oceanica delle dimensioni del Grand Canyon. L’East Pacific Rise, d’altra parte, è un centro di rapida espansione. Si diffonde circa 6-16 centimetri (3-6 pollici) ogni anno. Non c’è una trincea oceanica all’East Pacific Rise, perché l’espansione del fondo marino è troppo rapida per essere sviluppata! La crosta più nuova e più sottile della Terra si trova vicino al centro della dorsale medio-oceanica, il sito effettivo di espansione del fondo marino. L’età, la densità e lo spessore della crosta oceanica aumentano con la distanza dalla dorsale medio-oceanica. 

Il magnetismo delle dorsali medio-oceaniche ha aiutato gli scienziati a identificare per la prima volta il processo di espansione del fondo marino all’inizio del XX secolo. 

2. Le anomalie magnetiche sui fondali oceanici

Il basalto, la roccia un tempo fusa che costituisce la maggior parte della nuova crosta oceanica, è una sostanza abbastanza magnetica e gli scienziati hanno iniziato a utilizzare i magnetometri per misurare il magnetismo del fondo oceanico nel 1950. Quello che hanno scoperto è che il magnetismo del fondo oceanico intorno alle dorsali medio-oceaniche era diviso in “strisce” corrispondenti su entrambi i lati della cresta. Il magnetismo specifico della roccia basaltica è determinato dal campo magnetico terrestre quando il magma si raffredda. Lo stesso processo formava le strisce perfettamente simmetriche su entrambi i lati di una dorsale medio-oceanica. Il continuo processo di espansione del fondo marino separava le strisce in uno schema ordinato. 

La crosta oceanica si allontana lentamente dalle dorsali medio-oceaniche e dai siti di espansione del fondo marino. Mentre si muove, diventa più fresco, più denso e più spesso. Alla fine, la crosta oceanica più antica incontra un confine tettonico con la crosta continentale. In alcuni casi, la crosta oceanica incontra un margine di placca attivo. Un margine di placca attivo è un confine di placca reale, in cui la crosta oceanica e la crosta continentale si schiantano l’una contro l’altra. I margini attivi delle placche sono spesso il sito di terremoti e vulcani. La crosta oceanica creata dalla espansione del fondo marino nell’East Pacific Rise, ad esempio, può diventare parte dell’Anello di Fuoco, il modello a forma di ferro di cavallo dei vulcani e delle zone sismiche intorno al bacino dell’Oceano Pacifico. In altri casi, la crosta oceanica incontra un margine passivo della placca. 

margini passivi non sono confini di placche, ma aree in cui una singola placca tettonica passa dalla litosfera oceanica alla litosfera continentale. I margini passivi non sono siti di faglie o zone di subduzione. Spessi strati di sedimenti si sovrappongono alla crosta di transizione di un margine passivo. La crosta oceanica della dorsale medio-atlantica, ad esempio, diventerà parte del margine passivo sulla placca nordamericana (sulla costa orientale del Nord America) o sulla placca eurasiatica (sulla costa occidentale dell’Europa). Nuove caratteristiche geografiche possono essere create attraverso l’espansione del fondo marino. Il Mar Rosso, ad esempio, è stato creato come la placca africana e la placca araba strappate l’una dall’altra. Oggi, solo la penisola del Sinai collega il Medio Oriente (Asia) con il Nord Africa. Alla fine, prevedono i geologi, l’espansione del fondo marino separerà completamente i due continenti e si unirà al Mar Rosso e al Mar Mediterraneo. Anche le dorsali medio-oceaniche e l’espansione del fondo marino possono influenzare il livello del mare.

Man mano che la crosta oceanica si allontana dalle dorsali medio-oceaniche poco profonde, si raffredda e affonda man mano che diventa più densa. 

Ciò aumenta il volume del bacino oceanico e diminuisce il livello del mare. Ad esempio, un sistema di dorsale medio-oceanico a Panthalassa, un antico oceano che circonda il supercontinente Pangea, ha contribuito a oceani meno profondi e livelli del mare più elevati nell’era paleozoica.

Panthalassa era una delle prime forme dell’Oceano Pacifico, che oggi sperimenta una minore espansione del fondo marino e ha un sistema di dorsale medio-oceanico molto meno esteso. Questo aiuta a spiegare perché i livelli del mare sono diminuiti drasticamente negli ultimi 80 milioni di anni. L’espansione del fondo marino smentisce una prima parte della teoria della deriva dei continenti. I sostenitori della deriva dei continenti originariamente teorizzavano che i continenti si muovessero (andavano alla deriva) attraverso oceani immobili. 

3. Il fenomeno di subduzione

L’espansione del fondo marino dimostra che l’oceano stesso è un sito di attività tettonica. L’espansione del fondo marino è solo una parte della tettonica a placche. La subduzione è un’altra. La subduzione avviene dove le placche tettoniche si schiantano l’una contro l’altra invece di diffondersi. Nelle zone di subduzione, il bordo dei sub-dotti della piastra più densa, o scivola, sotto il meno dense uno. Il materiale litosferico più denso si scioglie quindi di nuovo nel mantello terrestre. L’espansione del fondo marino crea nuova crosta. La subduzione distrugge la vecchia crosta. Le due forze si bilanciano approssimativamente a vicenda, quindi la forma e il diametro della Terra rimangono costanti.

Il processo di subduzione genera terremoti, talvolta anche molto forti, sia per l’attrito al contatto tra le due placche, sia per le deformazioni cui sono soggette entrambe le placche. I terremoti sono di diverso tipo in base alla posizione in cui avvengono rispetto alla subduzione stessa.

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Anche la cinematica di questi terremoti, cioè il tipo di movimento relativo tra le due parti della faglia che li produce, è funzione della posizione in cui avvengono. Hanno cinematica cosiddetta inversa sia i terremoti di interfaccia, cioè quelli che avvengono per compressione al contatto tra le due placche, sia quelli che avvengono sulle faglie (splays) che si propagano all’interno della placca superiore partendo dall’interfaccia. Nel resto della placca superiore avvengono invece terremoti con cinematica cosiddetta normale (dove la crosta è soggetta a trazione) o anche trascorrente (quando due blocchi di crosta scorrono uno accanto all’altro). Anche nella parte di placca che scende al di sotto dell’altra, chiamata slab, si generano terremoti detti intralab o intraplacca. Appartengono a questo tipo anche i cosiddetti terremoti di outer-rise, terremoti che avvengono nella placca in subduzione di fronte al margine della placca superiore.

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