1. Le placche litosferiche

Le placche litosferiche sono regioni della crosta terrestre e del mantello superiore che sono fratturate in placche che si muovono attraverso un mantello di plastilina più profondo.

La crosta terrestre è fratturata in 13 placche litosferiche maggiori e circa 20 totali. Ogni placca litosferica è composta da uno strato di crosta oceanica o crosta continentale superficiale a uno strato esterno del mantello. Contenendo sia la crosta che la regione superiore del mantello, le placche litosferiche sono generalmente considerate spesse circa 100 km. Sebbene contengano solo crosta continentale o crosta oceanica in una sezione trasversale, le placche litosferiche possono contenere varie sezioni che contengono esclusivamente crosta oceanica o crosta continentale e quindi le placche litosferiche possono contenere varie combinazioni di crosta oceanica e continentale. Le placche litosferiche si muovono sulla parte superiore dell’astenosfera (la regione esterna che deforma plasticamente del mantello terrestre).

Il termine “placca” è ingannevole. Ricordando che la Terra è una sfera oblata, le placche litosferiche non sono piatte, ma curve e fratturate in sezioni curve simili alle sezioni sbucciate di un’arancia. Di conseguenza, l’analisi dei movimenti e delle dinamiche delle placche litosferiche richiede una matematica più sofisticata che tenga conto della curvatura delle piastre.

In termini geologici, ci sono tre tipi di confini tra le placche litosferiche. A confini divergenti, le placche litosferiche si allontanano e viene creata la crosta. Ai confini convergenti, le placche litosferiche si muovono insieme in zone di collisione in cui la crosta viene distrutta dalla subduzione o sollevata per formare catene montuose. I movimenti laterali tra le placche litosferiche creano difetti di trasformazione nei siti di slittamento della piastra.

A ciascuno dei confini unici della placca litosferica ci sono forze geofisiche specifiche che sono caratteristiche della dinamica della placca. Ai confini di trasformazione ci sono forze di taglio tra le placche litosferiche. A confini divergenti, le forze tensionali dominano l’interazione tra le placche. Nei siti di subduzione, domina la compressione del materiale della piastra litosferica.

La dinamica della tettonica a placche, guidata da processi termici più profondi, stressa e causa tensione elastica sui materiali litosferici. Le fratture di roccia risultanti nella litosfera causano un rilascio di energia sotto forma di onde sismiche (cioè un terremoto).

Poiché il diametro della Terra rimane costante, non c’è creazione netta o distruzione di placche litosferiche.

In contrasto con la definizione tecnica di litosfera utilizzata dai geologi, molti geografi usano il termine litosfera per indicare la massa terrestre. Questo è un concetto distinto in quanto la definizione geologica di litosfera può includere sezioni contenenti crosta oceanica completamente sommersa sotto gli oceani della Terra. Usando la definizione geografica, la Terra è circa il 71% idrosfera (una regione coperta dall’acqua) e il 21% litosfera (una regione di terra).

2. Margini costruttivi o divergenti

In corrispondenza di questo tipo di margini si genera nuova crosta terrestre per solidificazione di magma basaltico che risale dalla sottostante astenosfera (per questo sono detti costruttivi) e, nello stesso tempo, le due placche adiacenti divergono fra loro (per questo sono detti anche divergenti), allontanandosi a una velocità che può essere anche di qualche centimetro all’anno.

Quasi ovunque la sommità delle dorsali è percorsa da una depressione larga qualche decina di chilometri: è la rift valley. Le dorsali non corrono rettilinee, ma sono suddivise in segmenti da un sistema di fratture trasversali: le faglie trasformi.

La separazione di due placche litosferiche coincide con la formazione di nuova crosta oceanica.

In alcuni luoghi delle terre emerse è possibile osservare gli stadi iniziali della separazione di due placche litosferiche. Un esempio è la Great Rift Valley: la depressione del Mar Rosso che attraversa tutta l’Africa orientale. Le rift valley continentali sono depressioni più piccole e meno profonde delle dorsali oceaniche, che si aprono nella litosfera continentale; esse possono essere occupate da laghi (laghi tettonici) e determinare successivamente la formazione di nuovi mari e oceani in seguito all’ingresso, parziale e intermittente, delle acque marine nella depressione.

2.1. Rift Valley

La Rift Valley è una vasta formazione geografica e geologica che si estende per circa 6000 km in direzione nord-sud della circonferenza terrestre, dal nord della Siria al centro del Mozambico.

La valle varia in larghezza dai 30 ai 100 km e in profondità da qualche centinaio a parecchie migliaia di metri. Si è creata dalla separazione delle placche tettoniche africana e araba, che iniziò 35 milioni di anni fa, e dalla separazione dell’Africa dell’est dal resto dell’Africa, processo iniziato da 15 milioni di anni. La Rift Valley è stata una ricca sorgente di scoperte paleoantropologiche. Gli abbondanti sedimenti della valle, provenienti dalla rapida erosione degli altopiani circostanti, crearono un ambiente favorevole alla conservazione dei resti umani. 

Sono infatti state trovate numerose ossa di ominidi, antenati della moderna specie umana, tra cui anche quelle della cosiddetta “Lucy”, uno scheletro quasi completo di australopiteco.

3. Margini distruttivi o convergenti

In corrispondenza di questo tipo di margini, la litosfera si consuma e si distrugge andando in subduzione, cioè immergendosi nella sottostante astenosfera. Contemporaneamente le due placche adiacenti si avvicinano reciprocamente (perciò sono detti convergenti), cioè si scontrano. I fenomeni che si manifestano in seguito allo scontro di due placche sono diversi, a seconda che la collisione coinvolga due placche oceaniche, due placche continentali o una placca oceanica e una continentale. Sui fondi oceanici, oltre alle dorsali, esistono altre strutture caratterizzate da intensa attività: sono le fosse abissali, strette depressioni, lunghe migliaia di chilometri, molte delle quali superano i 10 km di profondità. Il vulcanismo associato alle fosse è altamente esplosivo, e sono anche sede di intensa attività sismica. 

Il piano lungo il quale avviene la subduzione si chiama Piano di Benjoff e si configura chiaramente come una zona intensamente sismica.

L’attrito al contatto tra i due margini fa ripiegare verso il basso anche il margine della zolla subducente (qui si generano fosse profonde) che va incontro a parziali fusioni, originando serbatoi magmatici da cui il magma fuoriesce attraverso le numerose fratture che sono presenti nella zona; ne nascono isole vulcaniche allineate ad arco (arco magmatico o insulare), come l’Arcipelago nipponico e quello filippino.

La collisione tra due placche oceaniche provoca la subduzione, quindi la distruzione, della densa litosfera oceanica in pieno oceano; la litosfera si incurva verso il basso, immergendosi nell’astenosfera, secondo un piano inclinato in cui si localizza un’intensa attività sismica, detto piano di Benioff. Scesa nell’astenosfera, la litosfera oceanica comincia a fondere, determinando un’accentuata attività vulcanica. Come conseguenza della collisione, nei fondali oceanici si formano profonde depressioni, dette fosse oceaniche, e, parallelamente a esse, archi magmatici insulari, cioè fasce di isole vulcaniche originatesi per risalita verso la superficie di magma proveniente dalla fusione della litosfera. Nel loro insieme, le fosse oceaniche e gli archi magmatici insulari costituiscono i cosiddetti sistemi arco-fossa, di cui si trovano numerosi esempi lungo le coste occidentali dell’oceano Pacifico (per esempio, lungo l’arcipelago del Giappone o lungo le isole Marianne, presso l’omonima fossa).

La collisione tra una placca continentale e una oceanica, più densa, fa sì che quest’ultima vada in subduzione, inserendosi sotto la placca continentale e immergendosi nell’astenosfera, secondo il piano di Benioff.

La subduzione della placca oceanica forma delle profonde fosse oceaniche e sulla placca continentale si origina un arco magmatico, costituito da una serie di vulcani con andamento parallelo alla fossa. Proseguendo la subduzione, però, la placca continentale si corruga e, dietro all’arco magmatico, si forma una catena montuosa, il cui sollevamento continua finché la subduzione è attiva.

Questa situazione si osserva lungo la costa sudorientale dell’Oceano Pacifico, in 

corrispondenza alla fossa del Perù-Cile (originatasi per subduzione della placca di Nazca sotto alla placca sudamericana), parallelamente alla quale si estende la catena montuosa delle Ande (formata da due cordigliere parallele, una occidentale e una orientale).

4. Margini trasformi o conservativi

Sono margini trasformi o conservativi quando, in corrispondenza di questo tipo di margini, la litosfera non si accresce né si consuma (perciò sono detti conservativi), mentre le placche adiacenti scorrono l’una rispetto all’altra generando fratture sia sui continenti, sia sui fondali oceanici, a cui si dà il nome di faglie trasformi e che sono sede di terremoti. Le faglie trasformi si osservano lungo le dorsali oceaniche, che risultano così suddivise in tronconi relativamente corti, scorrenti lateralmente l’uno rispetto all’altro. 

Le faglie trasformi, che interrompono il percorso delle dorsali, sono scarpate molto ripide, quasi verticali, sedi di frequenti terremoti solamente nel tratto che raccorda i due tronconi della dorsale, in cui l’ipocentro dei terremoti è sempre superficiale e l’energia che essi liberano relativamente bassa. La faglia di Sant’Andrea in California è una faglia trascorrente con movimento destro che si estende per 1300 km attraverso la California, tra la placca nordamericana e la placca pacifica. È famosa per i devastanti terremoti che si sono verificati nelle sue immediate vicinanze.

5. Orogenesi

L’orogenesi deriva dal greco oros, che significa montagna, e genesi, che significa 

origine o modalità di formazione. Il termine costruzione di montagne implica che il tasso di sollevamento della superficie è maggiore del tasso di erosione in modo tale che, nel tempo, un’area di pianura si evolve in un sistema montuoso. L’orogenesi si riferisce specificamente alla deformazione imposta durante la costruzione in montagna. Sebbene le montagne si formino in vari modi, la maggior parte dei geologi associa l’orogenesi a sistemi montuosi di dimensioni continentali che si sviluppano lungo un intero margine continentale a seguito della convergenza e dell’accrescimento di due o più placche tettoniche. Un tale sistema montuoso compressivo è noto geologicamente come cintura orogenica (o sistema orogenico). Una cintura orogenica è una cintura deformativa. L’energia per l’orogenesi deriva dalla compressione orizzontale, dalla gravità, dal calore e dal clima, in particolare dall’erosione guidata dal clima. 

Insieme, queste fonti di energia disturbano la struttura termica della litosfera e creano sollecitazioni abbastanza forti da produrre pieghe, faglie di spinta, faglie di scivolamento, faglie normali, metamorfismo, intrusione granitica, regolazione isostatica, sollevamento di montagna e, se una piastra viene spinta (subdotta) sotto l’altra, vulcanismo silicico esplosivo.

La deformazione associata a un evento orogenico non si verifica necessariamente su un’intera catena montuosa, ma piuttosto può interessare solo una parte di una fascia montuosa o può propagarsi da un’area all’altra per interessare diverse parti di una montagna in momenti diversi. La deformazione in una qualsiasi area e durante una singola orogenesi può verificarsi come una serie di brevi impulsi di stress separati da periodi di quiescenza che possono durare diversi milioni di anni durante i quali le rocce potrebbero subire metamorfismo, aggiustamento isostatico, vulcanismo, intrusione ed erosione. Le rocce possono essere piegate o deformate più volte durante una singola orogenesi. L’orogenesi è esacerbata attraverso l’aggiunta di terrani accresciuti. Piuttosto che la sola subduzione, è la massa pura di un terreno accresciuto che crea montagne quando entrano in una zona di subduzione e resistono alla subduzione. Le cinture montuose degli Appalachi e della Cordigliera hanno entrambe subito diversi eventi orogenici durante l’eone fanerozoico (il che significa che si sono verificati meno di 541 milioni di anni fa, Fig. 1.10), ciascuno della durata di 20-30 milioni di anni più o meno.

L’orogenesi termina di solito con l’erosione della montagna orogenica e la deposizione di sedimenti non deformati sopra i resti erosi della roccia deformata. Un contatto deposizionale che separa le rocce deformate sottostanti dalle rocce meno deformate sopra è noto come non conformità (descritto nella sezione seguente). I sistemi montuosi possono subire molteplici eventi orogenici che si distinguono più facilmente dove sono separati da non conformità. Ad ogni evento orogenico viene dato un nome proprio in modo che possa essere distinto e discusso.

6. Ciclo di Wilson

L’apertura e la chiusura ciclica dei bacini oceanici causata dal movimento delle placche terrestri. Il ciclo di Wilson inizia con un pennacchio ascendente di magma e l’assottigliamento della crosta sovrastante. Mentre la crosta continua ad assottigliarsi a causa delle forze tettoniche estensionali, si forma un bacino oceanico e i sedimenti si accumulano lungo i suoi margini. Successivamente la subduzione viene avviata su uno dei margini del bacino oceanico e il bacino oceanico si chiude. Quando la crosta inizia a diradarsi di nuovo, inizia un altro ciclo. Il ciclo di Wilson prende il nome dal geofisico canadese J. Tuzo Wilson (1908-1993).

6.1. Fasi del ciclo

1. Un punto caldo si alza sotto il cratone, riscaldandolo, facendolo gonfiare verso l’alto, allungarsi e assottigliarsi come taffy, crepare e infine dividersi in due pezzi. Questo processo non solo divide un continente in due, ma crea anche un nuovo confine di placca divergente;
2. l’unico continente è stato separato in due continenti, est e ovest, e un nuovo bacino oceanico è generato tra di loro. Il bacino oceanico in questa fase è paragonabile al Mar Rosso oggi. Mentre il bacino oceanico si allarga, i bordi allungati e assottigliati dove i due continenti erano uniti si raffreddano, diventano più densi e affondano sotto il livello del mare. Cunei di margini continentali divergenti sedimenti si accumulano su entrambi i nuovi bordi continentali;
3. il bacino oceanico si allarga, a volte a migliaia di miglia; questo è paragonabile all’Oceano Atlantico oggi. Finché il bacino oceanico si sta aprendo, siamo ancora nella fase di apertura del ciclo di Wilson;
4. la fase di chiusura del Ciclo di Wilson inizia quando si forma una zona di subduzione (nuovo limite di piastra convergente). La zona di subduzione può formarsi ovunque nel bacino oceanico e può essere rivolta in qualsiasi direzione. In questo modello prendiamo la situazione più semplice: una zona di subduzione che si sviluppa sotto il bordo di un continente. Una volta che la zona di subduzione è attiva, il bacino oceanico è condannato; tutto alla fine subdurrà e scomparirà. Questi sono bacini oceanici rimanenti;
5. la maggior parte del bacino oceanico rimanente è subdotto e i due continenti stanno per scontrarsi. La subduzione sotto il bordo di un continente ha molti risultati. Nelle profondità della zona di subduzione si genera magma igneo che sale in superficie per formare vulcani, che si costruiscono in una catena montuosa di cordigliere (ad esempio le montagne Cascade di Washington, Oregon e California settentrionale). Inoltre, si verifica un sacco di metamorfismo, piegatura e guasto;
6. i due continenti, separati negli stadi A e B ora si scontrano. Il bacino oceanico rimanente è completamente subdotto. Tecnicamente la fase di chiusura del ciclo di Wilson è finita. Poiché la zona di subduzione funge da rampa, il continente con la zona di subduzione (un entroterra) scivola oltre il bordo del continente senza che esso sia (un promontorio);
7. una volta che la collisione si è verificata, l’unica cosa che rimane alla montagna è erodere fino al livello del mare – una peneplain. Il disegno della fase G è una distorsione, tuttavia. Con la collisione lo spessore continentale raddoppia, e poiché la roccia continentale è leggera, entrambi saliranno mentre la montagna si erode, proprio come una barca si alza quando il carico viene tolto da essa. Quindi, in realtà, la maggior parte del continente dell’entroterra sarà erosa e il continente anteriore alla fine tornerà di nuovo sulla superficie terrestre.

7. Punti caldi

Un punto caldo è un punto della superficie terrestre interessato da un’anomala risalita del mantello verso la superficie terrestre e che presenta attività vulcanica da un lunghissimo periodo di tempo: è il caso, per esempio, delle isole Hawaii. Una caratteristica di queste aree vulcaniche è quella di essere collocate nel mezzo delle placche, anziché ai confini di esse come prevede la teoria generale della tettonica a zolle.

Un punto caldo che è ancorato in profondità all’interno della Terra ha recentemente alimentato attraverso un lungo tubo fino a Mauna Loa sulla grande isola delle Hawaii. Lo spostamento della placca del Pacifico ha portato via altre tre isole vulcaniche punto di accesso; questi vulcani estinti sono mostrati nel radar di accompagnamento immagine ottenuta dallo Space Shuttle.

Mentre il piatto avanza, vento e acqua erode le cime, riducendo le più antiche ad isole sommerse conosciute come montagne sottomarine. Ora si sta formando un vulcano sottomarino, chiamato Loihi sopra il punto caldo; dovrebbe sorgere sopra l’oceano per diventare un’altra Isola hawaiana tra circa 50 mila anni.

Per effetto combinato delle elevate temperature, pressioni e dei lunghi tempi di applicazione degli sforzi l’astenosfera, pur essendo allo stato solido, ha un comportamento plastico, ovvero si comporta come un fluido ad elevata viscosità, i cui movimenti sono significativi su scala geologica, ovvero per tempi dell’ordine dei milioni di anni. Le zolle tettoniche si possono muovere sopra l’astenosfera e collidere, scorrere l’una accanto all’altra o allontanarsi fra loro. Per tale motivo, nel corso della storia della terra, l’estensione e la forma di continenti ed oceani hanno subito importanti trasformazioni. 

Si ritiene che la causa fondante del movimento sia una disomogenea distribuzione del calore all’interno della Terra, che provoca la formazione di celle di convezione all’interno del mantello. Non si sa però quante siano, se interessino l’intero spessore del mantello, solo lo strato superficiale, oppure celle nel mantello superiore coesistenti con quelle del mantello inferiore.

I pennacchi ascendenti, che sulla superficie terrestre sono evidenziati dai punti caldi, potrebbero essere la causa della spinta laterale che muove le placche. Tali pennacchi caldi si originerebbero al confine tra mantello e nucleo: raggiunta la base della litosfera, si espanderebbe e trascinerebbe via le placche dalla zona di risalita, che apparirebbe in superficie come una zona di rigonfiamento della crosta. Lungo i sistemi di dorsali della Terra, sono stati identificati una ventina di punti caldi proprio in zone in cui essi potrebbero contribuire a far divergere le placche.