Tettonica a zolle

Il concetto della tettonica a zolle è un concetto nuovo e generale che ha rivoluzionato le scienze della Terra. Parte dal presupposto che la litosfera, lo strato esterno della Terra, sia divisa in una serie di zolle rigide che galleggiano su uno strato viscoso del mantello. La generazione di nuova crosta fra zolle divergenti spiega gli oceani recenti; la collisione e la distruzione delle zolle convergenti spiega la formazione delle cinture orogenetiche.

LE ZOLLE

Sono state distinte sei zolle maggiori e una moltitudine di zolle piccole. La zona orogenica alpina che si estende da Gibilterra al Medio Oriente è costituita da molte mini zolle. Le zolle sono o unicamente oceaniche (p. es. Cocos e Nazca), o unicamente continentali (p. es. Iran) o sia continentali che oceaniche (p. es. l'America Settentrionale). Nel caso dell'America Settentrionale, nuova crosta oceanica si è saldata sulla vecchia crosta continentale. Così i bordi di alcuni continenti, come quello occidentale dell'America Meridionale, sono il limite di una zolla attiva di compressione, mentre altri bordi continentali, come quello dell'Africa occidentale, giacciono all'interno di una zolla e sono tettonicamente passivi.

Le zolle sono composte di litosfera, che comprende crosta continentale e oceanica e in più la parte superiore del mantello sottostante. Lo spessore delle zolle è di circa 70-80 Km sotto gli oceani e di circa 100-150 Km sotto i continenti. La crosta oceanica è spessa circa 7 Km, mentre quella continentale ha uno spessore variabile che ha una media di circa 40 Km e può raggiungere i 70-80 Km sotto le più alte catene montuose.

Le zolle hanno tre tipi di confini: 

le dorsali medio-oceaniche, lungo le quali si forma nuova litosfera oceanica; 

le zone convergenti, come le fosse oceaniche (v. oceaniche, fosse), dove una zolla si piega verso il basso in una zona di subduzione ed è distrutta sotto un'altra o come zone di sutura (dove due zolle continentali si sono scontrate); 

faglie trasformi, dove due zolle scivolano l'una accanto all'altra senza creazione o distruzione di litosfera. 

Quasi tutti i terremoti avvengono lungo i confini di zolla. Le zone di subduzione sono contrassegnate da terremoti poco profondi (meno di 70 Km), intermedi (da 70 a 300 Km) e profondi (da 300 a 700 Km), mentre le dorsali oceaniche e le faglie trasformi solo da terremoti poco profondi. La profondità dei terremoti, che avvengono sotto le fosse, permette di definire la direzione di immersione delle zone di subduzione sotto gli archi insulari e sotto le cinture orogenetiche delle cordigliere.

RIFTING CONTINENTALE

Lo schema degli eventi nella tettonica a zolle comincia con la crosta continentale che si spacca in una serie di rift e graben (v. horst e graben). Dapprima nasce un rilievo a forma di duomo (probabilmente a causa delle trasformazioni dei minerali del mantello terrestre) che può avere dimensioni di 100 x 250 Km e di 1 Km in altezza e, idealmente, si sviluppano tre rift valley che si incontrano in modo simmetrico al centro del duomo. Questi tipi di duomi e le fosse tettoniche si osservano, attualmente, molto bene in Africa, specialmente nel nord est dove il rift etiopico incontra il Mar Rosso e il golfo di Aden alla giunzione tripla di Afar. Tutte e tre le fosse possono allargarsi e diventare oceani stretti che potranno avere la possibilità di crescere fino a divenire oceani grandi come l'Atlantico. In alternativa, due sole fosse formano gli oceani e la terza rimane un braccio di rift abortita, o aulacogeno, che si estende dentro il continente. Come esempio di aulacogeno possiamo prendere la fossa Benue con gli altri due rift che si sono aperti per formare l'Oceano Atlantico meridionale. Altri esempi di aulacogeni che non sono diventati oceani sono il sistema rift dell'Africa orientale (v. Africa orientale, sistema rift dell'), la Midland Valley scozzese e il graben di Oslo in Scandinavia. Se l'oceano raggiunge lo stadio della maturità può cominciare a contrarsi per subduzione e può verificarsi l'eventualità che la zona di subduzione situata ai bordi di un continente si scontri con il bordo del continente originale, lasciando l'aulacogeno come una fossa riempita di sedimenti che termina con un alto angolo in una zona orogenetica.

Questi rift e aulacogeni sono zone di flussi di calore elevato e di iniezioni di magma, fenomeni che comunemente danno origine a vulcani e dicchi basici. Dopo che un rift si è evoluto in un oceano, un po' della prima lava e alcuni dicchi possono essere preservati sulle parti frontali delle coste continentali. Per esempio, lungo la costa orientale degli Stati Uniti vi sono rift triassici riempiti di sedimenti continentali e vulcanici, e parallelamente alla costa della Groenlandia sud occidentale e a quella della Liberia vi sono sciami di dicchi basici dell'inizio del giurassico. Tutti questi esempi datano dallo stadio iniziale di sviluppo dell'Oceano Atlantico.

APERTURA E CHIUSURA OCEANICHE

Il meccanismo con cui due zolle si allontanano da una dorsale medio oceanica, e formano un nuovo oceano, può essere dimostrato dalla crosta oceanica su ambedue i lati della dorsale. L'espansione del fondo marino avviene quando il magma risale dal mantello e forma un nuovo strato di fondo oceanico nella dorsale medio-oceanica. Quando il magma si raffredda, i materiali magnetici della nuova materia hanno lo stesso senso di polarità del campo magnetico terrestre nel momento della cristallizzazione. Quando il campo magnetico terrestre inverte periodicamente la sua polarità, la nuova lava basaltica che si forma nelle dorsali acquista la polarità di magnetizzazione inversa (v. Terra, campo magnetico della). Il processo di espansione degli oceani avviene simmetricamente, con il risultato che le lave più antiche con una polarità magnetica riconoscibile sono trasportate a uguale distanza in ogni lato della dorsale e si forma un modello simmetrico di bande magnetiche attorno all'asse della dorsale.

Quindi, la crosta oceanica contiene la registrazione magnetica della sua formazione. Le bande magnetiche sono numerate simmetricamente da 1 sulla dorsale a circa 180-200 vicino ai margini continentali, formatisi quando l'oceano era giovane. Questi modelli magnetici dimostrano che i fondi oceanici si sono formati all'inizio del giurassico e che i continenti si devono essere spostati lateralmente per far sì che si formasse nuova crosta oceanica.

Gli oceani sono a diversi stadi di apertura e di chiusura. Il Mar Rosso è in uno stadio embrionale. L'Oceano Atlantico si sta ancora espandendo su ambedue i lati. L'Oceano Indiano si espande verso occidente, ma subduce sul lato orientale. L'Oceano Pacifico subduce su ambedue i lati e probabilmente scomparirà quando l'Asia si scontrerà con l'America. Nel sistema tettonico alpino dovuto alla collisione dell'Africa e dell'Europa e in quello himalayano, dovuto alla collisione dell'India e dell'Asia, i soli resti della prima crosta oceanica si possono osservare nelle lenti delle ofioliti.

La velocità di allontanamento della zolla dalla dorsale, che è la metà della velocità con cui si espande l'oceano, varia da 1 cm nell'Atlantico settentrionale e nel Mar Rosso a 4,4 cm nel Pacifico orientale.

Se gli oceani continuassero a crescere, la Terra avrebbe dovuto espandersi. Non si ha, invece, nessuna prova persuasiva che indichi che la Terra si sia espansa in maniera apprezzabile negli ultimi 200.000.000 di anni. Piuttosto, le zolle oceaniche crescenti subducono e vengono consumate sotto altre zolle all'incirca con la stessa velocità dell'espansione del fondo oceanico.

DERIVA DEI CONTINENTI

Oltre ai dati sull'espansione degli oceani, sono di sostegno per la deriva dei continenti molte prove geofisiche e geologiche sulle rocce continentali. In pratica i continenti odierni, in origine, facevano parte di uno o due supercontinenti, separatisi e spostatisi fino alla loro posizione attuale. Per ricavare la posizione dei continenti prima della deriva, i geologi dell'Università di Cambridge, nei primi anni Sessanta, con l'aiuto di un computer, raccordarono i bordi dei continenti usando i contorni sottomarini a circa 1000 m di profondità. La ricostruzione che ne risultò aveva poche sovrapposizioni o lacune.

La conferma che questa ricostruzione era ragionevolmente corretta è stata ottenuta diagrammando la distribuzione delle strutture geologiche prima della deriva, strutture che vanno da un continente all'altro, come i cratoni e le cinture orogenetiche del precambriano e del paleozoico. Gran parte dell'emisfero meridionale subì una grande glaciazione (v. glaciale, era) all'incirca 280.000.000 di anni fa, nel permo-carbonifero, quando fioriva la Glossopteris, una pianta terrestre; le aree di distribuzione floreale e glaciale hanno un raggruppamento coerente nella ricostruzione dei continenti dell'emisfero meridionale.

Il paleomagnetismo dà la maggiore conferma della deriva dei continenti. Il metodo paleomagnetico dipende dal fatto che le particelle dei costituenti magnetici della maggior parte delle rocce ignee e sedimentarie, al momento della formazione, sono allineate secondo il campo magnetico terrestre prevalente.

I geologi, da accurate misure di declinazione e di inclinazione del campo magnetico di campioni orientati di rocce, quando si formano, possono calcolare la paleolatitudine delle rocce e la posizione del paleopolo in un dato tempo. Le paleolatitudini possono essere usate per costruire carte paleogeografiche e i paleopoli per ricostruire il cammino apparente della migrazione dei poli (v. poli, migrazione dei). Sfortunatamente, con il metodo paleomagnetico non si può determinare la paleolongitudine, ma questo può essere parzialmente compensato considerando i modelli delle anomalie magnetiche degli oceani per gli ultimi 200.000.000 di anni e considerando il raccordo geometrico dei margini continentali.

Se si determinano le posizioni del paleopolo in una sequenza di rocce dell'America Settentrionale di età differente dall'inizio del mesozoico fino ai nostri giorni, e si riportano queste posizioni in un grafico, si può definire la curva della migrazione dei poli per quel continente.

Quando si calcolano le variazioni del paleopolo delle rocce europee di età simile e si riportano in grafico, si vede chiaramente che le due curve separate convergono verso la posizione del polo attuale. Questa convergenza dimostra evidentemente che la cosiddetta migrazione dei poli è solo apparente, si tratta piuttosto della deriva di due continenti. Queste due curve divengono congruenti con una rotazione di 40°, cioè con due soli gradi di differenza dalla rotazione necessaria per far combaciare le coste dell'America Settentrionale e dell'Europa, dalla parte dell'Oceano Atlantico, alla profondità di circa 1000 m. Da quando il continente Pangea cominciò a rompersi (agli inizi dell'era mesozoica) i vari continenti si spostarono in tempi e secondo direzioni differenti prima di raggiungere la loro attuale posizione, e si può risalire al loro percorso dalle curve dell'apparente migrazione polare.

Oggi vengono disegnate carte paleogeografiche per tutti i continenti per tutti i periodi del lungo fanerozoico con la combinazione dei dati paleomagnetici, geometrici e magnetici. Queste carte evidenziano come i continenti fossero lontani durante il cambriano, si siano mossi insieme e con gradualità durante il paleozoico per formare le cinture orogenetiche e infine abbiano formato il supercontinente Pangea durante il permiano e il triassico, dopo di che si sono nuovamente allontanati nel mesozoico e nel cenozoico (v. paleogeografia).

La maggior parte dei calcari, delle evaporiti, delle arenarie rosse e degli strati di carbone si sono formati entro 30° dall'equatore. Una conferma della deriva dei continenti viene dal fatto che se si riportano, su una carta odierna dei continenti, fossili simili, essi hanno una distribuzione casuale; ma quando vengono riportati su carte paleogeografiche, costruite con metodi paleomagnetici, essi hanno una distribuzione simmetrica rispetto ai loro rispettivi paleoequatori in modo da rispecchiare i loro equivalenti recenti.

Una prova finale della teoria della deriva dei continenti è quella di considerare la diversità della fauna fossile (v. fossili). Durante i periodi di espansione dei fondi oceanici (dall'inizio fino alla metà del paleozoico, dalla metà alla fine del mesozoico e nel cenozoico), le dorsali medio-oceaniche avevano un volume notevole, tanto che le acque oceaniche erano spostate in maniera apprezzabile causando una trasgressione marina dei bordi dei continenti, causa della maggior diversità della fauna marina. Al contrario, durante un periodo in cui si è venuto formando un supercontinente (permiano triassico) l'espansione del fondo oceanico si è fermata e le dorsali precedentemente attive subducevano causando una regressione marina. La rapida caduta del livello del mare porta all'eliminazione della maggior parte degli ambienti faunistici di acqua bassa, facendo così diminuire la diversità della fauna marina.

FORMAZIONE DELLE MONTAGNE

La convergenza e la collisione di due zolle è la causa fondamentale della formazione delle montagne. I tre tipi base di interazione fra zolle sono: oceanico-oceanico, oceanico continentale e continentale continentale. In definitiva questi tre tipi possono essere considerati come una sequenza di sviluppo progressiva.

Archi insulari. 

Gli archi insulari (v. insulare, arco) rappresentano lo stadio iniziale (interazione oceanica-oceanica) della formazione delle montagne. La parete interna della fossa oceanica contiene una zona complessa dove cunei di mélange oceanica sono spinti sotto unità più vecchie di mélange, cosicché il materiale più recente occupa con continuità la base della pila tettonica. Questo tende a innalzare il margine di arco che sta evolvendo. In questa zona il metamorfismo di alta pressione e di bassa temperatura è causa della formazione di glaucofane (un anfibolo sodico) e di eclogite di alta pressione. Altrimenti, la zona compresa fra arco e fossa è il luogo di deposito di sedimenti costieri orizzontali, di acqua poco profonda.

L'arco è caratterizzato da tre aspetti. 

Il primo, è l'intensa attività vulcanica causata dal magma proveniente dalla fusione della placca litosferica subdotta. Gli archi recenti come quello di Tonga e quello del sud Sandwich, hanno basalti toleitici; gli archi più maturi come quello giapponese, delle Aleutine e dell'Indonesia hanno andesiti calco-alcaline molto più evolute.

Il secondo, è la deposizione nei bacini all'interno dell'arco di tufi vulcanici, di ceneri e di turbiditi.

Il terzo, è l'avvento del metamorfismo di bassa pressione e di alta temperatura, in relazione all'elevato flusso di calore e alla risalita di magma dal profondo dell'arco, dove si possono avere intrusioni di graniti.

Le zone di alta pressione-bassa temperatura e di bassa pressione alta temperatura si uniscono. Dietro l'arco, si sviluppa spesso un piccolo bacino-pavimentato con crosta oceanica che si è formata per un processo di espansione del fondo marino, approssimativamente analogo a quello che aveva formato la crosta oceanica principale. L'ampliamento del bacino di retro arco separa l'arco che cresce da un precedente arco adiacente o continente. Esempi sono quelli del Mar del Giappone, del bacino delle Aleutine e del Mare di Tasmania.

Cinture orogenetiche delle cordigliere. 

Lo stadio successivo della formazione delle montagne è rappresentato dalle cinture orogenetiche delle cordigliere, che sono dovute alla subduzione di una zolla oceanica sotto una zolla continentale. Molto di ciò che si è detto a proposito degli archi insulari va bene anche per le cinture orogenetiche delle cordigliere, perché ambedue si sviluppano ai confini di una zolla che subduce. Per esempio tutti e due hanno idealmente una fossa, una zona fra arco e fossa, un arco e un bacino di retro-arco, zone di metamorfismo accoppiate, una spinta verso il basso nella fossa e un vulcanismo andesitico nell'arco.

Lo sviluppo di una cintura orogenetica di cordigliera su un margine continentale che subduce, come il margine del Pacifico che va dall'Alaska al Cile, può essere sovrapposto a un margine continentale posteriore di tipo atlantico. Un esempio classico attuale di quest'ultimo si manifesta lungo gli Stati Uniti orientali, dove sono presenti due ambienti tettonici principali. Il Banco delle Bahamas rappresenta una successione carbonacea di acqua poco profonda sviluppatasi sulla piattaforma continentale; a oriente di questo, una sequenza di acqua profonda, composta di argilliti e grovacche deposte da correnti di torbida, ha sviluppato un'elevazione continentale. Questo margine continentale di tipo atlantico può diventare un margine di tipo cordigliera se la crosta oceanica del mantello si frantuma o si divide dalla roccia continentale e comincia a scendere sotto l'elevazione continentale.

Una fossa si sviluppa all'apertura della zona di subduzione, quando il materiale oceanico viene spinto in basso a formare mélange. Quando la placca che affonda raggiunge la profondità di 100-150 Km, i magmi liberati dalla fusione parziale ascendono e vengono estrusi come lave nell'arco (p. es. le andesiti dell'Oregon) o intrusi come batoliti granitici (come quelli della Sierra Nevada e del Perù). Il nucleo caldo dell'arco si espande e risale provocando metamorfismo di bassa pressione e, nella parte alta, diviene il luogo di erosione e un asse di trasporto sedimentario. I sedimenti di flysch vengono trasportati, da un lato, nella zona fra arco e fossa verso la fossa, e, dall'altro, verso il continente nella zona di retro-arco che si sviluppa dalla piattaforma continentale incurvata verso il basso. Con gradualità le rocce dell'arco sono spinte verso il continente sopra la zona di retro arco, che viene alla fine riempita completamente con arenarie e conglomerati postorogenici.

Cinture orogenetiche di collisione. 

Lo stadio finale nello scenario della tettonica a zolle si verifica quando una zolla oceanica è tutta consumata dalla subduzione. Due zolle continentali vengono in collisione e danno luogo a una cintura orogenetica di collisione che probabilmente si sovrapporrà a una cintura orogenetica di cordigliera. L'esempio tipico è l'Himalaya, dovuto alla deriva verso Nord e alla collisione dell'India contro l'Asia. La formazione del sistema orogenetico alpino, che va da Gibilterra al Medio Oriente, è in generale attribuito alla collisione dell'Africa con l'Europa e alla distruzione della zolla oceanica della Tetide. Il sistema orogenetico è composto da numerose piccole zolle che, scontrandosi, hanno formato strette zone orogenetiche di collisione come quelle delle Alpi francesi, svizzere, austriache e dinariche; gli Appennini; i Tauri e gli Zagros.

Le zone di collisione (sutura) possono essere contraddistinte da lenti di selce (v. selce e pietra focaia), di ofioliti, di glaucofane di alta pressione, nelle rocce metamorfiche, e di sedimenti flysch: tutti resti di una zolla oceanica precedente deposti in una prima fossa. La sutura indus è rilevante nell'Himalaya; la zona mediterranea contiene numerose rocce di sutura specialmente nella zona di Ivrea in Italia, nella penisola Balcanica e in Turchia. Una cintura orogenetica può contenere zone di scorrimenti e di falde, la cui formazione tende a ispessire la crosta continentale che sta evolvendo quando pezzi di una zolla sono impilati sopra quelli di un'altra. Nelle Alpi Svizzere questi impilamenti sono chiaramente visibili.

Lungo il sistema tettonico alpino sono preservate serie di rocce provenienti da ogni stadio del modello della tettonica a zolle. Nelle montagne Othris della Grecia si ritrovano lave basaltiche che datano dall'iniziale fossa continentale nel triassico. In Italia e nella Grecia occidentale vi sono evaporiti che probabilmente si sono formate in oceani primordiali tipo Mar Rosso. Resti dell'originale zolla della Tetide sono rappresentati dalla zolla oceanica sottostante il Mar Nero e il Mar Caspio. I geologi hanno osservato una piattaforma carbonatica in Sicilia, archi vulcanici nell'Italia occidentale, ofioliti in un bacino marginale di retro-arco nel complesso Trodos di Cipro, flysch cretaceo nelle Alpi svizzere, molasse dell'oligocene miocene nelle Alpi centrali della Svizzera.

Il movimento verso nord dell'India contro l'Asia è un esempio di penetrazione tettonica, analogo al movimento di un cuneo dentro una lastra di plastica. I modelli ricavabili dagli effetti delle distensioni sono visibili non soltanto nei piani di scorrimento delle zone orogenetiche di collisione, ma anche nelle faglie trascorrenti che si ritrovano nella Cina e nella Siberia meridionale a più di 3000 Km a nord dell'Himalaya.

BACINI DI SEDIMENTAZIONE

La tettonica a zolle controlla anche la formazione di bacini sedimentari, che hanno la tendenza a disporsi lungo o in prossimità dei confini di zolle. Le tre principali aree di sedimentazione sono i bacini oceanici, le zone orogenetiche e l'interno dei continenti.

Bacini oceanici. 

Con il primo rifting di un continente si formano, per l'iniziale espansione del fondo marino, bacini stretti o oceani primordiali come il Mar Rosso. Essendosi formati da un duomo o da un arco, i bordi del bacino possono anche essere sollevati in modo da impedire il deflusso fluviale e la deposizione di detriti terrigeni clastici. Quando il clima è adatto si formeranno barriere carbonatiche ed evaporiti.

Quando gli oceani aumentano, possono accumularsi, in cunei clastici lungo il margine continentale, arcose, arenarie e argilliti, e possono venir depositati calcari marini. La successione sulle coste del Brasile e dell'Africa occidentale indica, in maniera simmetrica, il passaggio da argilliti e arenarie clastiche non marine, attraverso le evaporiti (con un'età di 120-110.000.000 di anni), ad arenarie e calcari marini. Questa sequenza indica l'ingresso dell'acqua marina in una rift valley continentale, che viene ampliata da un piccolo oceano, tipo Mar Rosso, in un oceano maturo.

La dorsale medio-oceanica, nella parte più recente di un bacino oceanico in sviluppo, è di solito libera da sedimenti. Oltrepassando la dorsale si trovano sedimenti calcarei dovuti ai microrganismi. Nelle parti più profonde si trovano argille e silice.

Sui margini continentali di un oceano maturo, il cuneo basale clastico può essere seguito, se il clima è adatto, da una piattaforma carbonatica, come quella del Banco delle Bahamas al largo degli Stati Uniti orientali e la grande barriera corallina al largo dell'Australia settentrionale. Le correnti di torbida scorrono lungo la scarpata continentale e depositano sedimenti terrigeni nelle acque più profonde dell'elevazione continentale. I depositi di delta aumentano lo spessore dei sedimenti clastici al margine continentale.

Cinture orogenetiche. 

La sedimentazione avviene in tutti i principali segmenti tettonici - la fossa, la zona fra fossa e arco, l'arco, il bacino marginale e di retro-arco - degli archi insulari e delle cinture situate ai margini di una zolla che subduce.

La fossa è una depressione batimetrica (profonda fino a 11 Km e larga da 50 a 100 Km) nella flessura della zolla che affonda, cioè nella gola della zona di subduzione. Le zeoliti sedimentarie non consolidate e la silice dei radiolari non possono essere subdotti con facilità perché non sono inglobati nella zolla oceanica. Perciò non vengono asportati facilmente e vengono depositati nella fossa in una mélange tettonica in cui sono mescolate le turbiditi, provenienti dal margine sollevato e dalla zolla adiacente.

La subsidenza della zona tra arco e fossa crea un bacino davanti all'arco, forse dovuto alla discesa della zolla oceanica sotto la zona fra fossa e arco. Il bacino riceve i detriti dell'erosione dell'arco e il materiale vulcanico, o il materiale plutonico, portato in esposizione dal sollevamento (v. geosinclinale).

Faglie connesse con i bacini all'interno dell'arco, sviluppatisi per l'ampliamento dell'arco principale lungo l'asse, sono forse il risultato della curvatura associata con il sollevamento termico e meccanico della zona di arco. I detriti vulcano-clastici degli archi a duomo e le turbiditi sono depositi tipici di questi bacini.

I bacini marginali che si sviluppano nella regione di retro-arco per l'ampliamento e l'espansione del fondo marino contengono principalmente argille, fanghi organogeni e detriti vulcano clastici.

Nelle zone alte delle cinture orogenetiche di tipo himalayano si trovano solo bacini sedimentari locali. Essendosi formati dopo la collisione fra due zolle e presentando faglie formatesi in riferimento a inarcamenti e pressioni laterali, questi bacini si comportano da zone di cattura dei detriti clastici provenienti dall'erosione rapida delle cime montuose.

Interni dei continenti. 

Alcuni bacini sedimentari si formano negli interni stabili dei continenti. Bacini spessi ed estesi possono venire sepolti da basamento continentale parzialmente assottigliato e quindi occupare vaste zone di subsidenza crostale. Qui predominano i sedimenti clastici.Profondi bracci di rift abortite si prolungano dentro un continente da un oceano o da una cintura orogenetica di collisione. Essi sono tipicamente riempiti da immensi spessori di sedimenti terrigeni, in particolare flysch e molasse.

DEPOSITI MINERALI

Durante l'evoluzione di nuove zolle oceaniche e delle cinture orogenetiche, si forma un gran numero di giacimenti minerari, particolarmente localizzati ai bordi delle zolle. Molti di questi depositi possono essere economicamente sfruttabili (v. giacimenti minerari). Tipi specifici sono indicativi di differenti regimi di zolla.

Duomi e rift. 

Prima che cominci il rifting, si sviluppano cinture lineari di graniti alcalini, contenenti stagno, associati con i primi duomi topografici. Esempi si hanno in Nigeria, Ciad e Namibia. Depositi a piombo-zinco-argento si trovano nei sedimenti carbonati del graben di Oslo, e si hanno concentrazioni di niobio nelle intrusioni di carbonatite (una roccia carbonatica) nel sistema rift dell'Africa orientale. Tutte e due queste zone sono bracci di rift abortite.

La crosta oceanica e i complessi ofiolitici. 

I sedimenti della dorsale pacifica orientale e del Mar Rosso sono arricchiti in ferro e manganese. Sedimenti arricchiti in metalli simili si hanno nel complesso ofiolitico dei Trodos a Cipro. Dentro e sopra le pillow di lava basaltiche, nell'entroterra della serie ofiolitica di Cipro, della Turchia e delle Filippine, si trovano minerali di rame. Depositi di cromite sono molto comuni nelle rocce più basse, serpentinizzate, ultramafiche di molte ofioliti in Turchia e nella penisola Balcanica. Si può predire la presenza di depositi simili nelle dorsali medio oceaniche e nei bacini marginali.

Archi insulari e cinture orogenetiche di cordigliera. 

La formazione di nuovo magma, dovuta alla fusione parziale della zolla litosferica che subduce, è la causa del sollevamento dell'arco principale delle cinture orogenetiche di cordigliera e degli archi. Questi magmi danno origine, per cristallizzazione frazionata, alle rocce vulcaniche e plutoniche e ai depositi minerari associati. La composizione delle lave e delle rocce granitiche cambia sistematicamente dall'entroterra alla fossa e anche i depositi minerari hanno una composizione zonata. In una sezione trasversale della cordigliera americana e degli archi del Pacifico occidentale si ritrova una sequenza generale (andando nell'entroterra dalla fossa) di ferro, oro, rame, molibdeno, piombo, zinco, stagno, tungsteno, antimonio e mercurio.

Cinture orogenetiche di collisione. 

Il dettaglio delle mineralizzazioni delle cinture orogenetiche di collisione è poco noto. Avendo subìto uno stadio di subduzione di una zolla oceanica, queste cinture dovrebbero contenere molti depositi minerari del tipo di cordigliera e, in particolare, tutti i tipi di minerali dei complessi ofiolitici come quelli della sutura indus, dell'Himalaya e del Mediterraneo orientale. Si pensa che lo stagno presente nei graniti derivi direttamente dal processo di collisione continentale; un esempio può essere costituito dai minerali di stagno del permiano associati con i graniti dell'Inghilterra sud occidentale.

MECCANISMO DI DERIVA

Sebbene sia sempre meglio conosciuta la distribuzione relativa delle rocce e delle strutture rispetto ai contorni delle zolle, non è ancora chiaro ciò che sta alla base della forza di deriva responsabile del moto delle zolle. L'ipotesi che riceve i maggiori consensi si basa su due considerazioni.

Primo, più del 50% del calore che fuoriesce dall'interno della Terra, lo fa dai bordi delle zolle (v. Terra, flusso di calore nella). Perciò, l'energia termica sviluppata in profondità dal decadimento del materiale radioattivo è, con probabilità, una delle forze fondamentali della deriva.

Secondo, l'espansione del fondo marino e la deriva dei continenti possono essere meglio spiegate dall'azione delle correnti di convezione che operano nel mantello nei 500 Km più esterni. 

L'idea basilare è che il materiale caldo, parzialmente fuso, fluisca in alto sotto le rift e faccia crescere le dorsali medio oceaniche. Il materiale del mantello si allontana orizzontalmente dalle dorsali con le correnti di convezione, quindi si raffredda gradualmente e diviene più denso quando procede verso i continenti, dove riaffonda nel mantello più profondo sotto le zone di subduzione.

Indubbiamente vi sono molte altre variabili che sono responsabili o aiutano questo processo. La crosta oceanica, per esempio, è più densa di quella continentale: una differenza di densità che dovrebbe facilitare l'affondamento della zolla che scende. Modelli sperimentali e modelli elaborati con il computer avvalorano l'ipotesi della cella convettiva.

STORIA DELLA TEORIA

La teoria della tettonica a zolle si è evoluta per un lungo periodo. I primi concetti geologici erano qualitativi e speculativi e non ebbero un grande consenso, ma i dati geofisici ricavati dagli studi del fondo oceanico hanno portato, ultimamente, a un modello quantitativo che da allora si è presentato come la principale struttura concettuale delle scienze della Terra.

I concetti della deriva dei continenti, dell'espansione del fondo marino e della tettonica a zolle hanno avuto uno sviluppo sequenziale. Il primo grande sostenitore della deriva dei continenti fu Alfred Wegener, che già nel 1912 avanzò l'ipotesi che un supercontinente, la Pangea, si fosse spezzato in più continenti durante il primo mesozoico e che questi si fossero spostati fino alle loro posizioni attuali. Egli raccolse molte prove per sostenere la sua teoria. In particolare notò la somiglianza tra la fauna e la flora di continenti diversi e la continuità delle strutture geologiche e delle zone paleoclimatiche.

Simili elaborazioni di correlazioni geologiche fra l'America Meridionale e l'Africa furono avanzate in seguito (1927 e 1937) da Alexander L. du Toit (1878-1948), che ipotizzò l'esistenza di due supercontinenti - Laurasia a nord e Gondwana a sud - separati dalla Tetide. Nel 1929 Arthur Holmes, per primo, ebbe l'idea che le correnti di convezione subcrostali avessero allontanato due continenti con la conseguente formazione di montagne ai bordi di una fossa. Fino allora, comunque, queste idee erano accettate da poche persone. La conferma della deriva dei continenti avvenne nel 1956 quando Stanley Keit Runcorn e i suoi collaboratori stabilirono che i percorsi della migrazione polare per l'America Settentrionale e per l'Europa divergono progressivamente dal presente al triassico. Verso gli ultimi anni del 1950 gli oceanografi cominciarono a scoprire bande di anomalia magnetica nel fondo degli oceani; il loro significato, comunque, non fu all'inizio compreso. Il primo risultato, in seguito a questa scoperta, si ebbe nel 1960 quando H.H. Hess ipotizzò che si formasse nuova crosta nelle dorsali medio oceaniche e che gli oceani si sviluppassero per l'espansione del fondo marino. Il secondo risultato si ebbe nel 1963 quando D.H. Matthews, F.J. Vine e L. Whitaker Morley proposero che l'alternarsi delle anomalie magnetiche del fondo oceanico fossero causate da inversioni regolari del campo magnetico terrestre; queste inversioni geomagnetiche, in precedenza, erano state ravvisate solo nelle rocce continentali. Un ulteriore progresso fu fatto nel 1965 quando Tuzo Wilson si richiamò al meccanismo delle faglie trasformi per spiegare come le zolle oceaniche scivolino lateralmente.

Il concetto della tettonica a zolle ebbe, infine, la sua realizzazione nel periodo 1966-70. Fu avanzato, infatti, un modello che definiva le zolle tettoniche del mondo, insieme con le loro direzioni di movimento e le velocità di espansione e compressione dei loro confini. Con i confini furono correlate le principali zone sismiche e vennero sviluppati dei modelli schematici dell'evoluzione degli archi insulari, delle cinture orogenetiche di cordigliera e delle cinture himalayane. Da ciò si giunse a stabilire che la formazione delle montagne avviene ai bordi delle zolle che subducono o che vengono in collisione.Anche se la tettonica a zolle rimase in qualche misura controversa per numerosi anni, entro gli anni Ottanta si era potuto osservare un effettivo movimento delle zolle per mezzo di metodi interferometrici (v. astronomia e astrofisica). I meccanismi di tali movimenti, tuttavia, restano oggetto di intensa ricerca geofisica, e l'aspetto della deriva dei continenti è ancora discusso. Ad esempio, alcuni ricercatori fanno notare che gli studi sulla profondità delle basi dei continenti nel mantello portano ad escludere ogni semplice legame tra l'attività delle zolle e l'effettiva forma e movimento delle masse continentali.

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