La deriva dei continenti, Appunti di Scienze della Terra

Scarica La deriva dei continenti e più Appunti in PDF di Scienze della Terra solo su Docsity! La deriva dei continenti Dal fissismo al mobilismo Fino all’ottocento esistevano due teorie maggiormente accreditate per spiegare la storia della terra: - il FISSISMO= prevedeva che gli esseri viventi fossero destinati a rimanere sempre uguali, in geologia si pensava che esistesse una staticità dei rapporti geodinamici tra continenti e oceani. Questa teoria negava la possibilità di movimenti laterali delle masse continentali, ma ammetteva movimenti verticali dovuti alla contrazione della parte esterna del globo, che si andava raffreddando da un’originaria massa fusa. Durante il raffreddamento i materiali più leggeri sarebbero migrati verso la superficie, originando rocce ignee e metamorfiche di tipo granitico definite “Sial” (silicati di alluminio tipici delle rocce sia like continentali), le quali ricoprivano rocce di tipo basaltico, gabbrico o peridotitico definite “Sima” (silicati di magnesio delle rocce femiche oceaniche); - il CATASTROFISMO= ideata da Cuvier, spiega le estinzioni degli esseri viventi attraverso improvvisi sconvolgimenti della crosta terrestre. Dopo ogni catastrofe, di cui il diluvio universale sarebbe stata la maggiore, le forme viventi sarebbero state sostituite da altre, fino alla comparsa dell’essere umano sulla terra. All’inizio dell’ottocento nacque una nuova corrente di pensiero grazie alle osservazioni eseguite da Lamarck e Darwin: l’evoluzionismo. L’EVOLUZIONISMO è la teoria secondo cui gli esseri viventi mutano continuamente tramite la trasmissione dei caratteri ereditari. Questa teoria influenzò anche le scienze della terra e si iniziò a comprendere che anche la superficie terrestre veniva continuamente modellata dagli agenti esogeni e che in realtà la terra dovesse avere un’età di molti milioni di anni, e non 6000 come le venivano attribuiti nel libro della Genesi. Un’altra teoria che si sviluppò fu il MOBILISMO: supponeva che la crosta terrestre fosse libera di muoversi rispetto al mantello sottostante e potesse subire traslazioni orizzontali. La teoria della deriva dei continenti Nei primi decenni del 900, il geofisico e meteorologo Wegener sostenne la teoria della deriva dei continenti. Osservando la congruenza delle linea di costa in entrambi i lati dell’oceano Atlantico, Wegner intuì che i continenti avrebbero potuto muoversi lateralmente migrare sulla superficie terrestre, allontanandosi sempre di più l’uno dall’altro. Circa 300 milioni di anni fa, le maggiori masse continentali del globo ( Nordamerica; Groenlandia; Sudamerica; Africa; Europa; Asia; Australia; Antartide) erano incastrate l’una nell’altra e costituivano un unico grande blocco, chiamato Pangea, circondato da un unico oceano, la Pantalassa. Successivamente Pangea cominciò a suddividersi e tutt’oggi questo processo non è ancora terminato, come dimostra l’attuale evoluzione geologica dell’area del Mar Rosso e dell’Africa orientale. Durante l’era mesozoica, 200/250 milioni di anni fa, verso est si apriva un golfo oceanico, la Tetide, il quale separava Pangea in due grandi masse continentali, una settentrionale, la Laurasia e una meridionale, Gondwana. Queste due grandi masse erano il risultato di un assemblamento frutto della collisione dei vari blocchi continentali. I sostenitori di Pangea si basavano su tre argomenti: -Argomenti geologici: grandi lineamenti strutturali della crosta terrestre e province geologiche combaciano quasi esattamente quando si riavvicinano i blocchi continentali, riportandoli nelle posizioni ritenute originarie; -Argomenti paleontologici: in Sudamerica, Africa, Madagascar, India e Australia furono rinvenuti resti fossili delle stesse piante e degli stessi animali vissuti nel Paleozoico. Se questi continenti fossero stati sempre separati, bisognerebbe ammettere l’esistenza di lingue di terra, i cosiddetti “ ponti continentali”, per poterli collegare. Tuttavia dal punto di vista geofisico non è possibile pensare la scomparsa di questi ponti, in quanto la crosta continentale essendo più leggera, non può sprofondare dentro la crosta oceanica, più densa e pesante; -Argomenti paleoclimatici: le rocce sedimentarie forniscono dati sulle condizioni climatiche del passato ( ad esempio le Tilliti, ovvero depositi di detriti di roccia trasportati dai ghiacciai, sono indizio sicuro di glaciazioni; oppure la presenza di gesso, di salgemma o di arenarie rosse di ambiente desertico, testimoniano climi aridi) Quindi la storia della terra è caratterizzata da periodi di assemblamento e periodi di “diaspora”, cioè di allontanamento e dispersione di frammenti continentali, che hanno una durata di 100/200 milioni di anni. Attualmente siamo in una fase in cui alcune parti della terra si stanno avvicinando, per esempio nel Mar Mediterraneo, invece altre si stanno allontanando, per esempio nell’oceano Atlantico. Morfologia e struttura del fondo oceanico Le dorsali medio-oceaniche Le dorsali medio-oceaniche sono una struttura morfologica continua che attraversa tutti gli oceani e forniscono informazioni fondamentali per comprendere la dinamica del pianeta. La cresta delle dorsali si trova a 2500/2700 m di profondità, il fondo oceanico digrada da entrambi i lati della dorsale, fino a raggiungere profondità di 5/6 km e larghezza tra i 500 e i 2000 km. Le dorsali non sempre sono interamente sommerse, alcune cime più elevate possono emergere e formare isole vulcaniche, come nel caso delle Azzorre, dell'Islanda e di varie isole dell’Atlantico meridionale, dell’Oceano Indiano e del Pacifico (Pasqua e Galápagos). La zona di cresta delle dorsali è costituita da una valle di sprofondamento o fossa tettonica, nota come “rift valley”. La Rift valley è una zona di terremoti a ipocentro poco profondo, caratterizzata da elevato flusso di calore e da attività vulcanica effusiva. La struttura della crosta oceanica Gran parte delle conoscenze sulla struttura della crosta oceanica derivano dalle registrazioni delle onde sismiche, generate o da terremoti o prodotte sperimentalmente da esplosioni e dalla conoscenza delle rocce nei fondi oceanici. Grazie a questi dati la crosta oceanica è divisa in tre strati: -Strato 1: coltre di sedimenti dallo spessore variabile; -Strato 2: detto anche basamento oceanico o strato vulcanico, è costituito da ripetute colate di basalti tholeitici, poveri di potassio e abbondanti in calcio, a cui segue verso il basso un complesso di dicchi o filoni verticali. Inoltre è fortemente fratturato e alterato dalla circolazione idrotermale (circolazione di acqua calda); -Strato 3: detto anche strato oceanico, è costituito da gabbri che deriverebbero dalla solidificazione del magma presente in una grande camera magmatica. Le faglie trasformi sono zone di frattura che non si prolungano necessariamente entro i continenti e i terremoti sono limitati alla parte compresa tra i due segmenti della dorsale. Queste faglie non sono la causa della dislocazione dei vari tronconi della dorsale, ma rappresentano la conseguenza dell'espansione del fondale oceanico avvenuta in corrispondenza di ciascun troncone. La presenza delle faglie trasformi dimostra che l'espansione dei fondali oceanici avviene per segmenti separati. Ogni troncone di dorsale è la sede di formazione di fondale oceanico ed è separato da quelli adiacenti da due faglie trasformi. Il senso del movimento ai due lati della faglia è opposto solo nel tratto situato tra i due tronconi di dorsale: è lungo questo tratto che si generano i terremoti per attrito. Nei tratti esterni ai due tronconi di dorsale, il senso del movimento ai due lati della faglia è concorde. La suddivisione della litosfera in placche La teoria della tettonica delle placche Nel 1967 venne proposta la teoria della tettonica delle placche secondo la quale la litosfera, ovvero lo strato esterno rigido della terra, non forma un involucro continuo, ma è suddivisa in un certo numero di blocchi, definiti placche, che si spostano in senso orizzontale. Le dimensioni delle placche variano da poche decine fino a milioni di chilometri quadrati (la placca del Pacifico e la placca Antartica sono le più grandi, il blocco sardo-corso del Mediterraneo è tra le più piccole). Anche lo spessore varia da meno di 15 km per la litosfera oceanica, fino a circa 300 km per la litosfera all’interno dei grandi continenti. La differenza di spessore è dovuta alla necessità di compensare la densità e il peso dei due tipi di crosta. Le placche litosferiche sono a diretto contatto tra loro e libere di muoversi le une rispetto alle altre. Ogni placca influenza il movimento di quelle adiacenti e il loro movimento è consentito dalla plasticità della sottostante astenosfera, che ha un comportamento simile a quello di un fluido viscoso. I margini delle placche I geologi individuano la delimitazione delle placche dalla localizzazione degli ipocentri dei terremoti: più del 95% dell’attività sismica della terra si verifica in corrispondenza delle zone di contatto tra le placche, tali zone sono chiamate “margini di placca”. Le placche sono delimitate da tre tipi di margini: -Margini trasformi o conservativi= le placche scivolano l’una accanto all’altra lungo le grandi fratture oceaniche e le grandi faglie continentali a scorrimento orizzontale; -Margini divergenti o in accrescimento= lungo l’asse delle dorsali oceaniche le placche si separano, mentre tra l’una e l’altra si genera continuamente nuova crosta oceanica; -Margini convergenti o in consunzione= Nelle zone di subduzione le placche convergono e una di esse sprofonda nell’astenosfera, si consuma e perde la propria identità. Placche e moti convettivi Le placche tettoniche sono guidate da una forza ben precisa, ovvero l’insieme dei moti convettivi del mantello. I moti convettivi servono a disperdere il grande calore immagazzinato all’interno della terra, in definitiva è come se la terra al suo interno fosse in continua ebollizione. Nonostante sia ormai accertato che il movimento delle placche è determinato dai moti convettivi del mantello, ancora non vi è un comune accordo su come questo moto sia accoppiato allo spostamento della litosfera: -Alcuni ritengono che il peso del materiale che fuoriesce lungo le dorsali oceaniche agisca spingendo le placche, che nello stesso tempo sono trascinate in basso nel mantello dalla fredda e pesante litosfera della zona di subduzione; -Alcuni ritengono che le placche siano trascinate per attrito dalle correnti convettive presenti nella sottostante astenosfera; -Alcuni vedono nei pennacchi, evidenziati sulla superficie terrestre dai cosiddetti punti caldi, la causa del movimento delle placche; -Vi è infine un approccio globale all’intero processo. Essendo che dall’analisi dei terremoti sappiamo che le placche scendono fino a 700 km circa prima di essere riassorbite, ne consegue che una parte del mantello è coinvolta nelle correnti convettive. Il materiale che sale in corrispondenza delle zone di espansione viene da profondità elevate ed è molto caldo. Questo materiale, allontanandosi dalla zona di espansione, si raffredda nella parte superficiale e diventa litosfera, che raffreddandosi e appesantendosi sempre di più, sprofonda di nuovo nel mantello. Dunque sappiamo che le forze operanti all’interno della terra determinano il moto delle placche, ma i dettagli di come e perché lo facciano costituiscono un’incognita. Il mosaico globale L’effettivo numero di placche esistenti probabilmente non sarà mai conosciuto dato che la risposta dipende dai criteri che si adottano per la dimensione minima che una placca deve avere e per il minimo movimento relativo lungo i margini. Il mosaico globale, oggi, è basato 12 placche principali (America, Eurasia, Africa, India, Antartide, Pacifico, Nazca, Somalia, Filippine, Arabia, Cocos, Caraibica), anche se si conoscono numerose altre placche minori (Cina, Persia ecc.). Le placche litosferiche possono comprendere contemporaneamente aree continentali e aree oceaniche, oppure solo fondi oceanici. La resistenza meccanica delle placche varia con lo spessore, la composizione e la loro storia strutturale. Ad esempio, vicino alla dorsale, la litosfera oceanica è calda e molto sottile per cui dovrebbe essere più debole della normale litosfera oceanica o continentale. Le placche che trasportano un continente sono meno resistenti dal punto di vista meccanico di quelle costituite di sola crosta oceanica, ma è difficile farle scendere nell’astenosfera perché la leggera crosta granitica tende a galleggiare. Ne consegue che, una volta formati, i continenti non possono essere riassorbiti nel mantello, perciò quando due continenti si scontrano si producono accavallamenti, deformazioni e un forte ispessimento della crosta, dunque si forma una catena di montagne, ovvero avviene l’orogenesi.