I
MARGINI CONVERGENTI: sono i margini lungo i quali
le zolle a contatto entrano in “collisione” una con l’altra. vengono spinte una
contro l’altra generando fenomeni di compressioni diversi a seconda della
natura continentale o oceanica della zolla.
1. Se la litosfera continentale si scontra con
la litosfera oceanica, quest’ultima, più densa, tende a piegarsi e immergersi
sotto a zolla continentale dando origine al fenomeno della subduzione. Solo la
placca oceanica va in subduzione mentre quella continentale galleggia e viene
deformata lungo il margine.
. formazione di fosse oceaniche: segnano il
limite tra le placche.La zolla oceanica incurvandosi verso il basso, trascina
con sè i sedimenti sovrastanti. Anche il margine della zolla si lacera e i suoi
frammenti e sedimenti vengono trascinati nella fossa. Quando la placca
raggiunge una certa profondità lungo il piano di subduzione, la litosfera e il
mantello fondono generando magma.
Nella zona di contatto tra i due margini i
materiali rocciosi subiscono delle trasformazioni e vanno ad accrescere il
margine continentale.
. Una parta di magma solidifica in profondità
mentre l’altra parte arriva in superficie alimentando vulcani che, nel
complesso, formano degli archi vulcanici.
(Cordigliera delle Ande- collisione tra la
zolla sudamericana e la zolla di Nazca)
. Le zone di subduzione sono sottoposte a
sforzi incredibili a causa dell’attrito per cui sono caratterizzate da fenomeni
sismici di notevole intensità. I margini continentali, in prossimità della
linea di subduzione sono caratterizzati da terremoti violenti e sono sede di
catene montuose lungo le quali vi sono numerosi vulcani attivi a eruzione
esplosiva => margini continentali attivi / passivi
2. Il fenomeno di subduzione si verifica anche
durante lo scontro di due zolle oceaniche, nel quale una delle due scivola
sotto l’altra andando a formare una fossa, lontano dai margini continentali.
I magmi prodotti dalla fusione parziale della
zolla risalgono verso la superficie originando un vulcanesimo sottomarino. Gli
edifici vulcani che ne derivano possono affiorare come isole vulcaniche che
verranno saldate l’un l’altra per accumulo di detriti. Si forma così una zona
di crosta mista che continua ad accrescersi con la subduzione ( lapilli,
ceneri, sedimenti..).
3. Quando entrano in collisione due zolle
continentali non si verifica subduzione perché troppo poco dense. I sedimenti
che si erano accumulati sui margini continentali subiscono delle
trasformazione, si fratturano andando a formare della catene montuose.
Quando il fondale oceanico si chiude le zolle
continentali entrano in collisione tra loro, e i margini passivi, diventano
attivi.
Le catene montuose sono formate da rocce
sedimentarie soggette a metamorfismo a causa delle pressioni, temperature che
sopportano i materiali del fondale oceanico. ( Alpi - scontro tra zolla
africana ed euroasiatica / Himalaya – scontro tra zolla indiana e asiatica)
I
MARGINI CONSERVATIVI: margini lungo i quali le
zolle scivolano una parallelamente all’altra senza fenomeni di subduzione,
espansione o formazione di catene montuoso; si originano faglie trasformi
a scorrimento orizzontale, lungo le quali le placche si muovono con velocità
differente o in senso opposto; si nota un’attività sismica a causa dell’attrito
tra le placche, mentre l’attività effusiva è scarsa o assente.
Le faglie trasformi lungo le dorsali, che ne
interrompono la continuità, sono margini lungo i quali si ha uno scorrimento
orizzontale; sono scarpate con attività sismica superficiale e attività
effusiva.
L’attività delle faglie trasformi ha una
particolarità in quanto i blocchi rocciosi si muovo in senso opposto, generando
terremoti, solo nei tratti compresi tra due tronconi di dorsale, mentre le
faglie normali si muovono in senso opposto lungo tutta la frattura.
La formazione delle faglie trasformi lungo le
dorsali è data dalla diversa quantità di lava emessa.
TETTONICA
delle ZOLLE: 1. IPOTESI: le zolle sarebbero spinte
da forze potentissime che agiscono in corrispondenza delle dorsali. Queste
forze sarebbero dovute all’alta pressione
del magma che fuoriesce. Le zolle sarebbero poi trasportate nelle zone
di subduzione dalla forza di gravità, ma si sa che queste forze sono
insufficienti per spostare le zolle.
Quasi tutti i geologi pensano che i movimenti
delle placche siano dovuti ai moti convettivi del mantello che possono
differire per la forma, le dimensioni delle celle convettive.
I rami ascendenti delle celle sono posti sotto
la dorsale, mentre quelli discendenti sono posti in corrispondenza delle zone
di subduzione. I rami paralleli alla litosfera fanno da nastro trasportatore
per le placche. Il movimento delle placche potrebbe essere dato da pennacchi di
materiali caldi provenienti dalla zona del mantello inferiore; ci sono anomalie
termiche causate dai moti convettivi.
ATTIVITA’
SISMICA: presente solo nelle zone di subduzione ed
è dovuta alla resistenza che incontra la placca durante il suo movimento verso
il basso. Durante la subduzione solo parte della placca fonde, gli altri
materiali rimangono rigidi e freddi e accumulano energia elastica e si
fratturano. Si avranno terremoti con ipocentro più profondo man mano che ci si
allontana dalla fossa. Piano di Benioff: ha un’inclinazione variabile a seconda
della velocità di subduzione e della rigidità delle placche; diretta dalla
fossa al continente.
PUNTO
CALDO: serve a indicare i fenomeni vulcanici
isolati. Sono aree oceaniche a flusso termico elevato, nelle quali si verifica
l’emissione di una grande quantità di lava basaltica ricca di elementi
alcalini, quindi differente da quella delle dorsali. I punti caldi si posso
avere in zone in mare aperto o in regioni continentali. Si ritiene che questi
vulcani possano essere formati da pennacchi di materiali caldi provenienti dal
mantello inferiore che risalendo inarcano la crosta producendo gli apparati
vulcanici. La posizione dei pennacchi non cambia, si spostano le zolle che,
quando scorrono sopra un punto caldo, questo lascia una traccia che consiste in
una serie di coni vulcanici posti in serie.
Se il punto caldo si trova sotto un oceano si
formerà un’isola vulcanica che, sprofondando, formerò vulcani marini e guyot.
Islanda => punto caldo rift continentali => in
relazione a punti caldi che separano le placche
GENESI
DEI MAGMI:
magmi si possono formare per fusione parziale della crosta o del
mantello superiore-fenomeni che causano aumento di temperatura-diminuzione
della pressione-idratazione di silicati.
_ Nelle zone di distensione della crosta,
lungo i margini divergenti, si osservano eruzioni vulcaniche tranquille. il
magma è di tipo primario proveniente dalla fusione del mantello. Tale fusione è
determinata dalla diminuzione di pressione.
_ Nelle zone di subduzione si producono magmi
di natura varia con attività vulcanica esplosiva. L’attrito tra le placche
causa un aumento della temperatura. La parte in subduzione è formata da
sedimenti ricchi di acqua, la quale viene liberata causando un abbassamento
della temperatura di fusione dei silicati. I materiali sopra il mantello
fondono e creano magma primario.
Il magma di differenza per condizioni di
profondità durante la genesi, temperatura e pressione:
- magmi femici: dalla fusione del mantello nei
punti in cui incontra la placca discendente
- magmi sialici e andesitici: dalla fusione di
sedimenti e basalti oceanici.
- magmi di anatessi
Il magma crea un arco vulcanico insulare, con
attività esplosiva perchè il magma è viscoso e ricco di acqua, o archi
vulcanici sul bordo continentale.
_ Nelle zone di compressione, durante lo
scontro tra due zolle continentali, si formano magmi di anatessi e la crosta
viene deformata
- Nelle zone in cui sorgono coni di materiali
caldi si generano dei rigonfiamenti, punti caldi, che emettono lava basaltica.
Il magma è primario formato tra il mantello e il nucleo a causa
dell’innalzamento di temperatura a causa delle anomalie termiche.
LA
TETTONICA: è lo studio delle deformazioni
permanenti delle rocce e delle strutture derivate a seguito dell’azione degli
agenti endogeni che ne mutano le caratteristiche. Non studia i fenomeni che
portano alla formazione del corpo roccioso, ma i fenomeni che ne causano le
deformazioni.
Si avvale della stratigrafia, lo studio della
disposizione dei sedimenti e dei corpi rocciosi; infatti lo studio delle rocce
sedimentarie è più semplice grazie alla presenta di sedimenti.
La tettonica studia i corpi rocciosi, cioè
rocce aventi la stessa origine.
Si distinguono gli ammassi e gli strati:
- ammassi: corpi rocciosi massicci, estesi.
- strato: corpo roccioso molto esteso in
superficie ma di spessore minore
Sono stratificati i corpi rocciosi di rocce
sedimentarie o di metamorfiche che derivano da rocce sedimentarie, mentre le
rocce magmatiche o metamorfiche danno origine ad ammassi.
La disposizione nello spazio dei corpi
rocciosi è detta giacitura che può non essere quella originaria se si
considerano gli studi fatti sugli affioramenti, ossia quelle parti di roccia
che affiorano in superficie.
Le deformazioni, fratture delle rocce sono
stati causati da sforzi tettonici verticali e orizzontali che posso agire
uniformemente o secondo un orientamento:
- sforzi compressivi: forze che avvicinano due
punti del blocco
- sforzi tensionali: forze che allontanano due
punti del blocco
- sforzi di taglio : forze che spingono due
parte del blocco in direzioni opposte.
DEFORMAZIONE
DELLE ROCCE: la maggior parte delle rocce
subiscono delle collecitazioni che ne mutano la giacitura. Le rocce reagiscono
a queste forze applicate:
- deformazione elastica: la roccia sottoposta
a una forza cambia la sua forma, ma quando cessa la
forza
la roccia torna alla sua struttura iniziale
- deformazione plastica: la roccia sottoposta
a una forza modifica la sua forma e la mantiene anche
al
cessare della forza ( piega )
- fratturazione: la roccia si rompe ( faglia )
Tutte le rocce sottoposte a forze crescenti
prima di deformano elasticamente, poi plasticamente fino a fratturarsi se
l’intensità della forza aumenta. Il valore dello sforzo oltre il quale la
roccia si deforma plasticamente è il limite
di elasticità, mentre quello oltre il quale la roccia si frattura è il carico di rottura. Ogni tipo di
roccia ha un suo comportamento:
- rocce duttili : subiscono una deformazione
plastica senza rompersi ( argille )
- rocce fragile: si fratturano ancor prima di
deformarsi plasticamente ( calcari, arenarie)
Le rocce cristalline sono più fragili rispetto
a quelle sedimentarie.
Il comportamento della roccia non dipende solo
dalla sua composizione, ma anche da condizioni fisiche in cui si trova:
- pressione -
temperatura
- intensità della forza - durata dello sforzo
Gli sforzi produco pieghe o fratture.
FRATTURE
Molte rocce di fratturano senza una
spostamento ( diaclasi) o con uno spostamento ( faglia )
La superficie sulla quale è avvenuto lo
scorrimento è detta piano di faglia e le due parti che scrrono sono i labbri.
Le faglie possono essere verticali, orizzontali o inclinate. Nella maggior
parte dei casi sono inclinate:
- la parte che giace sopra al piano di faglia
è il tetto, mentre quella sottostante è il letto.
- lo spostamento dei due strati è il rigetto → orizzontale:
faglie trascorrenti destre e sinistre
verticale: faglia diretta o faglia
inversa
↓ ↓
tetto inferiore al letto tetto superiore al letto
↓ ↓
faglia di distensione faglia di compressione
Raramente le faglie sono isolate,ma vanno a
costituire un sistema di faglie come gli horst ( pilastri) o i graben ( fossa
tettonica). Queste strutture si formano in seguito a forze laterali.
PIEGHE
La piega è una deformazione di tipo plastico
di una massa rocciosa. La condizione ideale della formazione delle pieghe si
hanno lungo i margini di convergenza delle zolle dove le alte temperature,
movimenti e sforzi prolungati, favoriscono la duttilità della roccia. Le pieghe
più tipiche si trovano in corrispondenza delle catene montuose più recenti che
non sono state ancora influenzate dall’erosione. I processi di flessione
possono avvenire in modo diverso e possono produrre diversi tipi di pieghe a
seconda delle forze applicate e in base al tipo di roccia.
Piega formata da:
- piano assiale: superficie che unisce i punti
di massima flessione
- l’asse: intersezione tra piano assiale e
strati
- cerniera: zona di curvatura massima
- fianchi: versanti della piega che convergono
nell’asse
1. gli strati vengono piegati e presentano una
stessa inclinazione ( monoclinale )
2. i due fianchi convergono verso l’alto (
anticlinale ). Il nucleo costituito dallo strato più antico
3. i fianchi convergono verso il basso (
sinclinale ). Il nucleo costituito dallo strato più recente
° pieghe diritte: con piano assiale verticale
° pieghe inclinate – pieghe rovesciate : gli
strati si ripiegano sui fianchi
° pieghe coricate: gli strati si rovesciano su
un fianco e il piano assiale diventa orizzontale.
