I margini convergenti

Convergenza tra due placche con crosta oceanica: sistemi arco-fossa

Nelle dorsali c'è continua formazione di crosta oceanica, perciò da qualche altra parte ci deve essere consumazione di crosta. Questo si verifica quando due placche convergono a causa della corrente discendente delle celle convettive. Quando due placche presentano entrambe crosta oceanica, una delle due, quella un po' più densa, subduce sotto l'altra in corrispondenza di una fossa.
La rigida placca che sprofonda (si pensa che scenda fino a 700 km prima di essere completamente assimilata nel mantello) si riscalda a causa del gradiente geotermico, diventando più plastica. Il materiale fuso tende a salire perché è diventato meno denso rispetto alla zona circostante, generando un'attività plutonico-vulcanica sopra il piano di Benioff, accompagnata da terremoti. In questo modo, sulla placca rimasta in superficie, si forma una serie di vulcani allineati, chiamata arco magmatico. L'associazione di fossa di subduzione e arco magmatico è detta sistema arco-fossa, come la cintura di fuoco circumpacifica.

 

fossa oceanica

Schema di subduzione tra sue litosfere oceaniche.
E. LUPIA PALMIERI, M. PAROTTO, Scienze della Terra, Zanichelli, Bologna 2014, p. 337.

 

I sistemi arco-fossa comprendono sei elementi morfotettonici principali:

sistema arco-fossa

Elementi morfotettonici.
G. MARCHETTI, L. PELLEGRINI, R. ROSSETTI, M. VANOSSI, La Terra ieri e oggi, La Nuova Italia, Scandicci 1986, p. 228.

 

La fossa oceanica è una struttura larga 50-100 km e profonda, per definizione, più di 6 km. Sono diffuse nell'Oceano Pacifica, ma anche in Indonesia, nelle Antille, nel mar Egeo, ma non sono presenti al centro degli oceani. Le fosse sono simili per struttura, ma diverse per contenuto di sedimenti, perché quelle che si trovano vicine al continente americano sono ricche di depositi terrigeni portati dai fiumi, mentre le altre ne sono quasi prive.

La zona di subduzione, o piano di Benioff, è situata sotto la parete interna della fossa. A causa dell'attrito tra le due placche, lungo il piano si verificano terremoti con ipocentro che si approfondisce man mano che ci si allontana dalla fossa. La profondità massima dei sismi è di circa 700 km perché, oltre tale profondità, la crosta è ormai diventata troppo plastica.
Durante la discesa, i sedimenti presenti sulla crosta che subduce vengono in parte subdotti, e in parte impilati nelle fosse, mescolati ai sedimenti terrigeni e piroclastici provenienti dall'arco vulcanico adiacente.

Complesso di accrezione. La placca in subduzione forma la parte esterna della fossa (meno ripida) e trasporta sulla sua superficie un cospicuo spessore di sedimenti oceanici che vengono asportati dall'azione compressiva esercitata dal margine dell'altra placca che, come una ruspa, li accumula sul lato interno (più ripido) della fossa.
Se la quantità di sedimenti accumulati (talora misti a lembi di crosta oceanica) è considerevole, essi possono arrivare a emergere sopra il livello del mare, formando arcipelaghi di isole costituiti da lembi di successioni sedimentarie fittamente ripiegati e metamorfosati. Esempi di isole che si sono originate in questo modo sono l'Isola di Nias e l'arcipelago Mentaway in prossimità della fossa di Giava, a Sud- Ovest dell'isola di Sumatra in Indonesia.

L'intervallo arco-fossa è il raccordo tra la zona di subduzione e l'arco magmatico. Nei sistemi arco-fossa la distanza tra la fossa e l'arco vulcanico varia da 100 a 300 km, secondo l'inclinazione del piano di Benioff. La morfologia è estremamente varia a seconda della zona, comprendendo rilievi, pianure, scarpate, bacini longitudinali, ecc. Con il passare del tempo, l'accumulo dei sedimenti lungo le fosse, insieme alle rocce prodotte nell'arco vulcanico, porta ad un ampliamento dell'intervallo arco-fossa, di circa un chilometro ogni milione di anni, per la migrazione della fossa verso l'oceano e dell'arco in direzione opposta.

L'arco magmatico o arco vulcanico, è costituito da fasce vulcaniche parallele alle fosse. Si forma perché la crosta basaltica che sprofonda è riscaldata fino alla fusione a causa del gradiente geotermico, della compressione delle rocce e per l'attrito. La presenza di acqua, inoltre, abbassa il punto di fusione della roccia. Il magma fuso risale formando all'inizio dei coni sottomarini, emergendo poi per formare delle isole vulcaniche, che possono unirsi tra loro.
Il vulcanesimo è caratterizzato da eruzioni esplosive con magma medio-acido, prevalentemente di tipo andesitico. L'aumento del contenuto in silice, rispetto al basalto che è sprofondato, dipende della presenza dei sedimenti che sono stati subdotti con la crosta. Sono presenti anche intrusioni di granito, diorite e gabbro, insieme a rocce metamorfiche di origine sedimentaria.

L'area retroarco è la zona posta dietro un arco vulcanico ed è generalmente occupata da un bacino marginale, compreso tra l'arco e il continente, come quelli presenti nel Pacifico, nel mar del Giappone, ecc. Nel Mediterraneo anche il Mar Tirreno e il Mar Egeo sono considerati bacini marginali. Questi bacini marini si sono formati per estensione crostale conseguente ai processi tettonici che avvengono nei sistemi arco-fossa.
Con il passare del tempo, l'accumulo dei sedimenti lungo le fosse, insieme alle rocce prodotte nell'arco vulcanico, porta ad un ampliamento dell'intervallo arco-fossa, di circa un chilometro ogni milione di anni, per la migrazione della fossa verso l'oceano e dell'arco in direzione opposta.

arco vulcanicoArcipelago delle MarianneGiappone


Subduzione della Placca Australiana e formazione degli arcipelaghi.
M. CRIPPA, M. RUSCONI, A. BARGELLINI, M. FIORANI, D. NEPGEN, M. MANTELLI, Scienze naturali, 5, Arnoldo Mondadori, 2014, p. T27.
Arcipelago delle Marianne.
E. LUPIA PALMIERI, M. PAROTTO, Scienze della Terra, Zanichelli, Bologna 2014, p. T225.
Il Giappone con l'area retroarco.
D. MERRITTS, A. DE WET, K. MENKING, Il mondo della natura. Il punto di vista delle scienze della Terra, Bruno Mondadori, 2000, p. 61.

 

Convergenza tra una placca oceanica con una continentale: sistema fossa-cordigliera

Schema di subduzione tra litosfera oceanica e continentaleMargine continentale passivo. Il primo stadio dello sviluppo di una catena montuosa si ha in corrispondenza del margine continentale, che è ancora passivo.

Sedimentazione. Lungo il margine continentale passivo si accumula uno spesso prisma di sedimenti (arenarie, calcari e argille), la cui superficie superiore costituisce la cosiddetta piattaforma continentale. Nel loro insieme, questi sedimenti corrispondono ai sedimenti di geosinclinale che verrebbero deformati durante i processi orogenetici. Di conseguenza, il termine «geosinclinale» non indica più, come in passato, un ipotetico solco sul fondo dell'oceano, destinato ad essere colmato di sedimenti, ma si riferisce all'accumulo di sedimenti lungo un margine passivo, in corrispondenza della piattaforma continentale e della relativa scarpata.

Schema di subduzione tra litosfera oceanica e continentale.
E. J. TARBUCK, F. K. LUTGENS, M. TOZZI, Scienze della Terra, Principato, Milano 2003, p. 151.
La placca di Nazca sprofonda sotto il Sudamerica.
F. FANTINI, C. MENOTTA, S. MONESI, S. PIAZZINI, Il pianeta Terra e la biosfera, Italo Bovolenta Editore, Bologna 1995, p. 150.

formazione delle AndeConvergenza e subduzione. Il movimento di espansione dell'oceano si arresta quando il limite tra crosta oceanica e crosta continentale, il margine passivo, si trasforma in un margine attivo, cioè quando le spinte tettoniche iniziano a comprimere la litosfera oceanica contro il continente. Infatti, se un continente, nel suo «vagabondare» a causa dei complessi movimenti delle placche, finisce per trovarsi a ridosso di una fossa oceanica, non entra in subduzione come farebbe la litosfera oceanica. La litosfera continentale, infatti, meno densa, non può sprofondare entro il mantello, ed è costretta a «galleggiare». In questo caso, è la crosta oceanica della placca antistante, cioè quella che forma il «pavimento» della fossa, a infilarsi sotto il margine continentale. Come nel caso precedente, si forma il piano di Benioff, solo che i fenomeni si verificano sul continente.
La subduzione può iniziare anche quando la litosfera oceanica di età superiore a 15 milioni di anni, divenuta più densa dell'astenosfera, a un certo punto riesce a superare gli ostacoli costituiti dalla propria rigidità e dalla viscosità dell'astenosfera e si flette sprofondando sotto la placca continentale. Il processo metamorfico prodotto dalla subduzione aumenta ulteriormente la densità della placca, trascinando in profondità anche la parte restante.

Fossa oceanica e sismicità. Il limite della zona di sprofondamento è rappresentato da una fossa oceanica, lungo la quale si verificano terremoti a ipocentro sempre più profondo, man mano che ci si allontana dalla fossa e si è all'interno del continente.

Flusso di calore. Nell'area della fossa il flusso di calore è inferiore al valore medio, perché il mantello si raffredda nel trasmettere per conduzione calore alla fredda placca discendente. Nella zona più lontana dalla fossa, al di sopra della placca in subduzione, il flusso di calore aumenta perché all'interno della placca si forma materiale fuso che tende a salire verso la superficie.

Archi magmatici. La placca che discende fonde, generando lava di tipo andesitico. Durante la risalita, parte di esso rimane imprigionato nella crosta continentale formando batoliti, che la sollevano e la ispessiscono. Il magma che giunge in superficie dà origine ad effusioni esplosive andesitiche. Si forma così un arco vulcanico lungo il bordo del continente.

Prisma di accrescimento. Nella fossa si accumulano sia i sedimenti del prisma sedimentario, sia i sedimenti del fondo dell'oceano trasportati dalla placca in subduzione, sia quelli provenienti dalla continua erosione dell'arco magmatico e delle masse continentali. Questi sedimenti sfuggono alla subduzione. Tra essi rimangono intrappolate anche parti di litosfera oceanica (che costituiranno le ofioliti). L'insieme di questo mélange costituisce il prisma di accrescimento, nucleo del futuro orogeno.
Durante il loro sprofondamento nel mantello, le masse rocciose della placca in subduzione subiscono progressivamente un aumento di temperatura e di pressione, pur mantenendosi più fredde di quelle del mantello entro cui sprofondano, per la bassa conduttività termica delle rocce. La placca in subduzione subisce allora un metamorfismo in facies eclogitica e di scisti blu. Al contrario, le rocce della placca che non subduce si trovano in condizioni di pressioni non elevate e subiscono un metamorfismo caratterizzato da gradienti geotermici più normali; le facies più comuni sono gli scisti verdi e anfibolitici.

cordigliera andinaCatena montuosa costiera. L'incessante apporto di sedimenti e le continue spinte di compressione spostano il prisma orogenico, insieme con l'arco magmatico appena formato, sopra il margine del continente. dando origine a una catena a pieghe, la cordigliera (Ande, Montagne Rocciose canadesi). A causa della compressione, le rocce del margine continentale si fratturano e si originano faglie inverse, lungo le quali i blocchi rocciosi vengono spinti uno sopra l'altro lungo una superficie inclinata (accavallamento), al contrario di quello che succede lungo le faglie normali, distensive, dove un blocco si abbassa rispetto all'altro. I blocchi accavallati uno sopra l'altro presentano anche deformazioni duttili chiamate pieghe. I sovrascorrimenti possono essere molto ampi e trasportare i corpi rocciosi, in particolare quelli a forma tabulare o falde (di ricoprimento), per chilometri.

L'area di retroarco. Nella fase finale del ripiegamento della crosta si creano verso l'esterno della catena montuosa depressioni o bacini sedimentari, come il Bacino del Rio delle Amazzoni situato alle spalle delle Ande, chiamati avanfosse, che si colmano di detriti generati dall'erosione e dallo smantellamento dei rilievi. La formazione delle avanfosse è dovuta a fenomeni di subsidenza. Davanti a questi bacini, dalla parte opposta alla catena, si trova una regione chiamata avanpaese, che non è coinvolta nell'orogenesi e verso la quale è diretto il sovrascorrimento delle falde.

 

La Cordigliera Andina.
GRUPPO GEOTEAM, Scienze della Terra, Atlas, Bergamo 1996, p. 283.

Elementi morfotettonici.
J. PHELAN, M.C. PIGNOCCHINO, Le scienze naturali - Osservare la Terra e la materia, Zanichelli, Bologna 2015, p. 221.

 

Convergenza fra placche continentali: montagne intracontinentali

orogenesiQuando entrano in collisione due placche continentali, a causa di correnti discendenti di celle convettive, nessuna delle due subduce completamente sotto l'altra, perché la crosta continentale è troppo leggera per affondare nelle rocce dense del mantello. Molto probabilmente, quindi, la subduzione riguarda solamente la parte più profonda della litosfera. Il risultato di questa convergenza è l'orogenesi di una catena montuosa intracontinentale.

Convergenza. Prima che le due masse continentali convergano, sono separate dalla crosta oceanica formatasi nel corso di un precedente processo di espansione del fondo oceanico. La collisione tra due placche con crosta continentale è perciò preceduta dalla convergenza tra crosta continentale e crosta oceanica. In questa fase si forma un arco magmatico sul bordo del continente antistante la fossa oceanica.

 

Schema di convergenza tra litosfere continentali.
E. LUPIA PALMIERI, M. PAROTTO, Scienze della Terra, Zanichelli, Bologna 2014, p. 337.

 

Fasi di convergenza

Fasi di convergenza.
M. CRIPPA, M. RUSCONI, A. BARGELLINI, M. FIORANI, D. NEPGEN, M. MANTELLI, Scienze naturali, 5, Arnoldo Mondadori, 2014, p. T34.

 

Sedimentazione. Nella fossa oceanica si accumulano grandi quantità di sedimenti, ai quali si aggiungono quelli provenienti dall'erosione del nuovo arco magmatico.

Rilievi sottomarini. Quando i due continenti si stanno avvicinando, il bacino oceanico intermedio si chiude sempre più; la crosta oceanica si rompe in cunei che tendono ad accavallarsi verso la placca in subduzione, con conseguente formazione di rilievi e catene montuose sottomarine, che a volte possono emergere sotto forma di isole.

formazione HimalayaOrogenesi intracontinentale. I continenti arrivano infine a collidere (sutura); i margini continentali, insieme alla crosta non subdotta, vengono compressi, frantumandosi in cunei che si accavallano provocando un ispessimento della crosta. Poiché i due blocchi continentali non possono sprofondare, il fenomeno di convergenza si blocca e si generano degli accavallamenti su entrambi i margini dei continenti, lungo i quali i grandi corpi rocciosi, o falde, salgono l'uno sopra all'altro, facendo aumentare lo spessore della crosta e si ha un innalzamento delle falde per compensazione isostatica, con la conseguente formazione di una catena montuosa intracontinentale, poiché ora abbiamo un unico continente. La collisione e l'aumento di temperatura provocano l'ultrametamorfismo della crosta profonda in facies granulitica. La crosta può anche arrivare alla fusione, per poi intrudersi nell'orogeno, formando batoliti granitici. MéIanges, ofioliti, sedimenti oceanici e scisti blu (alta pressione e bassa temperatura) sono tipici di queste catene da collisione continente-continente. Catene di convergenza sono le Alpi, gli Appennini, le Dinaridi, l'Himalaya.
Lungo questa fascia l'attività vulcanica è molto attenuata e quasi ovunque estinta, mentre rimane forte quella sismica. Si tratta evidentemente di assestamenti delle masse rocciose recentemente sollevate, che si manifestano con sismi poco profondi o di profondità intermedia.

EverestFine convergenza ed erosione. Una volta che si è formata la catena montuosa, la crosta è ormai troppo spessa, tanto da impedire il movimento di convergenza. Perciò, probabilmente, la litosfera si romperà in un altro punto di debolezza, probabilmente ai margini del continente, riprendendo un movimento di convergenza tra una placca oceanica e quella del continente.
A questo punto inizia il processo erosivo, con conseguente sollevamento isostatico, per l'alleggerimento della catena, finché non si arriverà ad avere delle dolci colline.
L'erosione riesce a mettere a nudo anche le rocce più profonde come le granuliti e i batoliti, come nel Monte Bianco. I sedimenti si accumulano ai lati della catena, nei bacini di molassa (pianura Padana).

 

Processo di erosione


Formazione dell'Himalaya.
E.J. TARBUCK, F.K. LUTGENS, D. TASA, Earth Science, Prentice Hall, New Jersey 2012, p. 222.
Himalaya.
B. ARGENTA, P. GIOIA, Elementi di scienze della Terra , McGraw-Hill, Milano 1994, p. 300.
Processo di erosione.
E.J. TARBUCK, F.K. LUTGENS, D. TASA, Earth Science, Prentice Hall, New Jersey 2012, p. 318.