L'evoluzione di una frattura (rift) si manifesta nella composizione chi-mica delle rocce del mantello. La microfotografia mostra un singolograno di spinello (in marrone scuro), un ossido di cromo, alluminio, ma-gnesio e ferro, uno dei componenti minori della peridotite, la roccia pre-valente nel mantello. Il grano, che ha un diametro di circa mezzo mil-limetro, è inglobato in pirosseno, uno dei minerali principali della peri-

dotite. Nello spinello il rapporto tra cromo e alluminio aumenta con l'e-volversi di un rift dallo stadio continentale a quello oceanico. Ciò sugge-risce che il grado di fusione delle peridotiti del mantello al di sotto delrift aumenti col tempo; nello spinello la fusione tende a separare più al-luminio che cromo. L'aumento del grado di fusione è probabilmente do-vuto all'intensificarsi di un'anomalia termica nel mantello sottostante.

D

a quando, circa 20 anni fa, la teo-ria della deriva dei continentisi è definitivamente affermata,

si è tentato di capire come si spacca uncontinente e come si forma un nuovooceano nell'apertura fra le due zolle. Laquestione è più complessa di quanto pos-sa apparire a prima vista. Al di sotto de-gli oceani, la litosfera - lo strato rigidoesterno della Terra, comprendente lacrosta e una parte del mantello superiore- è molto diversa da quella che si trovaal di sotto dei continenti. Mentre la lito-sfera continentale ha in media uno spes-sore compreso fra 100 e 150 chilometri,lo spessore della litosfera oceanica au-menta progressivamente con la sua etàda meno di 10 a circa 100 chilometri. Lacrosta continentale oltre a essere piùspessa della crosta oceanica è anche me-no densa: consiste principalmente dirocce granitiche. ricche di silicio e di al-luminio, che hanno una densità relativa-mente bassa, circa 2,7 grammi per cen-timetro cubo. La crosta oceanica è inve-ce formata in prevalenza da rocce basal-tiche , ricche di ferro e magnesio e conuna densità di circa 2,9 grammi per cen-timetro cubo. Quando la litosfera conti-nentale si spacca in due, deve trasfor-marsi in una litosfera assottigliata a com-posizione basaltica invece che granitica.Quali sono i processi fisici e chimici co-involti nel fenomeno?

Una regione in cui è possibile studiarequesti processi è l'Africa orientale e l'A-rabia perché vi si trovano alcune tra lepiù importanti fratture litosferiche (rift)del pianeta. Le grandi depressioni che siestendono dal Mozambico e dallo Zam-bia verso nord fino all'Etiopia costitui-scono un sistema di rift continentali, neiquali l'apertura della litosfera continen-tale non si è ancora completata. Il Golfodi Aden, d'altra parte, è già un rift ocea-nico: Arabia e Africa, due blocchi con-tinentali, si stanno reciprocamente al-

lontanando da oltre 10 milioni di anni.In questo periodo di tempo magma ba-saltico, proveniente dal mantello sotto-stante, si è inserito fra le zolle continen-tali formando crosta oceanica. Nel MarRosso la transizione da rift continentalea rift oceanico è ancora in atto.

Quasi certamente i tre tipi di rift ap-pena descritti rappresentano fasi diversedi un'unica sequenza evolutiva. Il Golfodi Aden si è evoluto da un rift come quel-lo del Mar Rosso; questo, a sua volta, siè evoluto da un sistema di rift continen-tali simile a quello dell'Africa orientale.Uno stadio ancor più avanzato di questaipotetica sequenza potrebbe essere l'o-ceano Atlantico, un rift «maturo» che daoltre 100 milioni di anni si sta evolvendoda condizioni analoghe a quelle preva-lenti ora nel Mar Rosso e nel Golfo diAden. Ecco perché dallo studio dei riftrecenti dell'Africa orientale e dell'Ara-bia si spera di comprendere come Euro-pa e Africa si siano inizialmente separatedalle Americhe lungo il rift atlantico.

Un fatto è certo a proposito del pro-cesso di formazione di un rift: lo

stretto coinvolgimento del mantello su-periore. Le indagini sismiche hanno ri-velato che al di sotto della litosfera esisteuna zona di mantello in cui le onde acu-stiche (generate da terremoti o da esplo-sioni artificiali) si propagano più lenta-mente rispetto a quanto avviene nellalitosfera. Questo strato a bassa velocità,l'astenosfera, deve essere costituito damateriale più caldo di quello della lito-sfera: il materiale più caldo è infatti me-no denso e meno rigido e quindi le ondeacustiche vi si propagano più lentamen-te. Il limite tra litosfera e astenosfera ècostituito da una superficie a eguale tem-peratura, o «isoterma». I rilevamenti si-smici hanno dimostrato che al di sottodelle principali zone di rift continentale,come per esempio il rift dell'Africa

orientale, il rift del Rio Grande negliStati Uniti occidentali, o il rift del Baikalin Unione Sovietica, la profondità dell'i-soterma fra litosfera e astenosfera dimi-nuisce, cioè lo spessore della litosfera di-minuisce per l'innalzarsi dell'astenosfe-ra. Sotto il rift dell'Africa orientale, peresempio, il limite litosfera-astenosfera sitrova a una profondità compresa fra 30e 50 chilometri, mentre altrove nellostesso continente la litosfera ha spessorivariabili da 100 fino a 150 chilometri.

Vi sono due principali ipotesi sullecause della formazione di un rift. Secon-do alcuni essa avrebbe inizio nella lito-sfera quando le sollecitazioni (stress) do-vute ai movimenti orizzontali delle zollelitosferiche ne assottigliano una fino alpunto di rottura. Secondo questo puntodi vista, l'astenosfera risalirebbe -passi-vamente per colmare lo spazio formatosiper l'assottigliarsi della litosfera.

Altri ritengono invece che un rift siformi come conseguenza dell'insorgeredi una anomalia termica - un punto caldoo una linea calda - nell'astenosfera (siveda l'articolo I punti caldi della Terra diGregory E. Vink, W. Jason Morgan ePeter R. Vogt in «Le Scienze» n. 202,giugno 1985). Essendo anormalmentecalde, le rocce del mantello sotto il riftin formazione si sollevano e aumentanodi volume provocando lo stiramento del-la sovrastante litosfera continentale, cheper effetto del calore diventa anche mec-canicamente più debole. Infine, la partesuperiore della litosfera così indebolitasi fessura lungo faglie distensive in cor-rispondenza delle quali blocchi di crostasi abbassano. Si produce così una seriedi Graben, ossia fosse tettoniche comequelle che si trovano in Africa orientale.

Domandarsi che cosa sia avvenutoprima, se l'assottigliarsi della litosfera ola risalita dell'astenosfera, è un po' comechiedersi se sia nato prima l'uovo o lagallina. Sulla scala geologica dei tempi

Da un rift continentalea un rift oceanico

Un'anomalia termica del mantello provoca la risalita di roccia fusa el'indebolimento e assottigliamento della crosta continentale, che prima silacera in zone puntiformi, poi si spacca con la formazione di un oceano

di Enrico Bonatti

18

19

OCEANORI FT

OCEANICO

CROSTA(BASALTICA)

LITOSFERA

ASTENOSFERA

MANTELLO

i

DORSALEDI CARLSBERG

500 1000•

CHILOMETRI

CROSTA(GRANITICA)

0 -

150 -

valenza composte da silicati di magnesioe ferro, quali olivina e pirosseno. A con-tatto con la peridotite vi è una sezione digneiss granulitico, roccia granitica carat-teristica della parte inferiore della crostacontinentale. L'associazione di peridoti-ti provenienti dal mantello e gneiss gra-nulitico fa di Zabargad un posto raro do-ve è possibile osservare il contatto cro-sta-mantello, cioè la discontinuità sismi-ca «Moho».

Un attento esame fornisce importantiindizi di come ebbe inizio il rift del MarRosso. A Zabargad gli gneiss sono inter-calati a gabbri, rocce ignee a grana gros-solana che si sono solidificate lentamen-te in profondità da magmi basaltici. (Segli stessi magmi giungono in superficie,si raffreddano rapidamente dando origi-ne ai basalti a grana fine.) Esperimentidi laboratorio hanno dimostrato che imagmi basaltici - e di conseguenza gab-bri e basalti - derivano dalla fusione par-ziale di peridotite del mantello superio-re. Dalle analisi mineralogiche e chimi-che di un gabbro, in particolare dall'a-nalisi della composizione elementare deipirosseni in esso contenuti, è possibilededurre la profondità alla quale quelgabbro si è raffreddato e si è cristallizza-to. I gabbri di Zabargad si sono cristal-lizzati a una profondità di almeno 30 chi-lometri. Per quanto riguarda gli gneissassociati, la presenza di granato, un mi-nerale che cristallizza solo in condizio-ni di pressione elevata, fa pensare cheanch'essi provengano più o meno dallastessa profondità. Poiché la crosta con-tinentale nelle vicinanze del Mar Rosso

La litosfera continentale e quella oceanica differiscono per spessore e composizione. La litosfera,formata dalla crosta e da una parte del mantello superiore, è divisa in zolle rigide in lentomovimento sulla sottostante astenosfera, uno strato del mantello più caldo e meno rigido dellalitosfera. La litosfera continentale ha uno spessore compreso tra 100 e 150 chilometri; quellaoceanica, invece, non supera i 100 chilometri e, lungo i rift, dove è creata dalla risalita dell'a-stenosfera, ha uno spessore inferiore a 10 chilometri. La crosta continentale è prevalentementegranitica; quella oceanica consiste di basalti e gabbri che si sono solidificati da magma basaltico.

CONTINENTE

entrambi i processi avvengono più o me-no simultaneamente. Tuttavia l'ipotesiche dà enfasi alla risalita del mantellocome causa prima della fratturazionedella litosfera è suffragata dalle ricercheche ora svolgo insieme a Monique Seylerpresso il Lamont-Doherty Geologica!Observatory della Columbia University.

Che cosa accade alle rocce del mantel-lo che risalgono al di sotto di un rift?

Poiché la pressione all'interno della Ter-ra cresce con l'aumentare della profon-dità, il materiale caldo situato al di sottodi una zona di rift sarà soggetto, mentresale, a pressioni sempre minori. È pro-babile che una diminuzione di pressionedi questo tipo, cui non corrisponde unadiminuzione significativa di temperatu-ra, provochi la fusione di una frazionedel materiale. La roccia fusa, il magma,si separa dalla parte solida della rocciamadre e continua a salire. Le possibilitàcui va incontro sono due: o erutta in su-perficie o si raffredda e solidifica lenta-mente in camere magmatiche situate en-tro la crosta o al di sotto di essa dandocosì origine a intrusioni di rocce ignee.

La prova che quest'ultimo processo haavuto luogo al di sotto del rift del MarRosso si può trovare a Zabargad, un'i-sola che consiste di blocchi di rocce delmantello superiore e della crosta inferio-re, che durante il processo di «rifting»della litosfera si sono sollevati e sono af-fiorati. Fra questi vi sono le peridotiti,rocce dense (3,3 grammi per centimetrocubo) che sono il principale costituentedel mantello superiore e che sono in pre-

ha uno spessore compreso fra 30 e 45chilometri, il complesso gabbro-gneissi-co di Zabargad dovrebbe essersi formatoper iniezioni di magmi basaltici alla basedella crosta continentale prima di un si-gnificativo assottigliamento della crosta.

La risalita dell'astenosfera deve ave-re dunque preceduto l'assottigliamentodella crosta. D'altra parte, gli gneiss e igabbri forniscono una prova del proces-so di assottigliamento. La loro strutturae composizione chimica indicano che,dopo la cristallizzazione, queste roccehanno subito metamorfismo e ricristal-lizzazione in condizioni di pressione viavia decrescente; in altre parole, gneiss egabbri si sono gradualmente innalzati aminori profondità mentre la crosta con-tinentale veniva stirata e assottigliata.

In altre zone del Mar Rosso si trovanogabbri che si sono cristallizzati inizial-mente a profondità inferiori a 10 chilo-metri. Sembra cioè che magmi basalticiprovenienti dal mantello abbiano intru-so la base della crosta per tutto il periodoin cui questa veniva stirata e assottiglia-ta. Di conseguenza, uno strato più o me-no continuo di gabbri si estende al disotto della crosta continentale del MarRosso, dalla crosta quasi indeformata espessa delle coste a quella sottile in vici-nanza dell'asse del rift. Un analogo stra-to sottocrostale si forma attualmente incorrispondenza del rift dell'Africa orien-tale; numerosi ricercatori, in particolareR. C. Searle del British Institute ofOceanographic Sciences, hanno fornitole prove sismologiche della presenza diuno strato di gabbri (i gabbri hanno unavelocità sismica caratteristica) al di sottodella crosta delle fosse tettoniche del riftafricano.

È notevole che anche il rift dell'Atlan-tico sembri aver avuto inizio nello stessomodo. Profili sismici della crosta, effet-tuati al largo delle coste orientali dell'A-merica Settentrionale nell'ambito delprogetto Long-Aperture Seismic Expe-riment, indicano l'esistenza di uno stratodi rocce gabbriche soggiacente l'interapiattaforma continentale. Verso il conti-nente lo strato di gabbri probabilmentesi estende in profondità al di sotto dellaspessa crosta continentale, così come av-viene per lo strato analogo al di sotto delMar Rosso. Andando verso il largo, do-ve la crosta continentale diviene pro-gressivamente più sottile fino a esseresostituita dalla crosta oceanica, lo stratodi gabbri si trova a profondità sempreminori. Sembra quindi che anche la se-parazione fra Europa e America Setten-trionale, che ha avuto luogo all'incircafra 170 e 100 milioni di anni fa, sia statapreceduta e accompagnata dalla risalitadi magmi basaltici analogamente a quan-to oggi avviene sotto i rift dell'Africaorientale e del Mar Rosso.

I 'intrusione di magma basaltico sotto-I—' la crosta continentale (underplating)riscalda e indebolisce la crosta. Una par-te del magma penetra nelle faglie e nelle

fessurazioni della crosta, fuoriuscendo avolte in superficie. A mano a mano chelo spessore della crosta diminuisce, leeruzioni diventano più frequenti; inoltrele intrusioni di magma tendono gradual-mente a concentrarsi in una zona ristret-ta lungo l'asse del rift. Infine l'ampiezzadella zona si riduce a pochi chilometrientro i quali gli ultimi resti di crosta con-tinentale vengono spazzati via dalle roc-ce ascendenti del mantello. Il continentesi spezza e la crosta oceanica, formata damagma basaltico che si è raffreddato,colma la spaccatura.

Lo strato superiore della crosta ocea-nica è costituito di basalti solidificatisidal magma eruttato in superficie. Al disotto dei basalti e fino alla base dellanuova crosta vi sono i gabbri raffredda-tisi lentamente nelle camere magmati-che sottostanti il rift. Sotto i gabbri sitrovano le peridotiti del mantello, che hostudiato insieme a G. Ottonello ora al-l'Università di Cagliari. Le peridotiti esi-stenti sotto il rift differiscono da quelledi altre parti del mantello poiché risulta-no impoverite di quella frazione fusa cheha dato origine a basalti e a gabbri. Al-l'inizio le peridotiti impoverite fannoparte della astenosfera perché sono cal-de, ma via via che le due zolle litosferi-che cominciano a divergere dall'asse delrift il materiale astenosferico aderisce aimargini delle zolle e, raffreddandosi, sitrasforma in nuova litosfera oceanica.(Ciò spiega perché la litosfera oceanicaaumenta di spessore all'aumentare del-l'età.)

La crosta oceanica può essere distintada quella continentale sulla base delleproprietà magnetiche. (Il fatto che lacrosta sia sotto il livello del mare nonsignifica che sia oceanica; infatti anchele piattaforme continentali sono som-merse.) Quando il magma, eruttato inun rift oceanico, solidifica in basalto, iminerali magnetici che cristallizzano dalmagma si allineano con il campo magne-tico della Terra; conservano poi que-sta magnetizzazione quando, successiva-mente, la crosta si allontana dal rift eperfino quando il campo magnetico ter-restre inverte la propria polarità, comeavviene a intervalli irregolari dell'ordinedi alcune centinaia di migliaia di anni.Così si forma una serie di anomalie ma-gnetiche disposte in strisce parallele al-l'asse del rift. Queste anomalie, misura-bili con magnetometri trainati in immer-sione da navi da ricerca, sono uno deitratti distintivi della crosta oceanica.

I dati magnetometrici suggerisconoche nel Mar Rosso centrale è attualmen-te in corso la transizione da rift continen-tale a rift oceanico. Nel Mar Rosso set-tentrionale non vi sono nitide strisce dianomalie magnetiche e quindi la crostacontinentale probabilmente non si è an-cora separata. Verso sud, anomalie li-neari, associate a una depressione checorre lungo l'asse del Mar Rosso, indi-cano che si sta formando crosta oceanicada alcuni milioni di anni.

Nei sistemi di rift dell'Africa orientale e dell'Arabia sono esemplificati i differenti stadi dell'e-voluzione di un rift. Le depressioni dell'Africa orientale (in grigio chiaro) formano un sistemadi rift nel quale la litosfera si è assottigliata, consentendo la discesa di blocchi crostali lungofaglie distensive. ma non si è ancora separata. Nel Golfo di Aden, un rift oceanico, la litosferacontinentale si è separata circa 10 milioni di anni fa e, da allora, il magma basaltico risaledall'astenosfera formando crosta oceanica (in rosso). Nel Mar Rosso meridionale la transizionea rift oceanico è avvenuta più recentemente ed è tuttora in corso nel Mar Rosso centrale dovesi sta formando crosta oceanica in punti discontinui. La maggior parte del fondo del Mar Rosso(e parte della costa africana) consiste di crosta continentale assottigliata e stirata (in grigio scuro).

20 21

1600800 1000 1200 1400

La fusione parziale delle rocce del mantello al di sotto di un rift avvienepoiché i materiali in risalita sono soggetti a pressione sempre minorementre la loro temperatura si mantiene pressoché costante fino in pros-simità della superficie. Nel diagramma temperatura-pressione, la rettaobliqua è la linea del «solidus» della peridotite (c): a sinistra della lineala peridotite è totalmente solida; a destra è parzialmente fusa. Il gradodi fusione aumenta al decrescere della pressione. Sotto un rift continen-tale in formazione (1) la peridotite parzialmente fusa risale fino allabase della crosta continentale (a circa 60 chilometri di profondità) epressoché il 5 per cento delle rocce del mantello fonde. Sotto un rift

oceanico (2) dove la crosta è più sottile, la peridotite calda ardui aprofondità minore e fonde anche fino al 30 per cento. Il materiale fusosi separa dalla roccia madre e sale ulteriormente, lasciandosi dietro pe-ridotite impoverita. Parte del materiale fuso si raffredda lentamente incamere magmatiche formando gabbri (b); il resto erutta in superficie esolidifica rapidamente in basalti (a). Per questo la crosta oceanica è for-mata da uno strato di basalto sovrapposto a uno di gabbro. La compo-sizione delle rocce della crosta e della peridotite impoverita del mantellodipende dal grado di fusione. Per esempio, i basalti dei rift continentalisono più ricchi di elementi alcalini che non quelli dei rift oceanici.

TEMPERATURA (GRADI CELSIUS)

100

30

o

PERIDOTITEA PLAGIOCLASIO

IO_

— 20 —w

O

UJ

PERIDOTITEA GRANATO

— 30 —

40

FUSIONE AL 30%(OCEANICA)

10

PERIDOTITEA SPINELLO

1

MANTELLO SOLIDOIN RISALITA

CAMERA ) MAGMATICA

SOLIDO

/t,

FUSIONE AL 5%(CONTINENTALE)

SOLIDO

FUSO

SOLIDUS

t

1 FAGLIA DISTENSIVA

RANUL1TE, A GRANATO

GABBRO DI ALTAPRESSIONE

ASTENOSFERA

2DICCHI BASALTICI

GABBRO DI BASSA PRESSIONE

3CROSTA OCEANICA

4

Secondo l'autore i vari stadi dell'evoluzione di un rift seguono lo schema illustrato nella sequenzadi sezioni. Il primo stadio dell'evoluzione è esemplificato dalle depressioni dell'Africa orientale(I), dove al di sotto della crosta continentale vi sono gabbri, i quali stanno cristallizzando incondizioni di alta pressione mescolandosi con granuliti a granato che costituiscono la base dellacrosta continentale. Nel Mar Rosso settentrionale (2) la crosta è già stata stirata e assottigliataconsiderevolmente. I gabbri, alla base della crosta, sono ora chimicamente distinti poiché cri-stallizzati a minore profondità e quindi in condizioni di pressione minore. Nelle fessurazioni dellacrosta vi sono anche iniezioni di dicchi basaltici. Nel Mar Rosso meridionale (3) la zona diintrusione magmatica si è concentrata in corrispondenza dell'asse del rift; i blocchi continentaliafricano e arabico si sono separati e, nella grande spaccatura, si sta formando nuova crostaoceanica. Nel Golfo di Aden (4) l'espansione del fondo è iniziata 10 milioni di anni fa circa.

Nel Mar Rosso centrale, d'altra parte,vi sono intense anomalie magnetiche li-neari concentrate però solamente in al-cune zone discontinue lungo l'asse. Que-ste anomalie sono associate a segmentidella depressione equidistanti (circa o-gni 50 chilometri). Muovendosi da sudverso nord lungo l'asse le anomalie ma-gnetiche si attenuano mentre i corri-spondenti segmenti di depressione si ac-corciano e si restringono.

Le osservazioni suggeriscono due con-clusioni. In primo luogo, l'apertura delMar Rosso sta procedendo da sud versonord. In secondo luogo, al centro delbacino la transizione da rift continentalea rift oceanico, con la formazione inizia-le di crosta oceanica, non è avvenuta lun-go un asse continuo, bensì in zone pun-tiformi ed equidistanti. Successivamentele zone di formazione crostale si sonopropagate longitudinalmente dalle celleiniziali a segmenti lineari, dando originealle depressioni del fondo oggi visibili.Alla fine i segmenti si fonderanno in unalunga zona assiale che si espanderà allastregua di quella che si trova nel MarRosso meridionale.

Se il modello è corretto, si dovrebberotrovare discontinuità magnetiche e topo-grafiche lungo l'asse d'espansione a in-tervalli regolari; poiché i nuclei inizialidi espansione non sono necessariamentedisposti lungo una linea retta, l'asse po-trebbe essere leggermente dislocato neipunti di giunzione fra segmenti linearidiversi. Searle, Z. Garfunkel e A. Ginz-burg della Hebrew University di Geru-salemme hanno in effetti scoperto lungol'asse del Mar Rosso meridionale tali di-scontinuità distanziate di circa 50 chilo-metri l'una dall'altra. Analoghe osserva-zioni sono state fatte in Atlantico daHans Schouten e Kim D. Klitgord dellaWoods Hole Oceanographic Institution.Più precisamente, essi hanno rilevato in-terruzioni equidistanti nell'andamentodelle anomalie magnetiche in un'areadell'Atlantico occidentale formatasi fra155 e 108 milioni di anni fa nelle primefasi dell'espansione del fondo oceanico.Sembra quindi che l'inizio dell'espansio-ne della crosta oceanica dell'Atlantico,così come la separazione iniziale tra Eu-ropa e America Settentrionale, siano ri-conducibili a processi analoghi a quelliin atto ora nel Mar Rosso.

Pl'espansione del fondo marino

k ha inizio in zone puntiformi? La ri-sposta deve essere in qualche modo le-gata ai meccanismi di sollevamento e difusione parziale dell'astenosfera al disotto del rift. Poiché l'astenosfera in ri-salita è parzialmente fusa e poiché puòcontenere sostanze volatili, come acquae anidride carbonica, la sua viscosità e lasua densità sono inferiori a quelle dellalitosfera sovrastante. La situazione dalpunto di vista gravitazionale è instabile:i materiali a bassa densità tendono infattia galleggiare sui materiali più densi e nonviceversa. Questo tipo di instabilità può

essere studiato sperimentalmente in la-boratorio utilizzando due liquidi condensità e viscosità differenti. Bruce D.Marsh della Johns Hopkins University eJohn A. Whitehead, Jr., della WoodsHole Oceanographic Institution hannoeseguito queste simulazioni con risultatisorprendenti. Quando il liquido menodenso e meno viscoso è iniettato sottol'altro fluido, nella superficie orizzontaledi separazione tra le due sostanze si svi-luppa una ondulazione. Poco dopo, dalliquido inferiore si innalzano sottili pen-

nacchi (piume) che penetrano nel liqui-do superiore in punti regolarmente spa-ziati. La distanza fra i pennacchi dipendesia dallo spessore dello strato liquido in-feriore sia dal rapporto fra la viscositàdel liquido superiore e quella del liquidoinferiore.

Estrapolare i modelli di laboratorio al-le zone di rift è ovviamente rischioso. Irisultati sperimentali suggeriscono co-munque che la ragione per cui l'espan-sione di un fondo oceanico inizia in puntidiscreti va ricercata nel fatto che l'ascesa

dell'astenosfera, parzialmente fusa, sot-to un rift assume la forma di sottili diapirio pennacchi. Sulla base degli esperimen-ti condotti è anche possibile prevedereche la distanza fra i diapiri dovrebbe di-pendere dallo spessore dello strato con-tenente la parte fusa: più spesso è lo stra-to, maggiore la distanza tra i diapiri.Inoltre la distanza dovrebbe essere pro-porzionale al grado di fusione entro lostrato, poiché a maggiore contenuto dimateriale fuso corrisponde una minoreviscosità dello strato.

22

23

i

•4

I diapiri si formano quando un liquido a bassa densità e bassa viscosità (linea scura) vieneiniettato in un altro liquido relativamente più denso e più viscoso. Nell'esperimento illustrato.Iohn A. Whitehead, Jr., della Woods Hole Oceanographic Institution ha iniettato un miscugliodi acqua e glicerina in glicerina pura. Entro 45 secondi il miscuglio acqua-glicerina ha cominciatoa risalire in diapiri regolarmente spaziati. Un fenomeno simile potrebbe spiegare il motivo percui l'espansione del fondo oceanico inizia in punti regolarmente distanziati: l'astenosfera, sottoun rift, ascende in diapiri poiché è parzialmente fusa, meno densa e meno viscosa della litosfera.

36°E 37°E 38°E

Le profondità del Mar Rosso centrale (in metri) suggeriscono che la cro-sta oceanica si formi inizialmente in zone puntiformi (in alto). Le quat-tro profonde depressioni sono associate a strisce di anomalie magnetiche

simili a quelle che caratterizzano la crosta oceanica. All'esterno delledepressioni, che potrebbero corrispondere a diapiri ascendenti nell'a-stenosfera, il fondo consiste di crosta continentale stirata e assottigliata.

24°N

23°N

ARABIADEPRESSIONE VEMA

DEPRESSIONE BANNOCK

ISOLA DI ZABARGAD

AFRICAo

DEPRESSIONE NEREUS

DEPRESSIONE THETIS

9)Q53

LITOSFERA

NEREUS

\i/

THETIS

\l/

VEMA BANNOCK

ASTENOSFERA

Ciò significa che la distanza fra i dia-piri dovrebbe aumentare con l'intensitàdell'anomalia termica nel mantello al disotto di un rift. Numerose osservazioniindicano che la distanza fra zone di atti-vità vulcanica tende ad aumentare da cir-ca 50 chilometri lungo un rift continen-tale fino a 150-200 chilometri lungo unrift oceanico e, inoltre, che lungo un riftoceanico è proporzionale alla velocità diespansione della crosta. Per esempio, irilevamenti effettuati da Kathleen Cranedel Lamont-Doherty Geological Obser-vatory e da Schouten e collaboratori mo-strano che le aree di massima attivitàmagmatica sono più distanziate lungo ladorsale del Pacifico orientale, dove duezolle litosferiche si stanno separando auna velocità compresa fra 12 e 18 centi-metri all'anno, che non lungo la Dorsale

medio-atlantica, dove la velocità di e-spansione è solamente tra due e quattrocentimetri all'anno. Le osservazioni sug-geriscono che mentre un rift si evolve dacontinentale in oceanico, oppure da riftoceanico a bassa velocità di espansionein rift oceanico ad alta velocità di espan-sione, le iniezioni di magma aumentanodi intensità e allo stesso tempo si concen-trano in un numero minore di diapiri piùgrandi. (La lava erutta però lungo tuttol'asse di un rift oceanico, poiché ilmagma derivato dai diapiri ascendentimigra lungo l'asse del rift sotto la super-ficie.) Sulla base degli esperimenti di la-boratorio si può dunque concludere chedurante l'evoluzione di un rift sia lo spes-sore dello strato contenente materialefuso sia il grado di fusione dell'asteno-sfera aumentano progressivamente. La

causa dell'aumento va probabilmentecercata nell'intensificazione dell'anoma-lia termica del mantello sottostante.

QQuesta ipotesi è suffragata dalla com-posizione chimica dei basalti della

crosta e delle peridotiti del mantellocampionate nelle zone di rift. I basaltidei vulcani dell'Africa orientale e di altririft continentali sono relativamente ric-chi di elementi alcalini quali sodio e po-tassio; questi elementi sono fra i primi asepararsi dalle rocce del mantello giànelle prime fasi del sollevamento, per-ché sono facilmente frazionabili anche abassi gradi di fusione. A mano a manoche la risalita si intensifica e il rift si evol-ve verso la fase oceanica, la fusione dellaperidotite madre avviene a pressioni in-feriori (dovute alla minore profondità) e

il grado di fusione aumenta fino al 30 percento circa. La concentrazione degli ele-menti alcalini nel magma prodotto daquesta fusione si riduce per l'apporto dialtri elementi più difficilmente separabi-li. Di conseguenza i basalti dei rift ocea-nici sono relativamente poveri di ele-menti alcalini.

Lo studio della chimica delle peridotitidel mantello è più difficile rispetto aquella dei basalti. Uno dei motivi è lararità di affioramenti sottomarini di pe-ridotite; per giunta, la composizione del-le rocce esposte è spesso modificata daprocessi di alterazione che hanno luogoin prossimità della superficie. Poiché pe-rò la peridotite è la roccia madre dei ba-salti, la sua evoluzione durante l'evolu-zione dei rift dovrebbe essere comple-mentare a quella dei basalti. Se, al disotto di un rift oceanico, il grado di fu-sione è maggiore, il mantello è più im-poverito nella sua frazione basaltica diquanto lo sia al di sotto di un rift conti-nentale. Questa differenza si dovrebberiflettere nella mineralogia e nella chimi-ca delle peridotiti. Da esperimenti di la-boratorio è emerso, per esempio, che leperidotiti, all'aumentare del grado di fu-sione parziale, si impoveriscono di clino-pirosseno; questo minerale, contenentela maggior parte degli elementi alcalinidella peridotite, si decompone prima diquanto facciano gli altri minerali princi-pali della roccia.

Volendo stimare il grado di fusioneparziale cui va incontro una peridotite ènecessario non solo identificarne la com-posizione mineralogica, ma anche deter-minare la composizione chimica dei suoiminerali. Per esempio, nell'olivina e nelpirosseno (i minerali più importanti del-la peridotite) il rapporto fra magnesio eferro aumenta all'aumentare del gradodi fusione. Lo studio della composizionechimica dello spinello, un raro ossido dialluminio, cromo, ferro e magnesio, sirivela anch'esso utile. Siccome, nel pro-cesso di fusione, l'alluminio, contraria-mente al cromo, si separa con facilità,nello spinello il rapporto fra cromo e al-luminio aumenta. Le analisi chimiche dispinelli delle peridotiti di Zabargad mo-strano che il rapporto fra questi due ele-menti è estremamente basso, indice cioèdi fusione e di impoverimento relativa-mente scarsi, come ci si aspetterebbe inun rift preoceanico. Di contro le perido-titi del mantello prelevate dalla Dorsalemedio-atlantica hanno un rapporto rela-tivamente alto, in ragione del maggiorlivello di fusione da loro subito.

Secondo uno studio condotto da Hen-ry J. B. Dick e collaboratori della WoodsHole Oceanographic Institution e da Pe-ter J. Michael e da me, anche le perido-titi dell'Atlantico settentrionale presen-tano variazioni regionali del grado di fu-sione subita. Le peridotiti provenienti dauna vasta regione attorno alle Azzorresono totalmente prive della frazione ba-saltica. La crosta oceanica di quella re-gione è insolitamente spessa; sulla base

dei dati raccolti da Jean-Guy E. Schillingdell'Università di Rhode Island e da E.Klein e Charles Langmuir del Lamont--Doherty Geological Observatory, con-siste di basalti la cui composizione sug-gerisce che si siano separati dal mantelloa causa di un grado di fusione parzialemolto elevato. Altrove, nell'Atlantico,le peridotiti sono meno impoverite e lacrosta oceanica è più sottile. La regionedelle Azzorre si trova dunque al di sopradi una intensa zona calda del mantello.

I e considerazioni esposte portano a1--d una semplice conclusione: il «moto-re» che determina la nascita e l'evoluzio-ne di un rift, e conseguentemente la

frantumazione e deriva dei continenti ela formazione dei bacini oceanici, è nelleanomalie termiche del mantello superio-re. Queste tuttavia non sono permanen-ti. Nella scala dei tempi geologici, le zo-ne di attività magmatica lungo un rift sispostano continuamente, cosicché è for-se giusto pensare a tali anomalie in ter-mini di onde o pulsazioni termiche. Af-fermare che le pulsazioni termiche delmantello sono la causa della formazionedi un rift significa tuttavia rispondere so-lo a metà della domanda. Qual è la causadelle pulsazioni termiche? È una que-stione che ha stimolato l'immaginazionedi molti geofisici, ma una risposta soddi-sfacente non è stata ancora trovata.

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