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Lezioni di Fisica Terrestre, Università di Chieti. A. De Santis

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TETTONICA DELLE PLACCHE1 Modello che descrive il comportamento dello strato più esterno della Terra, la litosfera.

La litosfera si divide in un numero di placche rigide che si muovono sulla superficie terrestre. I processi tettonici avvengono ai margini delle placche come risultato delle interazioni tra placche stesse. La tettonica delle placche fornisce un quadro organico e coerente per l'interpretazione di un grande numero di osservazioni geofisiche e geologiche.

Cosa vedremo in questa parte del corso:

1. Ricorderemo le definizione di litosfera e astenosfera e introdurremo il modello della Tettonica delle placche

2. Vedremo i differenti tipi di margini tettonici che troviamo lungo le placche; 3. Descriveremo come le anomalie magnetiche del fondale oceanico provino il concetto di

Tettonica delle placche e quindi descriveremo il moto relativo tra due placche; 4. focalizzeremo l'attenzione su un tipo speciale di margini: le giunzioni triple; 5. definiremo un sistema assoluto di riferimento, quello degli hot spot; 6. indicheremo le limitazioni della teoria; 7. ci chiederemo cosa guida il moto delle placche; 8. descriveremo infine le forze in gioco che agiscono sulle placche.

1 Tradotto, adattato e completato da A. De Santis a partire dal corso di Tectonophysics di J. Braun dell'Università di Canberra, Australia. Un inciso: si preferisce tradurre Plate Tectonics in Tettonica delle placche piuttosto di Tettonica a Placche in accordo con la spiegazione data da Bosellini in Tettonica delle Placche e Geologia. Si confronti anche con il termine francese: Tectonique des plaques.


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LITOSFERA E ASTENOSFERA

Definizioni Generali: La litosfera è lo strato più freddo, rigido e più esterno della Terra.

L'astenosfera è lo strato sottostante; è più caldo ed è capace di fluire in tempi geologici. Si suppone che si trovi allo stato solido ma può includere parti parzialmente fuse.

Strati della Terra e maggiori discontinuità (a sinistra dal Bott, 1971).

Quanto è spessa la litosfera?

La parte superiore del mantello è ancora abbastanza fredda per essere rigida.

La litosfera comprende la crosta e lo strato più superficiale del mantello, con la discontinuità di Moho tra l'una e l'altro.

La transizione tra litosfera e astenosfera non è una transizione composizionale: la distinzione tra i due strati è essenzialmente termica e/o meccanica.

La litosfera è caratterizzata da un alto gradiente geotermico ( 10°C/km in media). L'aumento di temperatura ha tre conseguenze:

1. a temperature sufficientemente alte (T= 700° C per l'olivina), le rocce cominciano a scorrere come un fluido, persino se esse rimangono solide (fenomeno del creeping);


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2. a temperature superiori a 580oC (temperatura di Curie della magnetite) gran parte del materiale magnetizzato perde le sue proprietà magnetiche, per cui solo la parte soprastante contribuisce al campo magnetico crostale osservato in superficie;

3. la temperatura raggiunge eventualmente la curva di fusione nel mantello quindi può avvenire qualche fusione parziale (l'esatta temperatura dipende dalla composizione originale del mantello prima della fusione parziale e dal contenuto in acqua).

Confronto tra varie geoterme continentali e la curva di fusione.

Evidenza per un'astenosfera più debole proviene anche dalla presenza della zona a bassa velocità (low-velocity zone o LVZ) per la propagazione delle onde sismiche, attribuita a fusione parziale.

Profili ad alta risoluzione della velocità delle onde trasversali S per varie province tettoniche. TNA è il Nord America, SNA è lo scudo Nord Americano, ATL è il Nord Atlantico (da Grant and Helmberger, 1984).


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La LVZ è chiaramente definita sotto le aree oceaniche, mentre risulta più sottile sotto gli scudi continentali. Sotto le aree tettonicamente attive la LVZ può essere osservata direttamente sotto la Moho, ad indicazione di grandi variazioni laterali nel mantello.

Definizioni di Litosfera

Definizione meccanica: la base della litosfera corrisponde alla profondità alla quale le rocce non sono più rigide su scala geologica.

Definizione magnetica: la base della litosfera corrisponde alla profondità alla quale le rocce non presentano più proprietà magnetiche (a causa della temperatura superiore a quella di Curie per gran parte dei materiali magnetici).

Definizione termica: la base della litosfera corrisponde alla profondità alla quale inizia la fusione parziale delle rocce terrestri.

Definizione elettromagnetica: la base della litosfera corrisponde alla profondità alla quale troviamo un significativo aumento della conducibilità elettrica.

Si noti che:

• siccome le rocce possono scorrere prima che inizino a fondere, la litosfera meccanica è più sottile di quella termica;

• siccome le temperature di Curie si raggiungono prima della fusione delle rocce, anche la litosfera magnetica è più sottile di quella termica;

• il cambiamento nel comportamento meccanico al confine litosfera-astenosfera non è improvviso; comunque, possiamo affermare che le rocce del mantello (=olivine) si indeboliscono rapidamente sopra i 700-800°C.

Esiste un'altra possibile definizione per la litosfera: è lo strato di confine termico (Thermal Boundary Layer) della convezione del mantello, cioè lo strato superficiale dove il calore è trasportato dalla conduzione piuttosto che dall'avvezione.

Abbiamo una buona comprensione sulla formazione ed evoluzione della litosfera oceanica grazie alla Teoria della Tettonica delle placche, che ci permette di prevedere il suo spessore in funzione dell'età (= formazione delle dorsali nedio-oceaniche) con una buona precisione.

Lo stesso non è vero per la litosfera continentale che ha una storia molto più complessa.

Storicamente, l'osservazione che le rocce possano esibire un comportamento fluido al di sotto della temperatura di fusione è stato un passo molto importante in supporto all'assunzione di deriva dei continenti.


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MARGINI DELLE PLACCHE E PROCESSI RELATIVI

I moti della placca litosferica in tre dimensioni mostrano la generazione di nuova litosfera lungo le dorsali medio-oceaniche; sono mostrati anche il movimento relativo di blocchi adiacenti lontano dalle dorsali e la subduzione degli slab freddi sprofondanti a grandi profondità sotto le fosse. Una faglia trasforme arco-arco appare a sinistra tra opposte zone di convergenza (archi insulari) (da Isacks, Oliver and Sykes, 1968).

La tettonica delle placche distingue tre tipi di margini:

• le dorsali medio-oceaniche dove le placche si allontanano le une dalle altre (margini divergenti) e viene creata nuova litosfera attraverso un processo conosciuto come espansione dei fondali (sea-floor spreading; ad esempio: la dorsale medio-Atlantica);

• zone di subduzione dove le placche si muovono l'una contro l'altra (margini convergenti) e viene continuamente riciclata litosfera nel mantello (per esempio la subduzione delle placche di Nazca e Sud Americana nel Perù) e

• le faglie trasformi dove le placche scorrono trasversalmente l'una rispetto all'altra (margini strike-slip; ad esempio la faglia di Sant'Andrea)

Dorsali medio-oceaniche (Mid-ocean ridges o MOR)

L'elevazione delle dorsali oceaniche decresce con la distanza dalla cresta della dorsale.

Caratteristiche morfologiche principali lungo un profilo attraversante il nord atlantico, tra il Nord America e l'Africa (da Holcombe, 1977). Il fathom corrisponde a 1.8 metri.


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Spiegazione: come la litosfera si allontana dall'asse della dorsale, essa si raffredda e la sua densità aumenta; perciò la litosfera sprofonda maggiormente nell'astenosfera quasi fluida. Quest'aggiustamento verticale della litosfera è proprio del fenomeno della isostasia.

Questo semplice comportamento può essere derivato dalla dipendenza della densità delle rocce con la temperatura:

ρ = ρ0 (1 - αT)

dove ρ è la densità, α è il coefficiente di espansione termica e T è la temperatura.

Selezione di profili trasversali di diverse dorsali medio oceaniche. I profili batimetrici degli oceani Atlantico e Indiano esibiscono una ben definita valle di rift posta all'interno di un rilievo molto irregolare D’altro canto, il profilo del Rise dell' Est Pacifico manca invece di una valle di rift. La linea base è 6500m per tutti i profili (da Heezen and Ewing, 1963).

Le dorsali medio-oceaniche sono sede di una grande frazione del vulcanismo terrestre. Questo vulcanismo è causato dalla fusione a rilascio di pressione dell'astenosfera. Componenti basaltiche a basso punto di fusione, sono generate per formare la crosta oceanica. Il residuo (che formerà la sottostante litosfera del mantello) è la peridotite.


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Processo di fusione a rilascio di pressione. La fusione si verifica perché la roccia del mantello risalente quasi isotermicamente incontra pressioni abbastanza basse cosicché le temperature di fusione associate sono inferiori alle temperature delle rocce stesse. (da Turcotte and Shubert, 1982).

Lo spessore di crosta oceanica è costante (di 6-7 km) sotto la maggior parte degli oceani; la sola eccezione ben documentata è l'Islanda dove lo spessore di crosta oceanica raggiunge i 25 km. Le dorsali medio-oceaniche sono sismicamente attive, ma molto meno di quanto lo siano le zone di subduzione o le faglie trasformi.

Zone di Subduzione

Poiché la litosfera oceanica vecchia è più densa (in media) di quella astenosferica sottostante, la gravità gioca un importante ruolo lungo le zone di subduzione:

• la litosfera oceanica diviene gravitazionalmente instabile; e • quindi sprofonda sotto il mantello per formare le fosse oceaniche.

L'inizio della subduzione non è ancora ben compreso. Sembra che la subduzione inizi spesso (ma non sempre) lungo un margine continentale (per esempio, le Ande); questo avviene forse perché lungo un margine continentale:

• la litosfera oceanica è più vecchia; • il contatto oceano-continente è più debole (?); e/o • il carico di sedimenti comporta concentrazione di sforzo.

Le zone di subduzione sono le aree più sismicamente attive. I terremoti accadono fino a profondità di 700 km (=transizione mantello superiore-inferiore) e la distribuzione stessa degli ipocentri sismici è usata per definire la forma degli slab in subduzione. La zona di sismicità che sprofonda è chiamata zona di Wadati-Benioff. Nota che:

• la geometria delle zone di Wadati-Benioff è molto variabile e dipende dall'età della litosfera subducente, il contesto geologico alla superficie della zona di subduzione e la velocità di placca; e


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• sono osservati sia terremoti compressionali (top slab) che estensionali (piano inferiore).

Zona di Wadati-Benioff sotto il Nord Honshu, Giappone, mostrante due piani paralleli di fuochi di terremoti. VF indicata il fronte vulcanico, al centro dell'area emersa (da Hasegawa, 1989).

Lungo il piano superiore la compressione è dominante, che corrisponde al top dello slab in subduzione che trova contrasto con il mantello soprastante; lungo il piano inferiore, è dominante l'estensione che corrisponde alla parte intermedia dello slab che affonda in estensione a causa del sua pesantezza.

Di solito i meccanismi compressivi dominano nel caso dei terremoti più profondi (profondità > 300-350 km). Ciò è in parte dovuto alla aumentata resistenza alla penetrazione dello slab in risposta alla maggiore viscosità del mantello; e in parte alla presenza del cambiamento di fase olivina-spinello.


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Sezione trasversale della zona di Wadati-Benioff sotto il Perù centrale, dove risulta evidente la subduzione orizzontale di 300km (da Shneider and Sacks, 1992).

Il fatto che la placca Nazca, che si sta incuneando sotto il Perù centrale, sia relativamente giovane e, perciò, meno pesante della litosfera matura, può spiegare parzialmente un particolare tipo di subduzione orizzontale (vedi figura soprastante).

Distribuzione degli sforzi down-dip nelle zone sismiche inclinate. I cerchi aperti mostrano meccanismi con asse compressionale parallelo al dip della zona. I cerchi pieni mostrano meccanismi con l'asse tensionale parallelo al dip della zona. Le croci indicano meccanismi con altre orientazioni. Le linee continue mostrano la configurazione approssimata della zona sismica (da Isacks and Molnar, 1971).


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Le zone di subduzione sono anche caratterizzate da intenso vulcanismo, la cui origine non è ben compresa. La sorgente di calore necessaria per fondere le rocce subducenti e il materiale astenosferico adiacente può essere messa in relazione al riscaldamento frizionale lungo le facce dello slab in subduzione; è chiaro che la presenza o meno di acqua può giocare un ruolo importante nella generazione di materiale fuso.

Subduzione di litosfera oceanica in una fossa oceanica (da Turcotte and Shubert, 1982).

Il magmatismo associato alla subduzione ha le seguenti caratteristiche:

• i vulcani giacciono a circa 125 - 175 km dalla fossa oceanica; • essi producono lave andesitiche (più siliciche che basaltiche); e • queste lave contengono parte del materiale in subduzione (per lo più sedimenti e crosta

riciclata).

L'espansione di retro-arco può creare bacini marginali come il Mare del Giappone.

Meccanismi proposti per l'espansione di retro-arco e avanti-arco (da Turcotte and Shubert, 1982).

Il destino ultimo dello slab in subduzione non è certo:

• l'assenza di terremoti al di sotto dei 700 km non significa che lo slab sia stato completamente integrato nel mantello;


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• ci sono evidenze che sotto alcune zone di subduzione più mature, gli slab sono penetrati nel mantello inferiore attraverso la discontinuità dei 670 km;

• ci sono anche evidenze di grandi "blob" inaspettatamente freddi nel mantello inferiore che potrebbero essere i residui diffusi di antichi slab subdotti.

Sezione sferica (a 1100 km di profondità) attraverso un modello tomografico sotto la parte settentrionale dell'Oceano Indiano mostrante la presenza di uno strato freddo che potrebbe corrispondere all'Oceano Thetys subdotto (modello di vanderHilst).

Faglie Trasformi

Le faglie trasformi giacciono parallele alla direzione di espansione. La velocità relativa, u attraverso la faglia è il doppio di quella di espansione uspreading:

u = 2uspreading

Le zone trasformi sono più sismicamente attive rispetto alle MOR. Esse sono caratterizzate da un salto topografico in relazione alla differenza di età tra i due pezzi di litosfera oceanica presente ai lati della faglia trasforme.


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(a) Segmenti di una dorsale oceanica spostata da una faglia trasforme. (b) Sezione trasversale lungo una faglia trasforme (da Turcotte and Shubert, 1982).

Nota che le faglie trasformi non congiungono necessariamente due segmenti di dorsale. A questo proposito l'esempio meglio documentato è la faglia trasforme di margine di placca di Sant'Andrea nella California sud occidentale.


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MOTO RELATIVO TRA DUE PLACCHE

Per comprendere il moto delle placche sulla superficie terrestre, da considerare con buona approssimazione sferica, ricordiamo il Teorema di Eulero del punto fisso che afferma:

Ogni linea sulla superficie di una sfera può essere traslata in ogni altra posizione e orientazione sulla sfera da una singola rotazione intorno ad un asse appropriato passante attraverso il centro della sfera

Questo vuol dire nel nostro caso che una placca superficiale rigida può quindi essere spostata (traslata) ad una nuova posizione mediante una rotazione intorno ad una asse unicamente definito.

Il moto a corpo rigido di una placca sulla superficie terrestre.

Il moto relativo tra due placche adiacenti è completamente specificato dalla posizione (latitudine e longitudine) di un polo di rotazione (detto polo di Eulero) e di una velocità angolare w.

Come possiamo determinare la posizione di un polo di rotazione di una placca rispetto ad un'altra e calcolare la velocità angolare?


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Due placche A e B ipotetiche (da Morgan, 1968).

Definizione del polo di rotazione (polo di Eulero) (da Fowler, 1990).

Per rispondere a questa domanda dobbiamo fare alcune ipotesi:

• consideriamo una placca fissa;

• usiamo le faglie trasformi per stimare la posizione del polo: esse giacciono su piccoli cerchi; le dorsali normalmente di dispongono lungo i meridiani disegnati dal polo, ma non sempre; nota che un asse incrocia la superficie della Terra in due punti; per convenzione il polo è definito tale che un osservatore posto al polo vede la placca muoversi in senso antiorario;


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• La velocità angolare può essere dedotta dalla velocità di espansione usando la trigonometria sferica.

velocità angolare: ω = dθ/dt

velocità tangenziale (=rateo di espansione): u = dx/dt con dx = r dθ,

perciò,

u = r ω

ma,

r = R sin Δ,

dove R è il raggio terrestre e Δ è la colatitudine del punto A misurato dal polo di rotazione; quindi,

u = R ω sin Δ.

Definizione di alcuni elementi geometrici utili per studiare il moto delle placche. A sinistra compare la situazione tridimensionale, a destra in alto appare una vista dall’alto mentre in basso quella laterale.

Nota che, in pratica, Δ può essere dedotto dalle coordinate del polo di rotazione (latitudine φP, longitudine ψP), e dalle coordinate del punto A, (φA, ψA), sulla superficie terrestre, utilizzando la seguente fromula di trigonometria sferica:

cos Δ = cos θA cos θP + sin θA sin θP cos (ψP - ψA)

cos Δ = sin φA sin φP + cos φA cos φP cos (ψP - ψA)


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Relazione tra latitudine e longitudine geografiche, e la colatitudine definita rispetto al polo di rotazione.

Relative Plate Motion Calculator (modello nuvel1): http://manbow.ori.u-tokyo.ac.jp/tamaki-html/nuvel1a.html

Studi GPS hanno permesso di misurare direttamente il moto delle placche sulla superficie terrestre. Sorprendentemente i vettori di velocità relativa ottenuti dall'analisi GPs corrispondono a quelli ottenuti dalle registrazioni geologiche (paleomagnetiche), indicando che il moto delle

placche è un processo lento, con una scala temporale che va da qualche anno ai milioni di anni.

Confronto tra i risultati GPS (frecce rosse con errore) e il modello di NUVEL-1A .


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GIUNZIONI TRIPLE Una giunzione tripla è un punto che giace a intersezione di tre margini di placche.

Esempio di una giunzione tripla lungo il Rialzo del Pacifico Orientale.

Poiché ci sono tipi differenti di margini tettonici, ci sono anche differenti tipi di giunzioni triple. Per discutere cosa accade ad una giunzione tripla, consideriamo una Terra piatta; tale approssimazione è giustificata se ci limitiamo a considerare solo l'area adiacente alla giunzione tripla.

I tre tipi base di margini di placche.

Nella giunzione tripla deve valere la seguente condizione relativa alle velocità delle placche: AvB + BvC + CvA = 0


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dove IvJ è la velocità relativa della placca J rispetto alla placca I nel senso vettoriale.

La condizione sulle velocità valida per una giunzione tripla.

Una giunzione tripla è detta stabile se i moti relativi delle tre placche e l'azimut dei loro margini sono tali che la configurazioni della giunzione non cambia nel tempo. Nota che la stabilità implica che la geometria delle placche e le velocità relative non cambino nel tempo. Questo non implica che la posizione della giunzione tripla stabile non evolva nel tempo. Esempio: il movimento della dorsale, R, rispetto alla placca C è:

CvR = BvR + CvB, e la dorsale si muove a destra rispetto alla placca C, quindi la giunzione tripla migra nello spazio.

Esempio di evoluzione di una giunzione tripla stabile.

Le giunzioni triple sono importanti per diversi motivi: • comprendere il passato e predire l'evoluzione futura della configurazione tettonica; e • capire l'evoluzione nel tempo del contesto geodinamico di una data area sulla superficie

terrestre (un osservatore ai bordi della placca C del nostro esempio vedrà prima una zona di subduzione e dopo una faglia trasforme).

Alcune giunzioni triple non possono esistere (esempio FFF), alcune sono instabili, altre sono stabili sotto particolari condizioni geometriche. Nota che R sta per dorsale medio-oceanica (dall'inglese Ridge; margine di placca divergente), F per faglia trasforme (margine tettonico di


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strike-slip) e T per zona di subduzione (o margine tettonico convergente).

Esempio di una giunzione tripla RRR (sempre stabile).

Esempio di una giunzione tripla TTT stabile.

Esempio di una giunzione tripla TTT instabile.

Esempio di una giunzione tripla RRF (sempre instabile).


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Mappa tettonica attuale della parte occidentale della placca Nord Americana. Le regioni grigie indicano l'estensione del presunto magmatismo di arco (da Dickinson, 1979).


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PUNTI CALDI Ora ci si potrebbe chiedere: Possiamo determinare il moto assoluto delle placche rispetto ad un punto fisso? E poi, ci sono tali punti fissi a cui riferirsi?

Il mantello non può essere preso come riferimento poiché c'è un moto in media diverso da zero della litosfera attraverso il mantello.

I migliori marker (riferimenti fissi) che abbiano sono i punti caldi (hot spot) vulcanici come le Hawaii.

.

Figura concettuale di un hot spot fisso

• Le osservazioni possono essere meglio spiegate assumendo che le placche si muovano su pennacchi (plumes) stazionari di materiale caldo in risalita dal mantello profondo;

• Possiamo calcolare il moto della placca del Pacifico rispetto allo hot spot delle Hawaii, e da questo il moto assoluto delle altre placche;

• Esistono molti altri simili punti caldi nel mondo, sebbene nessuno è così evidente come le Hawaii (per esempio: l'Islanda, l'Isola di Reunion, eccetera);

• I punti caldi non possono essere considerati perfettamente stazionari ma il loro moto rispetto al mantello profondo è 5-10 volte più lento del moto tra le placche in superficie.


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Batimetria intorno allo hot spot delle Hawaii.

65 Milioni di anni fa (Ma), moto della placca del Pacifico era diretto verso le fosse lungo il suo margine

settentrionale.


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Il moto di 25 Ma diventa più occidentale come risultato della somma vettoriale di slab pull in diverse

direzioni.


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LIMITI del MODELLO della TETTONICA DELLE PLACCHE

Ci sono severe limitazioni alla teoria della Tettonica delle Placche; la maggior parte della ricerca recente in geodinamica cerca di risolvere queste limitazioni:

1. La teoria considera le placche rigide; questo va bene in prima approssimazione (cioè a scale di 1000 km); la litosfera oceanica è effettivamente difficile da deformare, ma quella continentale si deforma:

• durante la collisione tra placche continentali e la generazione di catene montuose avviene una deformazione intensa; e

• si formano nuovi oceani a seguito dell'affossamento e dello stiramento della litosfera continentale.

2. La teoria descrive come si muovono le placche ma non spiega perché si muovono, cioè non tocca il problema della natura del meccanismo che guida il moto delle placche.

Ciclo di Wilson


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FORZE AGENTI SULLE PLACCHE Qualunque sia il corretto accoppiamento tra mantello in convezione e moto delle placche, le placche sono soggette a forze generate ai loro margini o lungo la loro base.

Forze principali agenti su una placca litosferica (quelle guidanti sono sottolineate).

Queste forze possono essere attive o resistive alla dinamica. In particolare abbiamo:

1. La forza di ridge-push: FRP = m wg hdx g wdxρ ρ−∫ ∫ con g=accelerazione di gravità, ρm e

ρw densità del mantello e dell’acqua marina, rispettivamente, h altezza del ridge rispetto alla base del fondale, w altezza della colonna d’acqua; x è l’asse trasversale al ridge.

• Questa forza agisce sulle dorsali medio-oceaniche;

• L'elevazione delle creste delle dorsali indica che hanno un eccesso di energia potenziale gravitazionale;

• Le forze di gravità tendono a spingere le placche lontano dalla cresta della dorsale (il cosiddetto scivolamento gravitazionale);

• Intensità stimata (per unità di lunghezza di ridge): FRP = 1012 N/m

Questa forza è attiva, cioè agevola il moto delle placche e probabilmente è una delle più importanti nella dinamica delle placche.

2. La forza di slab pull: FSP = ( )l mg z d ρ ρ⋅ ⋅ − con g=accelerazione di gravità, ρl e ρm densità della litosfera oceanica e del mantello, rispettivamente, z è la profondità della placca in subduzione e d è lo spessore di placca.

• Dovuta alla sua pesantezza, la placca in subsidenza tira lo slab verso il basso;

• Intensità stimata (per unità di lunghezza parallela alla fossa): FSP = 1013 N/m


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Anche la forza slab pull è una forza attiva.

3. La forza di attrito del mantello: FDF v Sη∝ ⋅ ⋅ con η=viscosità del mantello, ν=velocità di placca, S=superficie di placca a contatto con il mantello sottostante.

• Agisce alla base delle placche a causa dell’accoppiamento viscoso tra placche e astenosfera;

• È proporzionale alla viscosità del mantello η, alla velocità di placca v e all’area della placca stessa S;

è probabilmente una forza resistiva (questo perché la velocità di placca è > di quella del mantello) nel senso che si oppone al moto della placca.

1. Altre forze resistive includono:

• La resistenza di faglia trasforme (FTF);

• La resistenza di collisione (difficile da stimare), (FCR); e

• Resistenza di slab sullo slab discendente slab (FSR).

Se le placche sono rigide, le forze possono essere trasmesse attraverso le placche e generare sforzi intra-placca.

Possibili meccanismi per muovere le placche litosferiche (da Wyllie, 1971).

angelo

Barra


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CONVEZIONE NEL MANTELLO Il meccanismo di base responsabile della Tettonica delle Placche deve fornire l'energia sufficiente per causare vulcanismo, sismicità, sollevamento superficiale, eccetera. La sola sorgente di energia di sufficiente intensità è il calore proveniente dall'interno della Terra, più specificatamente:

• Il calore prodotto dal decadimento radioattivo degli elementi; e • Il calore dovuto al raffreddamento secolare della Terra.

Il calore può essere convertito quindi in moto da convezione interna alla Terra.

Struttura con strato termico delle celle di convezione termica bidimensionale in un fluido riscaldato dal basso (da Turcotte e Shubert, 1982).

Quali sono le condizioni richieste perché la convezione avvenga?

Qualitativamente, la convezione non avviene se la forza di galleggiamento (di Archimede) risultante da differenze di densità (a loro volta causate da differenze di temperatura) attraverso il mantello non è grande abbastanza per superare la resistenza viscosa del mantello.

Quantitativamente, questo può essere misurato da un numero adimensionale, il numero di Rayleigh, Ra, che misura il rapporto tra le forze di galleggiamento e quelle viscose. In particolare, Ra deve eccedere un valore critico Racr perché ci sia convezione.

Se il mantello è riscaldato dal suo interno (per esempio per il decadimento di alcuni elementi che lo compongono), il numero di Rayleigh può essere espresso come:

α ρ02 g H b5

Ra = k μ κ

dove g è l'accelerazione di gravità, ρ0 è la densità (media) di riferimento, α il coefficiente di espansione termica, b lo spessore dello strato, H il rateo di produzione di calore interno, k la conducibilità termica, κ la diffusività termica (proporzionale a k), e μ la viscosità.


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La convezione è favorita da: • piccoli μ e k; e • grandi g e b (per esempio pianeti più grandi).

Il numero critico di Rayleigh per la convezione guidata da sorgenti di calore interno è, normalmente, Racr < 3000. Il valore stimato di Ra per la Terra è dell'ordine di 106. La condizione per la convezione nella Terra è quindi largamente soddisfatta. Ci sono ancora importanti aspetti della convezione del mantello che sono materia di discussione corrente:

• Qual è il modello corretto di convezione del mantello? La convezione coinvolge tutto il mantello o la parte superiore e inferiore di esso, separatamente? La ricerca più recente favorisce la convezione ad un'unica cella convettiva comprendente l'intero mantello.

• Qual è il grado di mescolamento tra i vari possibili "serbatoi" geochimici? • La convezione è guidata dal calore proveniente dal raffreddamento del nucleo esterno o

dal calore generato dal decadimento radioattivo degli elementi? Infine, • Come sono guidate le placche dalla convezione?

1. La subduzione è probabilmente associata alle parti discendenti delle celle convettive ma le dorsali medio-oceaniche non corrispondono con i plume ascendenti;

2. i movimenti delle placche sono riaggiustati da sforzi di taglio nell'astenosfera; e 3. i moti delle placche sono guidati dalla pesantezza degli slab in subduzione?

Una rappresentazione dei processi convettivi nel mantello (da Davies, 1990).

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