23 Dicembre 2021
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Qual è il processo di diffusione del fondo marino e di subduzione?

Mentre la risalita del magma continua, le placche continuano a divergere, un processo noto come diffusione dei fondali marini. I campioni raccolti dal fondo dell’oceano mostrano che l’età della crosta oceanica aumenta con la distanza dal centro di diffusione – una prova importante a favore di questo processo. Questi dati sull’età permettono anche di determinare il tasso di diffusione del fondo marino, e mostrano che i tassi variano da circa 0,1 cm (0,04 pollici) all’anno a 17 cm (6,7 pollici) all’anno. I tassi di diffusione del fondale marino sono molto più rapidi nell’Oceano Pacifico che nell’Oceano Atlantico e nell’Oceano Indiano. A tassi di diffusione di circa 15 cm (6 pollici) all’anno, l’intera crosta sotto l’Oceano Pacifico (larga circa 15.000 km [9.300 miglia]) potrebbe essere prodotta in 100 milioni di anni.

età della Terra

La divergenza e la creazione della crosta oceanica sono accompagnate da molta attività vulcanica e da molti terremoti poco profondi mentre la crosta si spacca ripetutamente, guarisce e si spacca di nuovo. Le rocce fragili soggette a terremoti si verificano solo nella crosta poco profonda. I terremoti profondi, al contrario, si verificano meno frequentemente, a causa dell’elevato flusso di calore nella roccia del mantello. Queste regioni di crosta oceanica sono gonfie di calore e quindi sono elevate da 2 a 3 km (da 1,2 a 1,9 miglia) sopra il fondo marino circostante. La topografia elevata provoca uno scenario di feedback in cui la forza gravitazionale risultante spinge la crosta a pezzi, permettendo al nuovo magma di salire dal basso, che a sua volta sostiene la topografia elevata. Le sue cime sono tipicamente da 1 a 5 km sotto la superficie dell’oceano. Su scala globale, queste creste formano un sistema interconnesso di “montagne” sottomarine che sono lunghe circa 65.000 km (40.000 miglia) e sono chiamate creste oceaniche.

Sezione trasversale della Terra che mostra il nucleo, il mantello e la crosta

Margini convergenti

Dato che la Terra ha un volume costante, la continua formazione di nuova crosta terrestre produce un eccesso che deve essere bilanciato dalla distruzione di crosta altrove. Questo avviene ai confini di placca convergenti, conosciuti anche come confini di placca distruttivi, dove una placca scende ad angolo, cioè viene subdotta, sotto l’altra.

Poiché la crosta oceanica si raffredda invecchiando, alla fine diventa più densa dell’astenosfera sottostante, e quindi ha la tendenza a subdurre, o a immergersi sotto, le placche continentali adiacenti o sezioni più giovani di crosta oceanica. La durata della vita della crosta oceanica è prolungata dalla sua rigidità, ma alla fine questa resistenza viene superata. Gli esperimenti dimostrano che la litosfera oceanica subdotta è più densa del mantello circostante fino ad una profondità di almeno 600 km (circa 400 miglia).

I meccanismi responsabili dell’inizio delle zone di subduzione sono controversi. Durante la fine del 20° e l’inizio del 21° secolo, sono emerse prove a sostegno dell’idea che le zone di subduzione iniziano preferibilmente lungo fratture preesistenti (come le faglie trasformate) nella crosta oceanica. Indipendentemente dal meccanismo esatto, la documentazione geologica indica che la resistenza alla subduzione viene superata alla fine.

Dove due placche oceaniche si incontrano, la placca più vecchia e più densa viene preferibilmente subdotta sotto quella più giovane e più calda. Dove uno dei margini di placca è oceanico e l’altro è continentale, la maggiore galleggiabilità della crosta continentale impedisce di affondare, e la placca oceanica viene preferibilmente subdotta. I continenti si conservano preferibilmente in questo modo rispetto alla crosta oceanica, che viene continuamente riciclata nel mantello. Questo spiega perché le rocce dei fondali oceanici hanno generalmente meno di 200 milioni di anni, mentre le rocce continentali più antiche hanno più di 4 miliardi di anni. Prima della metà del XX secolo, la maggior parte dei geologi sosteneva che la crosta continentale era troppo galleggiante per essere subdotta. Tuttavia, in seguito è diventato chiaro che le schegge di crosta continentale adiacenti alla fossa profonda, così come i sedimenti depositati nella fossa, possono essere trascinati lungo la zona di subduzione. Il riciclaggio di questo materiale è rilevato nella chimica dei vulcani che eruttano sopra la zona di subduzione.

principali tipi di eruzioni vulcaniche

Due placche che trasportano crosta continentale si scontrano quando la litosfera oceanica tra loro è stata eliminata. Alla fine, la subduzione cessa e si creano catene montuose imponenti, come l’Himalaya. Vedi sotto Montagne per collisione continentale.

Poiché le placche formano un sistema integrato, non è necessario che la nuova crosta formata ad un dato confine divergente sia completamente compensata nella zona di subduzione più vicina, purché la quantità totale di crosta generata sia uguale a quella distrutta.

Zone di subduzione

Il processo di subduzione comporta la discesa nel mantello di una lastra di litosfera oceanica idratata e fredda di circa 100 km di spessore che porta un cappello relativamente sottile di sedimenti oceanici. Il percorso di discesa è definito da numerosi terremoti lungo un piano che è tipicamente inclinato tra 30° e 60° nel mantello ed è chiamato zona Wadati-Benioff, per il sismologo giapponese Kiyoo Wadati e il sismologo americano Hugo Benioff, che hanno aperto la strada al suo studio. Tra il 10 e il 20% delle zone di subduzione che dominano il bacino oceanico circum-pacifico sono sub-orizzontali (cioè, subducono con angoli tra 0° e 20°). I fattori che governano l’inclinazione della zona di subduzione non sono completamente compresi, ma probabilmente includono l’età e lo spessore della litosfera oceanica in subduzione e il tasso di convergenza delle placche.

piastra tettonica in subduzione

La maggior parte dei terremoti, ma non tutti, in questa zona di immersione planare derivano dalla compressione, e l’attività sismica si estende da 300 a 700 km sotto la superficie, il che implica che la crosta sottratta conserva una certa rigidità fino a questa profondità. A profondità maggiori, la placca subdotta viene parzialmente riciclata nel mantello.

Il sito di subduzione è segnato da una profonda trincea, tra i 5 e gli 11 km (3 e 7 miglia) di profondità, che è prodotta dall’attrito tra le placche quando la placca discendente si piega prima di subdurre. La placca sovrastante raschia i sedimenti e le porzioni elevate del fondo dell’oceano dalla crosta superiore della placca inferiore, creando una zona di rocce altamente deformate all’interno della trincea che viene attaccata, o accretata, alla placca sovrastante. Questa miscela caotica è nota come cuneo di accrezione.

Le rocce nella zona di subduzione sperimentano pressioni elevate ma temperature relativamente basse, un effetto della discesa della fredda lastra oceanica. In queste condizioni le rocce ricristallizzano, o metamorfosano, per formare una serie di rocce note come blueschists, chiamate così per il minerale blu diagnostico chiamato glaucofano, che è stabile solo alle alte pressioni e basse temperature che si trovano nelle zone di subduzione. (Vedi anche roccia metamorfica). A livelli più profondi nella zona di subduzione (cioè maggiori di 30-35 km [circa 19-22 miglia]), si formano le eclogiti, che consistono di minerali ad alta pressione come il granato rosso (piropo) e l’omphacite (pirosseno). La formazione di eclogite da blueschist è accompagnata da un significativo aumento della densità ed è stata riconosciuta come un importante fattore aggiuntivo che facilita il processo di subduzione.

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