Introduzione all’oceanografia

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Introduzione all’oceanografia

I confini divergenti sono confini di diffusione, dove nuova crosta oceanica viene creata per riempire lo spazio quando le placche si allontanano. La maggior parte dei confini divergenti si trova lungo le dorsali oceaniche medio-oceaniche (anche se alcuni sono sulla terraferma). Il sistema della dorsale medio-oceanica è una gigantesca catena montuosa sottomarina ed è la più grande caratteristica geologica della Terra; con 65.000 km di lunghezza e circa 1000 km di larghezza, copre il 23% della superficie terrestre (Figura 4.5.1). Poiché la nuova crosta formatasi al confine tra le placche è più calda della crosta circostante, ha una densità inferiore e quindi si trova più in alto sul mantello, creando la catena montuosa. Nel mezzo della dorsale medio-oceanica c’è una valle di diffusione larga 25-50 km e profonda 1 km. Anche se le dorsali di diffusione oceanica sembrano essere caratteristiche curve sulla superficie terrestre, in realtà le dorsali sono composte da una serie di segmenti in linea retta, sfalsati a intervalli da faglie perpendicolari alla dorsale, chiamate faglie di trasformazione. Queste faglie trasformi fanno apparire il sistema della dorsale medio-oceanica come una cerniera gigante sul fondo del mare (Figura 4.5.2). Come vedremo nella sezione 4.7, i movimenti lungo le faglie trasformi tra due segmenti adiacenti della dorsale sono responsabili di molti terremoti.

Il materiale crostale creato in corrispondenza di un confine di diffusione è sempre di carattere oceanico; in altre parole, si tratta di roccia ignea (ad esempio, basalto o gabbro, ricco di minerali ferromagnetici), che si forma da magma derivato dalla fusione parziale del mantello causata dalla decompressione quando la roccia calda del mantello dalla profondità si sposta verso la superficie (Figura 4.5.3). La zona triangolare di fusione parziale vicino alla cresta è spessa circa 60 km e la proporzione di magma è circa il 10% del volume della roccia, producendo così una crosta di circa 6 km di spessore. Questo magma fuoriesce sul fondo del mare per formare basalti a cuscino, brecce (roccia basaltica frammentata) e colate, interbediti in alcuni casi con calcare o chert. Col tempo, la roccia ignea della crosta oceanica viene coperta da strati di sedimenti, che alla fine diventano roccia sedimentaria.

Si ipotizza che la diffusione inizi all’interno di un’area continentale con un sollevamento o un rigonfiamento della crosta legato a un pennacchio di mantello sottostante o a una serie di pennacchi di mantello. Il galleggiamento del materiale del pennacchio di mantello crea una cupola all’interno della crosta, causandone la frattura. Quando una serie di pennacchi di mantello esiste sotto un grande continente, le fratture risultanti possono allinearsi e portare alla formazione di una rift valley (come l’attuale Great Rift Valley in Africa orientale). Si suggerisce che questo tipo di valle si sviluppi infine in un mare lineare (come l’attuale Mar Rosso), e infine in un oceano (come l’Atlantico). È probabile che ben 20 pennacchi di mantello, molti dei quali esistono ancora, siano stati responsabili dell’inizio del rifting della Pangea lungo quella che oggi è la dorsale medio-atlantica.

Ci sono molteplici linee di prova che dimostrano che la formazione di nuova crosta oceanica in questi centri di diffusione del fondo marino:

1. Età della crosta:

Confrontando le età della crosta oceanica vicino a una dorsale medio-oceanica si vede che la crosta è più giovane proprio al centro di diffusione, e diventa progressivamente più vecchia man mano che ci si allontana dal confine divergente in entrambe le direzioni, invecchiando circa 1 milione di anni per ogni 20-40 km dalla dorsale. Inoltre, il modello di età della crosta è abbastanza simmetrico su entrambi i lati della dorsale (Figura 4.5.4).

La crosta oceanica più antica è di circa 280 Ma nel Mediterraneo orientale, e le parti più antiche dell’oceano aperto sono di circa 180 Ma su entrambi i lati dell’Atlantico settentrionale. Può essere sorprendente, considerando che parti della crosta continentale sono vicine ai 4.000 Ma, che il più antico fondale marino sia meno di 300 Ma. Naturalmente, la ragione di questo è che tutti i fondali marini più vecchi sono stati subdotti (vedi sezione 4.6) o spinti verso l’alto per diventare parte della crosta continentale. Come ci si potrebbe aspettare, la crosta oceanica è molto giovane vicino alle dorsali di diffusione (Figura 4.5.4), e ci sono ovvie differenze nel tasso di diffusione del fondo marino lungo le diverse dorsali. Le dorsali nel Pacifico e nell’Oceano Indiano sud-orientale hanno ampie fasce di età, che indicano una rapida diffusione (che si avvicina ai 10 cm/anno su ogni lato in alcune aree), mentre quelle nell’Atlantico e nell’Oceano Indiano occidentale si diffondono molto più lentamente (meno di 2 cm/anno su ogni lato in alcune aree).

2. Spessore dei sedimenti:

Con lo sviluppo della sismica a riflessione (simile all’eco-sondaggio descritto nella sezione 1.4) è diventato possibile vedere attraverso i sedimenti del fondo del mare e mappare la topografia del letto e lo spessore della crosta. Quindi lo spessore dei sedimenti poteva essere mappato, e fu presto scoperto che sebbene i sedimenti fossero spessi fino a diverse migliaia di metri vicino ai continenti, erano relativamente sottili – o addirittura inesistenti – nelle aree delle dorsali oceaniche (Figura 4.5.5). Questo ha senso se combinato con i dati sull’età della crosta oceanica; più lontano dal centro di diffusione, più vecchia è la crosta, più tempo ha avuto per accumulare sedimenti e più spesso è lo strato di sedimenti. Inoltre, gli strati inferiori di sedimenti sono più vecchi quanto più ci si allontana dalla dorsale, indicando che sono stati depositati sulla crosta molto tempo fa, quando la crosta si è formata per la prima volta sulla dorsale.

3. Flusso di calore:

Le misurazioni dei tassi di flusso di calore attraverso il fondo dell’oceano hanno rivelato che i tassi sono più alti della media (circa 8 volte più alti) lungo le dorsali, e più bassi della media nelle aree delle trincee (circa 1/20 della media). Le aree di alto flusso di calore sono correlate con la convezione verso l’alto del materiale caldo del mantello mentre si forma la nuova crosta, e le aree di basso flusso di calore sono correlate con la convezione verso il basso nelle zone di subduzione.

4. Inversioni magnetiche:

Nella sezione 4.2 abbiamo visto che le rocce potrebbero conservare le informazioni magnetiche che hanno acquisito quando si sono formate. Tuttavia, il campo magnetico terrestre non è stabile nel tempo geologico. Per ragioni che non sono completamente comprese, il campo magnetico decade periodicamente e poi si ristabilisce. Quando si ristabilisce, può essere orientato nel modo in cui era prima del decadimento, o può essere orientato con la polarità invertita. Durante i periodi di polarità invertita, una bussola punterebbe a sud invece che a nord. Negli ultimi 250 Ma, ci sono state alcune centinaia di inversioni di campo magnetico, e la loro tempistica è stata tutt’altro che regolare. Le più brevi che i geologi sono stati in grado di definire sono durate solo poche migliaia di anni, e la più lunga è stata più di 30 milioni di anni, durante il Cretaceo (Figura 4.5.6). L’attuale evento “normale” persiste da circa 780.000 anni.

A partire dagli anni ’50, gli scienziati hanno iniziato a utilizzare le letture dei magnetometri per studiare la topografia dei fondali oceanici. La prima serie completa di dati magnetici fu compilata nel 1958 per un’area al largo della costa della Columbia Britannica e dello Stato di Washington. Questa indagine ha rivelato un misterioso modello di strisce alternate di bassa e alta intensità magnetica nelle rocce del fondo del mare (Figura 4.5.7). Studi successivi in altre parti dell’oceano osservarono anche queste anomalie magnetiche e, cosa più importante, il fatto che i modelli magnetici sono simmetrici rispetto alle dorsali oceaniche. Negli anni ’60, in quella che sarebbe diventata nota come l’ipotesi Vine-Matthews-Morley (VMM), è stato proposto che i modelli associati alle creste fossero legati alle inversioni magnetiche, e che la crosta oceanica creata dal raffreddamento del basalto durante un evento normale avrebbe polarità allineata con il campo magnetico attuale, e quindi produrrebbe un’anomalia positiva (una striscia nera sulla mappa magnetica del fondo del mare), mentre la crosta oceanica creata durante un evento inverso avrebbe polarità opposta al campo attuale e quindi produrrebbe un’anomalia magnetica negativa (una striscia bianca). Le larghezze delle anomalie variavano a seconda dei tassi di diffusione caratteristici delle diverse dorsali. Questo processo è illustrato nella figura 4.5.8. La nuova crosta si forma (pannello a) e assume la normale polarità magnetica esistente. Col tempo, mentre le placche continuano a divergere, la polarità magnetica si inverte, e la nuova crosta formata sulla dorsale assume ora la polarità invertita (strisce bianche nella figura 4.5.8). Nel pannello b, i poli sono tornati normali, quindi ancora una volta la nuova crosta mostra una polarità normale prima di allontanarsi dalla dorsale. Alla fine, questo crea una serie di bande parallele e alternate di inversioni, simmetriche intorno al centro di diffusione (pannello c).

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