La tettonica delle placche

La tettonica a placche è una teoria scientifica che descrive il movimento su larga scala di sette grandi placche e i movimenti di un numero ancora  maggiore di piccole parti della litosfera, poichè i processi tettonici sono iniziati sulla Terra tra 3 e 3,5 miliardi di anni fa. Il modello si basa sul concetto di deriva dei continenti , un’idea sviluppata durante i primi decenni del XX secolo. La comunità geoscientifica accettò la teoria della tettonica delle placche dopo che la diffusione del fondale marino fu convalidato alla fine degli anni ’50 e all’inizio degli anni ’60.

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

La litosfera, che è il guscio esterno più rigido di un pianeta, viene spezzata in placche tettoniche. La litosfera terrestre è composta da sette o otto placche principali (a seconda di come sono definite) e da molte placche minori. Dove le placche si incontrano, il loro moto determinerà il tipo di confine: convergente, divergente o trasformata. Nelle faglie si sono terremoti, attività vulcanica, costruzione di montagne e formazione di trincee oceaniche. Il movimento relativo delle piastre varia tipicamente da zero a 100 mm all’anno. Le placche tettoniche sono composte da litosfera oceanica e litosfera continentale più spessa, ciascuna sormontata da un proprio tipo di crosta. Lungo i confini convergenti, la subduzione di una piastra che si muove sotto un’altra, porta quella inferiore nel mantello; il materiale perduto viene approssimativamente bilanciato dalla formazione di una nuova crosta (oceanica) lungo i margini divergenti con la diffusione del fondo marino. In questo modo, la superficie totale della litosfera rimane la stessa. Questa predizione della tettonica a placche viene anche chiamata principio del nastro trasportatore. Le teorie precedenti, da allora confutate, proponevano un restringimento graduale (contrazione) o una graduale espansione del globo.

 

Le placche tettoniche sono in grado di muoversi perché la litosfera terrestre ha una maggiore resistenza meccanica rispetto all’astenosfera sottostante . Le variazioni di densità laterale nel mantello determinano la convezione; cioè il lento movimento strisciante del solido mantello terrestre. Si ritiene che il movimento della placca sia guidato da una combinazione del movimento del fondo marino lontano dalle creste che si espandono a causa di variazioni della topografia e cambiamenti di densità nella crosta (la densità aumenta quando la crosta appena formata si raffredda e si allontana dalla cresta). Nelle zone di subduzione la crosta relativamente fredda e densa viene “tirata” o affonda nel mantello sopra l’arto che convince verso il basso di un cellula del mantello . Un’altra spiegazione si trova nelle diverse forze generate dalle forze di marea del Sole e della Luna . L’importanza relativa di ciascuno di questi fattori e il loro rapporto reciproco non è chiara, e ancora oggetto di molti dibattiti.

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

Per quanto la rivoluzione operata nel pensiero geologico da questa teoria sia recente (anni Sessanta e Settanta), le radici della tettonica a zolle risalgono addirittura al secolo scorso. James Hall, geologo di New York, osservò che i sedimenti accumulati nelle catene montuose sono almeno dieci volte più spessi di quelli che si trovano nelle zone continentali interne della Terra. Ciò pose le premesse per la successiva teoria della geosinclinale, molto diffusa all’inizio del secolo, secondo la quale la crosta continentale si accresce per aggiunte successive, costituite dai sedimenti di geosinclinale corrugati fino al consolidamento. Un’altra scoperta del XIX secolo fu quella relativa all’esistenza di una dorsale medio-oceanica nell’oceano Atlantico; negli anni Venti gli scienziati sapevano ormai che questa dorsale faceva parte di un sistema esteso a tutti gli oceani del mondo.

Tra il 1908 e il 1912, teorie sulla deriva dei continenti erano state proposte da Alfred Lothar Wegener e altri geologi, i quali avevano riconosciuto come le zolle continentali potessero frammentarsi, andare alla deriva e addirittura in collisione reciproca. Tali collisioni ripiegherebbero i sedimenti di geosinclinale, creando catene montuose. Le indagini geofisiche sulla densità della Terra e le osservazioni dei petrografi avevano precedentemente mostrato che la crosta terrestre consiste di due materiali completamente diversi: il sima, roccia a base di silicati di magnesio (tipicamente basalto), che è caratteristica della crosta oceanica, e il sial, o roccia a base di silicati di alluminio (tipicamente granito), caratteristica di crosta continentale. Wegener pensava che le zolle continentali sialiche “navigassero” attraverso la crosta oceanica simatica come iceberg in un oceano. In seguito i geologi hanno scoperto la cosiddetta astenosfera, uno strato del mantello terrestre a comportamento relativamente plastico, che giace al di sotto della crosta a una profondità variabile tra 50 e 150 km. Dapprima dedotta ipoteticamente, l’esistenza dell’astenosfera è stata in seguito dimostrata con metodi sismici.

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

Uno degli argomenti più persuasivi avanzati da Wegener per dimostrare la realtà della deriva dei continenti era la corrispondenza geometrica di margini continentali che egli sosteneva essersi allontanati. A sostegno della sua teoria portò anche considerazioni su età, tipo e struttura delle formazioni rocciose sulle sponde opposte dell’oceano Atlantico: in Brasile e in Africa occidentale. In tali formazioni, inoltre, erano stati rinvenuti fossili degli stessi animali terrestri. Una simile corrispondenza non è tuttavia riscontrabile in altri margini continentali (ad esempio in tutta la cintura circumpacifica). Ciò fu osservato già intorno al 1880 dal geologo viennese Eduard Sues che propose la distinzione fra un “tipo atlantico” di margine, caratterizzato da brusco troncamento di catene montuose di età precedente, e un “tipo pacifico”, connotato da catene montuose a cordigliera, allineamenti di vulcani e frequenti terremoti.

Espansione dei fondi oceanici

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

Negli anni Venti, lo studio dei fondi oceanici registrò un notevole progresso quando il sonar, il dispositivo di ecoscandaglio, fu modificato in modo da poter misurare le profondità oceaniche e rilevare la topografia sottomarina. Diverse tecniche di ricerca oceanografica diedero risultati fondamentali: i profili magnetometrici attraverso le dorsali medio-oceaniche rilevarono che le rocce ai lati della dorsale erano disposte in bande simmetriche di diversa orientazione magnetica; la datazione dei basalti di fondo oceanico dimostrò che le rocce più vicine all’asse della dorsale erano effettivamente le più giovani. Inoltre, in corrispondenza della cresta della dorsale non si riscontrava alcun sedimento marino: i sedimenti appaiono ai lati e diventano più spessi a mano a mano che ci si allontana dalla dorsale. Queste e altre osservazioni suggerirono l’ipotesi secondo cui la dorsale è il luogo di generazione di nuova crosta oceanica: essa viene trasportata come magma dalle correnti convettive interne, e non appena fuoriesce sul fondo oceanico si raffredda rapidamente, solidificando in roccia. Per fare spazio a questa continua aggiunta di nuova crosta, le zolle ai due lati della dorsale devono costantemente allontanarsi l’una dall’altra. Nell’Atlantico settentrionale, la velocità di movimento è dell’ordine di 1 cm all’anno, mentre nel Pacifico si raggiungono i 4 cm. Questi movimenti così lenti, provocati dalle correnti di convezione che hanno origine nel mantello, hanno generato – nel corso di milioni di anni – il fenomeno della deriva dei continenti.

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

Attualmente possiamo vedere un inizio del processo di frammentazione continentale nella grande Rift Valley africana, che partendo dalla valle del Giordano e dal mar Morto, passando per il mar Rosso, va ad attraversare l’Etiopia e gran parte dell’Africa orientale. Questo rift è l’inizio di una lacerazione della crosta continentale, che prelude all’apertura di un nuovo oceano. Le nuove carte fisiografiche del fondo oceanico  hanno anche rivelato che la cresta della dorsale medio-oceanica presenta profonde zone di frattura trasversali. Queste fratture corrispondono alle cosiddette faglie trasformi, che si sono sviluppate per scaricare le tensioni generate da tassi diseguali di espansione oceanica. Per quanto la maggior parte di queste faglie sia nascosta sotto gli oceani, una di esse, l’altamente sismica faglia di San Andreas, emerge dall’oceano Pacifico in prossimità di San Francisco e attraversa centinaia di chilometri di territorio.

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

Archi vulcanici e subduzione

I problemi dinamici delle coste di tipo pacifico furono riconosciuti fin dagli anni Trenta dai sismologi americani; essi mostrarono che i terremoti associati a queste fasce si originavano a scarsa profondità in corrispondenza del lato esterno (a mare) degli archi insulari vulcanici e che la profondità dell’ipocentro aumentava fino a raggiungere un massimo di 700 km a una distanza di 700 km nel retroarco. Dopo un’attenta analisi di un singolo caso, il sismologo statunitense Hugo Benioff concluse che questa geometria corrispondeva a un piano di faglia che si estendeva attraverso la crosta fino a raggiungere il mantello superiore, con un’inclinazione verso il continente di circa 45°. Un simile sottoscorrimento, in corrispondenza della catena alpina, era stato ipotizzato nel 1906. Negli anni Cinquanta questo processo fu detto di “subduzione”.

Plate Tectonics CREDIT: National Geographic

L’esistenza di simili piani di subduzione (attuali o inattivi) è stata ora dimostrata lungo quasi tutte le coste di tipo pacifico. La maggior parte di queste fasce presenta un sistema di faglie principali che decorre parallelamente al sistema montuoso. A intervalli di tempo più o meno lunghi, le faglie possono mettersi in movimento graduale o improvviso: in un singolo episodio sismico può prodursi uno spostamento anche di 5 m. Faglie simili si trovano in Cile, Alaska, Giappone, Taiwan, nelle Filippine, in Nuova Zelanda e a Sumatra. Nel corso della subduzione, la crosta oceanica viene costantemente trascinata nel mantello, dove subisce fusione. Dato questo continuo riciclo, nessuna parte dell’attuale crosta oceanica supera l’età di 200 milioni di anni. Un effetto importante della fusione di crosta oceanica subdotta è la produzione di nuovo magma. Quando la crosta oceanica fonde, il magma che si forma risale dal piano di subduzione fino alla superficie terrestre. L’eruzione di magmi prodotti dalla subduzione ha creato lunghe catene ad arco di isole vulcaniche, come il Giappone, le Filippine e le Aleutine. Laddove una zolla tettonica oceanica va in subduzione al di sotto della crosta continentale, il magma prodotto dalla fusione della crosta oceanica risale attraverso vulcani situati tra lunghe catene montuose a sviluppo lineare, come la cordigliera delle Ande, fino a 100 km procedendo nell’entroterra a partire dalla zona di subduzione. Oltre a creare e alimentare i vulcani, la fusione di crosta oceanica subdotta è responsabile della formazione di giacimenti di minerali metallici.

Tettonica a zolle integrata

Tutto questo bagaglio di idee e conoscenze doveva essere organizzato in una teoria integrata della dinamica terrestre. Negli anni Cinquanta, il geofisico canadese Tuzo Wilson ha dimostrato la continuità globale delle zone di subduzione. Xavier LePichon, uno studente francese di sismologia al Lamont, ha determinato la geometria delle zolle attraverso dati di tipo sismico, mentre il geofisico americano Robert Sinclair Dietz ha ricostruito a ritroso nel tempo le posizioni dei continenti e delle zolle oceaniche fino a 200 milioni di anni fa. Negli anni la teoria della tettonica a zolle è stata discussa, messa alla prova e ampliata: è divenuta sia un paradigma sia un centro di controversie per le scienze geologiche. La tettonica è il processo che controlla la struttura e le proprietà della crosta terrestre e la sua evoluzione nel tempo. In particolare, descrive i processi di costruzione della montagna , la crescita e il comportamento dei forti, vecchi nuclei di continenti noti come cratoni, e i modi in cui le placche relativamente rigide che costituiscono il guscio esterno della Terra interagiscono tra loro. La tettonica fornisce anche un quadro per comprendere il terremoto e le cinghie vulcaniche che influenzano direttamente gran parte della popolazione globale. Gli studi tettonici sono importanti come guide per i geologi economici alla ricerca di combustibili fossili e depositi di minerali di risorse metalliche e non metalliche. Una comprensione dei principi tettonici è essenziale per i geomorfologi per spiegare i modelli di erosione e altre caratteristiche della superficie terrestre.

Mappa tettonica a placche

Principali tipi di regime tettonico

Tettonica estensionale

La tettonica estensionale è associata allo stiramento e all’assottigliamento della crosta o della litosfera. Questo tipo di tettonica si trova ai bordi delle placche divergenti, nelle spaccature continentali, durante un periodo di collisione continentale dalla prospettiva laterale della cresta ispessita formata, al premio di curva in faglie di sciopero, in bacini di arco posteriore, e sull ‘estremità normale delle sequenze di margine passive in cui è presente uno strato di distacco.

Tettonica a spinta (contrazione)

La tettonica a spinta è associata all’accorciamento e all’ispessimento della crosta o alla litosfera. Questo tipo di tettonica si trova in zone di collisione continentale , nel frenare le curve in faglie da sciopero, e nella parte oceanica delle sequenze di margine passive in cui è presente uno strato di distacco.

Tettonica antiscivolo

San Andreas trasforma la faglia nella pianura di Carrizo

La tettonica antiscivolo è associata al movimento laterale relativo di parti della crosta o della litosfera. Questo tipo di tettonica si trova lungo faglie di trasformazioni oceaniche e continentali che collegano i segmenti sfalsati delle dorsali medio oceaniche . La tettonica antiscivolo si verifica anche in corrispondenza di offset laterali in sistemi di faglie estensionali e di spinta . Nelle aree interessate da collisioni di piastre , la deformazione di scorrimento avviene nella piastra di guida in zone di collisione obliqua e accoglie la deformazione nella zona di partenza a una cintura di collisione.

Le prove scientifiche a sostegno della teoria

Dopo la morte di Wegener, si aggiunsero molte nuove prove che fecero riaccendere il dibattito sulle sue provocanti idee e sulle loro conseguenze. In particolare quattro eventi scientifici portarono alla formulazione della teoria della tettonica a placche:

  • la dimostrazione del fatto che i fondali oceanici non fossero piatti ma presentassero delle irregolarità e fossero geologicamente giovani,
  • una precisa documentazione attestante che l’attività sismica e vulcanica della Terra è concentrata lungo le fosse oceaniche e le catene montuose sottomarine,
  • le conferme di ripetute inversioni del campo magnetico nel passato geologico, registrate sui fondali oceanici,
  • l’emergere dell’ipotesi di un’espansione dei fondali oceanici associato al “riciclo” della crosta.

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Il video, tratto da un documentario della National Geographic, è stato abbreviato e semplificato per servire come approfondimento in una lezione di scuola media sulla tettonica a zolle, la formazione e deriva dei continenti, i fenomeni di orogenesi e subduzione.

La cartografia dei fondali oceanici

Data la vastità dei bacini oceanici sul nostro pianeta, il loro studio e la loro esplorazione ha da sempre suscitato interesse e curiosità. Prima del XIX secolo, la profondità dell’oceano era un problema diffuso ed era comune l’idea che il fondo oceanico fosse per lo più piatto. Tuttavia già prima del XVI secolo, alcuni navigatori, scandagliando con sonde manuali, rilevarono l’oceano presentava diverse profondità, dimostrando così che esso non era così piatto come si credesse.

L’esplorazione oceanica nei secoli successivi incrementò enormemente la conoscenza dei fondali; Oggi si conosce chiaramente il legame (diretto o indiretto) che intercorre tra i processi superficiali e la dinamica dei fondali oceanici. Ulteriori misurazioni “moderne” della profondità oceanica avvennero nel XIX secolo, quando furono periodicamente dei rilevamenti batimetrici nell’Atlantico ed ai Caraibi. Nel 1885, una carta batimetrica pubblicata dal tenente di vascello Matthew Maury della Marina americana, rivelò, per la prima volta, la presenza di montagne sottomarine, chiamate Middle Ground, nell’Atlantico Centrale. Più tardi dai rilevamenti fatti da navi addetti alla posa di cavi telefonici nell’Atlantico.
L ‘immagine del fondale oceanico si ampliò enormemente dopo la Guerra Mondiale (1914-1918) quando i sistemi di eco-scandaglio (sistemi primitivi di sonar) iniziarono a misurare le profondità oceaniche, registrando il tempo impiegato da un segnale sonoro (in genere un “impulso” generato elettricamente), emesso da una nave, un rimbalzare sul fondo ed un ritorno indietro. L’andamento del tempo è stato più lungo e più lungo di sempre rispetto alle catene montuose sottomarine presenti nell’Atlantico Centrale (denominato più lungo Dorsale Medio Oceanica) individuate precedentemente dalle prime misurazioni batimetriche .Nel 1947, i sismologi salpati sulla nave americana di Atlantide, scoprirono che lo strato di sedimenti depositati sul fondo dell’Atlantico era molto più sottile di quanto In effetti era passato quattro miliardi di anni, quindi lo spessore dello strato di sedimenti doveva essere molto elevato. La risposta al giorno è stata un po ‘di accumulo di rocce sedimentarie e detriti depositate sul fondo, arrivò un seguito di ulteriori esplorazioni e divenne essenziale per avanzare il concetto di tettonica a placche.Negli anni ’50, l’esplorazione degli oceani si sviluppò ed i dati raccolti dalle osservazioni oceanografiche condotte da molte nazioni, portarono alla scoperta di una grande catena montuosa posta sul fondo dell’oceano che cingeva la Terra. Denominata “Dorsale medio-oceanica globale” questa immensa catena montuosa sottomarina (più di 50.000 Km in lunghezza e, in alcuni punti, più di 8.000 Km in larghezza) ha un andamento a zig zag tra i continenti e percorre il globo in modo simile alle cuciture di una palla da baseball. Sollevandosi in media circa 4.500 m sopra il fondo oceanico, nasconder sotto la superficie del mare, rappresenta l’aspetto topografico più prominente di tutta la superficie del nostro Pianeta.

La concentrazione dei sismi 

Durante il XX secolo, lo sviluppo di strumentazioni sismiche e l’uso mondiale di strumenti per la registrazione dei terremoti (sismografi), consentirono agli scienziati di osservare che i terremoti tendono ad essere concentrati in certe aree, in prevalenza lungo le fosse oceaniche e le dorsali in espansione. Alla fine del 1920, i sismologi cominciarono ad identificare numerose zone ad intensa attività sismica che scorrono per numerosi Km all’interno della Terra e sono poste parallelamente alle fosse, inclinate di 40-60° rispetto all’orizzontale. Queste zone più tardi divennero note come zone di Benioff-Wadati o più semplicemente zone Benioff in onore dei sismologi che per primi le rilevarono.

  

Lo studio della sismicità globale si ampliò enormemente negli anni ’60 con la nascita del Worldwide Standardized Seismograph Network (WWSSN, Sistema Sismografico Standardizzato Mondiale) per sorvegliare l’osservanza del patto del 1963, che proibiva di testare le armi nucleari nel sottosuolo. I numerosi dati registrati dagli strumenti del WWSSN, permisero ai sismologi di rilevare precisamente le zone di concentrazione dei terremoti. Il riconoscere l’esistenza della connessione tra i terremoti e le fosse oceaniche e le dorsali, fornì la conferma dell’ipotesi dell’espansione dei fondali, individuando esattamente le zone dove Hess aveva supposto che la crosta oceanica sarebbe stata prodotta (dorsali) e le zone dove la litosfera oceanica sarebbe sprofondata nel mantello (fosse).

  

Bande magnetiche e inversione delle polarità

Agli inizi degli anni ’50, gli scienziati, usando strumenti magnetici (magnetometri) adattati dalle strumentazioni di volo sviluppate durante la II Guerra Mondiale per intercettare i sottomarini, iniziarono a rilevare strane variazioni magnetiche lungo il fondale oceanico. Questa scoperta, sebbene inaspettata, non fu del tutto sorprendente perché tale distorsione era già stata rilevata dalla Marina islandese molto prima del XVIII secolo e perché era noto che il basalto (la roccia vulcanica ricca di ferro che costituisce il fondale oceanico) contenesse un minerale fortemente magnetico (magnetite), responsabile di falsare localmente la lettura della bussola. La presenza di magnetite conferisce infatti al basalto proprietà magnetiche misurabili, la riscoperta delle quali fornì un nuovo strumento utile per lo studio dei fondali oceanici.

  

All’inizio del XX secolo, i paleomagnetologi (coloro che studiano i vecchi campi magnetici della Terra), come Bernard Brunhens in Francia (1906) e Motonari Matuyama in Giappone (nel 1920), osservarono che è possibile dividere le rocce in due gruppi in base alle loro proprietà magnetiche. Un primo gruppo è stato denominato “a polarità normale” ed è caratterizzato da minerali magnetici che nella roccia hanno la stessa polarità di quella dell’attuale campo magnetico terrestre; il secondo gruppo è caratterizzato da una “polarità inversa” indicata da un allineamento polare opposto rispetto a quello attuale.

La risposta a come ciò possa avvenire si trova nella magnetite contenuta nelle rocce vulcaniche: i granuli di magnetite, che si comportano come piccoli magneti, possono allinearsi secondo l’orientamento del campo magnetico terrestre. Quando il magma si raffredda originando rocce vulcaniche solide, l’allineamento dei granuli di magnetite viene immobilizzato, registrando così l’orientamento o polarità magnetica (diretta o inversa) della Terra al momento del consolidamento della roccia. 

Nel 1950, mentre si proseguiva la cartografia dell’oceano, si scoprì che le inversioni magnetiche non erano fatti casuali o episodi isolati, ma il fondo oceanico risultò avere un disegno zebrato, ovvero bande alternate di rocce differenti dal punto di vista del magnetismo registrato erano disposte in file da ogni lato della dorsale oceanica: una banda presentava una polarità normale e la banda adiacente polarità inversa. Il disegno risultante, definito da queste bande di rocce alternate presentanti polarità diretta o inversa, divenne noto come “pattern zebrato”.

Espansione dei fondali e riciclo della crosta oceanica

La scoperta delle bande magnetiche naturalmente fece sorgere molte domande sull’origine del “pattern zebrato” e sulle cause che determinano la loro disposizione in modo simmetrico attorno alle creste delle dorsali oceaniche. A queste domande non è possibile dare una risposta senza conoscere la causa dell’esistenza di queste dorsali. Nel 1961, gli scienziati iniziarono ad affermare che le dorsali oceaniche individuavano zone a struttura debole, dove il pavimento oceanico si stava spaccando in due secondo un asse longitudinale, ovvero lungo la cresta delle dorsali. Nuovo magma, dalle profondità della Terra, fuoriusciva facilmente attraverso queste zone deboli ed eruttava lungo le creste delle dorsali formando nuova crosta oceanica. Questo processo, che fu in seguito chiamato “espansione dei fondali oceanici”, era, secondo gli scienziati, attivo da molti milioni di anni ed aveva costruito il sistema lungo 50.000 Km della dorsale oceanica. Le prove a supporto di tale ipotesi erano le seguenti:

  • sulla cresta della dorsale o vicino ad essa, le rocce sono molto giovani e diventano progressivamente più vecchie allontanandosi dalla dorsale stessa;
  • le rocce più giovani sulla cresta della dorsale presentano sempre una polarità normale;
  • le bande di rocce, parallele alla crosta della dorsale, presentano polarità alternata, suggerendo che il campo magnetico terrestre si è invertito molte volte.

Spiegando sia “il modello zebrato” sia la formazione del sistema di dorsali oceaniche, l’ipotesi dell’espansione dei fondali convertì i pensieri, rappresentò un altro passo avanti nello sviluppo della tettonica a placche e favorì l’idea della crosta oceanica come “registratore naturale “della storia delle inversioni del campo magnetico terrestre. L’idea della crosta è stata mantenuta in modo positivo nonostante questa ipotesi definita “espansione della Terra” non era soddisfacente per la maggior parte, in quanto risultava carente di provare che confermassero una così grande e improvvisa espansione. La maggior parte dei geologi credeva infatti che la Terra fosse cambiata poco, rispetto alle dimensioni, dall’origine della sua formazione, risalente a 4,6 miliardi di anni fa, adducendo come fare il lavoro di nuova formazione un accrescimento delle dimensioni della Terra stessa.

Questa questione appassionò particolarmente H. Hess e R. S. Dietz, lo scienziato che per primo coniò il termine “espansione dei fondali”. Hess e Dietz appartiene ad un piccolo gruppo che ha compreso un fondo le implicazioni dell’aspetto dei fondamenti e del legame tra le prospettive lungo le dorsali oceaniche ed il “restringimento in qualche altro luogo del Pianeta. ed, allontanandosi continuamente dalle dorsali con un moto simile a un nastro trasportatore, affondi nelle fosse oceaniche, grandi canyon molto profondi, lungo il margine del bacino dell’Oceano Pacifico. Tale idea spiegò chiaramente perché la Terra non è accresca con l’espansione dei fondali, perché è ridotto l’accumulo di sedimenti marini sui fondali e perché le rocce oceaniche sono molto più giovani di quelle continentali.

Esplorazioni famose e recenti sviluppi

Nel 1957, un gruppo di ricercatori degli Stati Uniti propose, al proprio governo, la realizzazione di un progetto riguardante il raggiungimento del mantello con una perforazione che, attraversando la porzione di crosta terrestre meno spessa, ovvero quella oceanica, si spingesse fin al di sotto della discontinuità di Mohorovicic. Questo progetto, denominato Mohole (buco nella Moho), appariva molto ambizioso, in quanto la crosta terrestre più sottile ha comunque uno spessore di almeno 5 km e si trova sotto molti km d’acqua. Il progetto, nonostante numerose difficoltà, partì e, nel 1961, iniziò il viaggio alla scoperta dell’interno della Terra. Una chiatta della marina militare americana, opportunamente adattata, venne rimorchiata fino in prossimità dell’Isola Guadalupe, al largo della California. Dal fondo della chiatta, su cui si alzava una torre di servizio, analoga a quella per la trivellazione petrolifera, venne calata una colonna di aste di perforazione che raggiunse il fondo del mare a oltre 3500 m di profondità, dove iniziò a perforare lo strato di sedimenti; dopo aver attraversato circa 200m di rocce tenere, la testa di perforazione, su cui era montata una corona circolare diamantata, incontrò una roccia molto resistente che risultò essere basalto. Nonostante questo avvio, il progetto Mohole non riuscì a decollare pienamente. Numerosi e gravi errori di valutazione e di organizzazione dell’impresa, insieme a crescenti difficoltà di intesa tra scienziati e politici, in un periodo in cui le imprese spaziali focalizzavano gli interessi e le risorse, portarono il Governo americano, nel 1966, a cancellare il progetto.

A seguito di questo fiasco gli scienziati si orientarono verso una filosofia diversa che preferiva ad una sola perforazione in mare profondo, più perforazioni in siti differenti. Protagonista di questa fase fu la Glomar Challenger, una nave rivoluzionaria, appositamente realizzata per perforazioni in mari profondi. Commissionata nel 1967 da un consorzio di istituti oceanografici degli Stati Uniti (non più, quindi, un progetto finanziato dal governo), questa nave ha una torre di perforazione alta 47 metri che le consente di calare sul fondo e far ruotare una colonna di aste lunga oltre 6000 m; in modo da penetrare nelle rocce del fondo per centinaia di metri, sotto migliaia di metri d’acqua e recuperare campioni di roccia sotto forma di cilindri (carote). La parte più importante della Glomar Challenger è il sistema di posizionamento, che la mantiene stabile sul punto in cui sta effettuando la perforazione. Un elaboratore elettronico opportunamente programmato riceve in continuità dei dati sui venti e le correnti e comanda l’intervento dell’elica principale e di quelle ausiliarie, laterali, che mantengono la nave quasi ferma. Dal 1968 al 1983, nell’ambito del Deep Sea Drilling Project ( DSDP, progetto perforazioni in mari profondi), la Glomar Challenger ha percorso oltre 600.000 km, e durante un campionamento in 10 siti differenti lungo una dorsale oceanica tra il Sud America e l’Africa fu fatta un’importante scoperta.

Le carote recuperate diedero la prova definitiva della deriva dei continenti e del rinnovo dei fondali nelle zone delle rift. Questa conferma della teoria di Alfred Wegener rafforzò la proposta di un’unica antica massa di terra, che viene chiamata Pangea e l’idea dell’età relativamente giovane del pavimento oceanico in confronto alla storia geologica della Terra. Dopo analisi di campioni, gli scienziati conclusero che il pavimento oceanico probabilmente non è più vecchio di 200 milioni di anni, rispetto ai 4.5 miliardi di anni della nostra Terra. Il Glomar Challenger terminò le sue imprese in collaborazione con il DSDP nel novembre del 1983; parti della nave, come il suo sistema di posizionamento dinamico, sono conservati al Smithsonian Institution. Il primo successo del DSDP ha portato, nel 1983, alla formulazione di un nuovo progetto di ricerca, l’Ocean Drilling Project (ODP, programma di perforazioni oceaniche), nato da una collaborazione internazionale tra studiosi ed enti di ricerca, interessati alla storia ed alla struttura della crosta terrestre ricoperta dai mari.

Il complesso programma è divenuto operativo nel 1985 e prevede l’utilizzo di una nuova nave oceanografica, la Joides Resolution, ottenuta dalla ristrutturazione di una nave per ricerche petrolifere. La J-R, come viene comunemente chiamata, nei confronti della “vecchia” Glomar Challenger offre maggiori velocità e manovrabilità, il suo sistema di posizionamento sfrutta i segnali di satelliti artificiali e consente localizzazioni più accurate del punto. Ormai le perforazioni in mari profondi non sono più un problema; la nuova politica di progettazione e finanziamento di complessi programmi di ricerca, attraverso organismi che prevedono la partecipazione di enti e studiosi di ogni paese interessato, le nuove tecniche di perforazione e campionamento, e la disponibilità di personale che ha maturato specifiche esperienze, consentono di guardare a obiettivi molto ambiziosi.

Referenze

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