Modelli di Rifting Geologico

Vai direttamente al modello Introduzione ai modelli di Rifting
Negli ultimi 600 milioni di anni la costa orientale del Nord America ha vissuto due eventi di rifting; cioè l’apertura di due bacini oceanici: il Proto-Atlantico (fase C) e l’Atlantico (fase L). Prima di questo ci sono stati probabilmente altri eventi di rifting. La Virginia e la regione medio-atlantica hanno una buona documentazione di queste spaccature, anche se sono frammentarie e talvolta mascherate da eventi successivi.
Scoprire e svelare i grandi eventi geologici richiede un modello teorico di come questi eventi si verificano, e i tipi di rocce e strutture che generano, in modo da riconoscere le prove per quello che sono quando le vediamo, anche se sono frammentarie e mascherate. I moderni modelli di eventi di rifting si basano su un’ampia varietà di informazioni, da quelle geofisiche, alle prove di eventi moderni, alle prove di eventi antichi. Questi modelli specificano non solo la sequenza degli eventi e la loro tempistica, ma ci dicono anche esattamente quali prove sono necessarie per identificare un evento di rifting antico.
È bello, naturalmente, avere più prove possibili, ma a volte se si ha solo un po’ della prova giusta che si adatta inequivocabilmente al modello teorico l’evento antico può essere riconosciuto per quello che è, e ricostruito. Inoltre, il modello teorico ti dice quali altre prove cercare, e dove, per rafforzare l’interpretazione.
A volte abbiamo l’idea che gli scienziati vadano semplicemente a raccogliere le prove come meglio possono, e poi cerchino di dargli un senso, come meglio possono. Questo non è mai il caso. Gli scienziati hanno sempre una buona idea di cosa stanno cercando quando raccolgono dati, perché hanno una teoria (un modello) che dice loro cosa cercare. E se trovano prove che non si adattano alla loro teoria, allora c’è una buona probabilità che la loro teoria sia sbagliata e che ne debba essere elaborata una nuova.
La linea di fondo è che non esiste un’osservazione imparziale. Sappiamo sempre cosa vogliamo e speriamo di trovare nel mondo naturale, anche se possiamo essere scioccati, o piacevolmente sorpresi, di trovare qualcosa di diverso.
È possibile leggere la storia geologica della Virginia (versione da 16 pagine) senza conoscere i modelli che abbiamo per spiegarla e darle un senso, ma la storia è molto più significativa se si sa che i modelli esistono, e cosa dicono. È importante ricordare, tuttavia, che un modello è solo un modello, una sintesi, una media, un ideale. Il mondo naturale raramente corrisponde perfettamente a un modello e dobbiamo essere pronti a lavorare con una certa quantità di divergenza dal modello.

Plume di mantello e punti caldi
Un confine di placca divergente, dove due placche litosferiche si separano per creare un bacino oceanico, non esiste naturalmente. Viene creato da un processo di rifting (fasi B e C). Quando sono completamente sviluppati, i confini di placca divergenti si trovano sempre all’interno di bacini oceanici e li generano. Quando le placche divergono, il magma mafico risale dal mantello sottostante nella fessura o spaccatura che si apre per formare nuova litosfera oceanica, la suite ofiolitica. In questo modello di rifting non siamo interessati ai processi che avvengono lungo un margine divergente oceanico completamente sviluppato. Invece guardiamo a come i confini divergenti vengono creati per la prima volta durante il rifting di un continente.
Un confine di placca divergente inizia da qualche parte all’interno di una placca, lontano dai bordi. La placca può essere un blocco di cratone continentale o una parte di bacino oceanico (sezione trasversale). Quando il rifting è completo, è stato creato un nuovo confine di placca divergente e un nuovo bacino oceanico. L’ex singola placca (o continente) si divide in due placche (o continenti).
Il rifting è iniziato da pennacchi di magma che salgono dalle profondità del mantello verso la superficie. I pennacchi sono distribuiti in modo casuale sulla terra; la maggior parte nasce sotto un continente o un bacino oceanico, ma alcuni possono esistere ai confini delle placche. Quando il pennacchio sale verso la superficie, riscalda la litosfera sovrastante, o il rigido guscio esterno della terra, facendola gonfiare verso l’alto e creando un punto caldo. Comunemente il magma raggiunge la superficie per causare vulcani nel punto caldo. La sezione trasversale qui sopra mostra sia un punto caldo continentale che uno oceanico.
I pennacchi che causano i punti caldi sono stazionari nel mantello; a differenza delle placche sovrastanti che si spostano continuamente i pennacchi non si muovono. Quindi, mentre una placca si muove attraverso un hot spot, l’attività tettonica e vulcanica in superficie continua a spostarsi. Alla fine si può formare una lunga serie di vulcani. Le isole Hawaii sono un esempio di punto caldo oceanico, e il Parco di Yellowstone un punto caldo continentale.
Ci sono molti esempi antichi e moderni di punti caldi. La maggior parte sono isolati e attraversano tutta la loro storia senza iniziare un evento di rifting. A volte, tuttavia, diversi hot spot si uniscono e iniziano una catena di processi che portano a un rifting, un nuovo bacino oceanico e un nuovo confine di placca divergente. I processi responsabili di ciò sono descritti di seguito nelle prossime quattro fasi.

Hot Spot e Thermal Doming
Quando un pennacchio di mantello raggiunge la base della litosfera continentale si espande creando uno stagno di magma (vedi sezione trasversale sopra). La litosfera sovrastante si riscalda e si gonfia verso l’alto per formare il punto caldo, circa 1000 km di diametro e da 3 a 4 km sopra il livello del mare. La mappa a destra mostra una vista areale (aerea) di due punti caldi con giunzioni triple.
Come la cupola del punto caldo si gonfia la sua superficie superiore si estende fino a quando la crosta fragile si fende (faglie) lungo una serie di tre valli di rift che si irradiano dal centro del punto caldo. Queste 3 valli di rift sono una tripla giunzione. Idealmente le tre valli di rift si irradiano dal centro del punto caldo a 120o, ma spesso la tripla giunzione non è simmetrica e i bracci possono divergere ad angoli dispari.
Il calore del pennacchio del mantello causa molta attività vulcanica, ma è di due tipi. Tubi di magma mafico (basalto e gabbro) dal pennacchio di mantello si fanno strada attraverso la litosfera, formando alla fine vulcani in superficie. Ma il calore del pennacchio riscalda anche la base del continente causando la fusione di porzioni di esso per formare magma felsico (granito e riolite), che può anche raggiungere la superficie per formare vulcani. Questa comparsa simultanea di magmi sia mafici che felsici è insolita e viene chiamata associazione bimodale perché due tipi di magma marcatamente diversi si impiantano più o meno simultaneamente. La sezione trasversale qui sotto è un ingrandimento lungo la linea trasversale A-B sulla mappa a destra e mostra lo stadio di hot spot gonfio con un vulcano mafico (basaltico) e batholiths felsici (granitici). Osserva anche le faglie vicino alla superficie e i primi horst e graben.

Un punto caldo isolato può passare attraverso tutti questi processi, . . . e poi semplicemente morire. Il pennacchio di mantello si dissipa, il continente si raffredda e sprofonda di nuovo, l’attività vulcanica si ferma, e i sedimenti riempiono le valli del rift. Alla fine nulla sarebbe visibile in superficie per indicare che le fratture e i vulcani giacciono sepolti sotto la superficie.
In altre situazioni, tuttavia, quando diversi punti caldi sono strettamente associati, possono unirsi per formare una valle di frattura molto lunga. Per esempio, la mappa qui sopra mostra due giunzioni triple che stanno per unirsi. Se le condizioni sono giuste, queste possono dare inizio alla formazione di nuovi confini di placca divergenti e di un bacino oceanico (di cui si parlerà più avanti).

Quando le giunzioni triple si uniscono, solo due dei tre bracci di ogni giunzione tripla si collegano con i punti caldi adiacenti. Il terzo braccio diventa inattivo ed è quindi chiamato un braccio fallito (o un aulacogeno) (blu sulla mappa qui sopra). Dopo che il rifting è completo e si forma un nuovo bacino oceanico, gli aulacogeni esistono come uno squarcio che taglia il continente quasi ad angolo retto dal bordo. Sono noti molti aulacogeni antichi, anche se la maggior parte si è ora riempita di sedimenti e non è osservabile in superficie. Sono una buona prova che un tempo esisteva un punto caldo. I sedimenti e i vulcani che riempiono un aulacogeno sono simili ai processi che operano nelle fratture attive.
Fondazione della Rift Valley e invasione marina
La fondazione è il collasso di una porzione della superficie terrestre fino a formare una depressione. Le fratture assiali sono fondazioni tipicamente larghe decine di chilometri, con elevazioni dal pavimento della frattura alle creste delle montagne su entrambi i lati fino a 4-5 km.

Strutturalmente, le valli di rift sono graben a blocchi di faglia (valli create quando un blocco di terra sprofonda), delimitate da montagne horst su entrambi i lati (gli horst sono blocchi di terra che si muovono verso l’alto rispetto al graben) Se pensiamo alla meccanica di un hot spot, la terra si gonfia verso l’alto, facendola allungare o allontanare attraverso la cima. Mentre la terra si separa, si spacca e lascia spazio, così naturalmente un blocco di terra scivolerà giù nello spazio (il graben). La parte che non scivola giù, l’horst, è ora più alta. Poiché la terra si è già gonfiata verso l’alto con il punto caldo, non è necessario che l’horst si muova verso l’alto, ma è facile che il graben scivoli verso il basso. Questo processo avviene in decine di migliaia di piccoli passi, ognuno dei quali crea una piccola crepa, la cui somma totale distende la terra per molti chilometri.
Le faglie tra gli horst e i graben sono faglie normali, normali perché è “normale” che un graben cada verso il basso per gravità. Le superfici di faglia sono curve in modo che i blocchi di graben ruotano mentre si abbassano, intrappolando piccoli bacini in cui si formano laghi tra il blocco in discesa e la parete dietro la faglia. Molti dei laghi sono molto profondi e, sulla base dei moderni laghi rift, possono essere estremamente salati o alcalini. Nei fondali dei laghi si accumulano argille nere e ricche di elementi organici perché non c’è circolazione o ossigeno nelle acque profonde.

In genere si formano un gran numero di horst e graben, di tutte le dimensioni. I bordi degli horst principali che confinano con il graben assiale sono le terrazze continentali (chiamate anche zone di cerniera). All’interno del graben assiale principale ci sono numerosi horst e graben più piccoli.
È anche tipico per i mezzi graben più piccoli (faglia normale su un solo lato) formarsi per diverse centinaia di chilometri su entrambi i lati del graben assiale o rift assiale (i termini sono intercambiabili).
Inizialmente il fondovalle assiale è subareale, cioè sopra l’acqua (tranne i laghi), ma man mano che il graben assiale si abbassa il mare invade creando uno stretto bacino marino (rendendolo subacqueo). Un esempio moderno di rift in questa fase è il Mar Rosso.
Gli altipiani montuosi horst che delimitano le valli di rift sono composti da rocce ignee continentali felsiche (graniti) che erodono rapidamente in sedimenti grossolani arkosici (ricchi di feldspato). La maggior parte dei sedimenti sono depositati in sistemi brevi dove gli ambienti cambiano rapidamente da terrestri a marini profondi. Tutto intorno ai bordi del bacino, alla base delle faglie, i sedimenti si accumulano in ventagli alluvionali dalla faccia ripida che si trasformano rapidamente in fiumi intrecciati, e poi si scaricano in ventagli sottomarini. Il centro del bacino è spesso profondo e anossico, e si depositano argille e limi neri sottilmente laminati. Migliaia di metri di sedimenti possono accumularsi durante questa fase.
L’attività ignea è molto comune durante questa fase, e i vulcani e le colate di lava, a volte mafiche, a volte felsiche, possono intercalarsi ai sedimenti. I vulcanici possono essere piroclastici (esplosi da vulcani che esplodono) o flussi più tranquilli. I flussi possono comunque accumulare migliaia di piedi di spessore. I basalti a cuscino che si formano da sott’acqua non sono insoliti.
In un tempo geologicamente breve (~ 10 milioni di anni) gli horst vengono erosi e il graben riempito di sedimenti. Come il precedente grande rilievo (differenza di elevazione) diminuisce, la topografia si appiana, e l’oceano comincia a coprire la regione.
Margine divergente precoce

Durante il rifting attivo la crosta continentale, riscaldata dal pennacchio di mantello, si allunga come un taffy tirato (o mastice sciocco) e si assottiglia, mentre gli strati superiori fragili si fagliano e fondono per formare il rift assiale. Il tutto è sostenuto dal calore del pennacchio, e il magma mafico stagnante è molto più vicino alla superficie, rendendo più facile l’eruzione. Questa è una situazione molto instabile (l’intero sistema collasserebbe rapidamente se il calore venisse rimosso), e i continui processi non fanno che renderlo sempre più instabile.

Come risultato, poco dopo che il mare inonda la spaccatura assiale, una grande ondata di attività vulcanica mafica inizia lungo un lato della spaccatura assiale. Il magma viene inizialmente iniettato nella crosta granitica continentale sotto forma di innumerevoli dicchi basaltici. Si formano così tanti dicchi che è difficile decidere quali fossero le rocce originali. Questa miscela di granito e basalto iniettato è la crosta di transizione, perché è di transizione tra la crosta continentale e quella oceanica (vedi disegno sopra). Questo è l’inizio della scissione finale del singolo continente originale in due, e la formazione di un nuovo bacino oceanico.
Come l’attività vulcanica continua, il divario tra i due nuovi margini continentali divergenti si allarga mentre si separano, e inizia la formazione della litosfera oceanica. Un’ondata dopo l’altra di magma sale da una cella di convezione di nuova formazione e si inietta nel divario che si apre. Poiché questa nuova roccia ignea è di composizione mafica (basalto vicino alla superficie e gabbro in profondità), e di alta densità, “galleggia” sul mantello sottostante sotto il livello del mare. Questo crea la nuova litosfera oceanica, chiamata suite ofiolitica. Ad un tasso medio di rifting di circa 5 cm/anno, i due nuovi margini continentali divergenti possono trovarsi a mille chilometri di distanza l’uno dall’altro in 20 milioni di anni.
Nel processo di rifting la frattura assiale non si divide in due. L’iniziazione della crosta oceanica avviene da un lato o dall’altro del rift assiale. Un continente mantiene il graben assiale e l’altro lo perde. Il risultato è un’asimmetria dei nuovi margini continentali. Il margine con il rift assiale tende ad avere una transizione graduale alla crosta oceanica, attraversando il rift assiale con i suoi horst e graben minori. Il continente senza il graben assiale scende precipitosamente verso la crosta oceanica. Il nostro modello segue il lato del graben assiale a ovest (a sinistra).
Il calore e il magma che sale in superficie dalla cella di convezione rimane concentrato nel sito di rifting nel centro del nuovo bacino oceanico. Mentre il bacino oceanico si allarga, i margini continentali appena formati si allontanano dalla fonte di calore e si raffreddano. La crosta fredda è più densa di quella calda e presto la terrazza continentale si abbassa sotto il livello del mare. Queste prime fasi sono il periodo di più rapido raffreddamento e subsidenza.
Per quando la formazione della crosta oceanica è ben avviata, i graben assiali e laterali sono quasi pieni di sedimenti. Mentre il nuovo margine continentale si abbassa, il livello del mare relativo aumenta e la linea di costa comincia a trasgredire o a migrare attraverso il margine continentale. Il mare trasgressivo sparge uno strato di pura sabbia di quarzo come un deposito di spiaggia che copre l’intera regione. La sabbia di quarzo è la prima chiara prova nella documentazione rocciosa che la terrazza continentale si è abbassata sotto il livello del mare e si sta stabilizzando.
Come il mare trasgredisce, il mare diventa più profondo e la spiaggia lascia il posto a un ambiente di piattaforma vicino al mare, che poi diventa un ambiente di piattaforma profonda. Questa deposizione crea un cuneo di depositi di margine continentale divergente (DCM) che si ispessisce rapidamente verso il mare, con una piattaforma, un pendio e una risalita (vedi sezione trasversale sopra).
Margine divergente completo

La subsidenza dovuta al decadimento termico (la perdita di calore dalla crosta e il conseguente aumento della densità) è rapida all’inizio, ma diminuisce esponenzialmente con il tempo. I margini continentali divergenti impiegano circa 120 milioni di anni per raggiungere la stabilità (equilibrio isostatico). Il sedimento continua ad accumularsi per tutto questo tempo, più spesso verso l’oceano dove la subsidenza è maggiore, e più sottile verso il continente. Alla fine, un cuneo sedimentario, spesso 17 chilometri al suo massimo, è presente. Si noti nella sezione trasversale che il vulcano che nella fase di punto caldo era sopra il livello del mare è ora molto profondo nella terra.
I sedimenti depositati sul margine continentale divergente rimangono per lo più marini in acque poco profonde perché la subsidenza e la deposizione continuano più o meno allo stesso ritmo. In un clima caldo vicino a un cratone stabile, questi possono essere principalmente carbonati (calcari e dolomiti), altrimenti sono arenarie e scisti. Se il margine continentale si stabilizza prima che succeda qualcos’altro, i sedimenti continuano ad accumularsi, ma ora si accumulano (progradano) sul fondo dell’oceano.
Questa fase finale del rifting continuerà indefinitamente, o fino a quando qualche altro evento tettonico si intrometterà per distruggere il tranquillo margine divergente.
Vai a Modelli di costruzione di montagne
Torna alla Home Page
Continua a Un registro descrittivo della geologia della Virginia
Continua alla Storia di una pagina, Storia di due pagine, Storia di 16 pagine