LA MORFOLOGIA DEI FONDALI OCEANICI - I sedimenti oceanici

Le catene montuose che si ergono nel fondale sono chiamate dorsali medio-oceaniche. In alcuni punti possono raggiungere altezze tali da arrivare a emergere al di sopra della superficie del mare e formare isole Altre strutture visibili sono le cosiddette fosse oceaniche, lunghe e strette depressioni che si trovano al largo delle masse continentali La crosta continentale prosegue al di sotto del li­vello del mare con una parte sommersa pianeg­giante a debole pendenza, adiacente alla linea di costa, chiamata piattaforma continentale che si raccorda con i fondali oceanici per mezzo di una zona con pen­denza maggiore chiamata scarpata continentale. L'insieme di piattaforma continen­tale e di scarpata continentale viene chiamato zoccolo continentale.

La zona pianeggiante 252b17c che costituisce la maggior parte della superficie del fondale oceanico viene chiamata piana abìssale; su di essa si ergono monti sottomarini (seamounts), che talora pre­sentano una cuna appiattita a causa dell'erosione da parte delle correnti oceaniche (guyot).

I sedimenti oceanici

Le piattafor­me più estese sono quelle dell'Australia setten­trionale, dell'Asia occidentale, dell'Europa settentrionale e delle coste atlantiche del Sud Ame­rica

La piattaforma è interessata da una accentuata sedimentazione di detriti che provengono prevalentemente dall'erosione continentale. Si tratta di depositi terrigeni di vario tipo depositati dalle acque dei fiumi, dai ghiacciai, dal vento, dall'azione del moto ondoso, a cui si ag­giungono depositi piroclastici e sedimenti  vari. In molte zone, dove la velocità di sedimen­tazione è particolarmente accentuata, la piattaforma è soggetta a movimenti isostatici verso il basso a causa del peso dei detriti accumulati (subsidenza)

La scarpata continentale, che rag­giunge la profondità di 3000-3500 m, è scavata profondamente da valli a V, chiamate canyon sottomarini, che sono percorsi da frane di sedi­menti che si accumulano al limite della piattafor­ma continentale. Il materiale franato, principal­mente sabbia e silt, si muove lungo i canyon con moti turbolenti (correnti di torbida) e si dispo­ne "a ventaglio" formando un conoide alla base della scarpata; si formano così sequenze di strati, chiamate torbiditi, con granulometria decre­scente dal basso verso l'alto e dalla scarpata ver­so il mare aperto, lungo la direzione della cor­rente. Sulla piana abissale prevale la sedimentazio­ne di materiale con granulometria molto fine: si tratta di resti organogeni di gusci di organismi planctonici che precipitano e si accumulano sul fondo dopo la loro morte, oppure di sedimenti argillosi finissimi.

Le melme calcaree sono composte da gusci di globigerine (foraminiferi), pteropodi e coccoliti. Esse sono attualmente ben distribuite nella zona umida equatoriale e nelle zone umide temperate fino a circa 50° di latitudine Nord e Sud.

Le melme silicee derivano dalla deposizione di gusci di diatomee (fitoplancton) e di radiolari (zooplancton). Le melme a diatomee sono diffu­se principalmente in una fascia a latitudini me­dio-alte .Alla profondità di 4500-5000 m la percentuale di car­bonati nel sedimento si riduce drasticamente fi­no ad annullarsi. Infatti il carbonato di calcio, che compone i gusci degli organismi, a quella profondità si scioglie poiché diventa più solubile.

Quindi se per profon­dità inferiori possiamo trovare contemporanea­mente melme calcaree e silicee anche associate e mischiate in concentrazioni varie, sui fondali a profondità maggiore troveremo solo melme sili­cee. Il livello in prossimità del quale la concen­trazione dei carbonati nel sedimento è nulla vie­ne detto profondità di compensazione dei carbonati.

Le argille rosse sono sedimenti molto fini tra­sportati prevalentemente dal vento e con un tas­so di sedimentazione molto basso, dell'ordine di 1 mm ogni mille anni.

GLI STUDI DI PALEOMAGNETISMO

Lo studio dei minerali magnetici presenti nelle rocce consente di ricostruire il campo magnetico terrestre del passato. Rocce ignee effusive come i basalti, che costituiscono la crosta oceanica, so­no ricche di minerali, come la magnetite, dotati di suscettività magnetica. I cri­stalli di questi minerali, se sottoposti a un campo magnetico esterno e a una temperatura inferiore al punto di Curie, acquisiscono una magnetizzazione termorimanente, comportandosi come aghi di bussole e orientandosi nella stessa direzione del c.m.t. esistente in quel momento.

Anche nelle rocce sedimentarie è possibile effet­tuare studi di questo tipo: in questo caso i mine­rali magnetici acquistano una magnetizzazione detritica residua e si orientano durante la pre­cipitazione del sedimento nel mezzo acquoso prima della deposizione sul fondale. Dagli studi che vengono effettuati su rocce ignee si può ricavare l'intensità, la declinazione e l'in­clinazione del c.m.t.;

con le rocce sedimentarie invece si può calcolare con precisione solo la de­clinazione magnetica, poiché in quest'ultimo ca­so i minerali magnetici tendono a depositarsi in posizione parallela alla superficie e possono subire una magnetizzazione indotta anche dopo la deposizione. È possibile in ambedue i casi rica­vare dati precisi sulla latitudine a cui si trovava la roccia al momento della formazione ma non sulla longitudine.

ESPANSIONE DEI FONDALI OCEANICI

Nel 1962 il professor Harry Hess ipotizzò che la deriva conti­nentale avvenisse a causa dell'espansione dei fondali oceanici e pensò alle correnti convettive del mantello come possibile motore dell'espan­sione. Secondo Hess la presenza di materiale cal­do ascendente al di sotto delle dorsali oceaniche provocherebbe la formazione di nuova litosfera oceanica mediante apporti di materiale fuso de­rivante dalla fusione parziale del mantello. Il nuovo materiale occuperebbe gli spazi che si for­mano lungo l'asse delle dorsali a causa degli sfor­zi distensivi che i rami ascendenti e laterali delle correnti convettive inducono sulla litosfera so­vrastante. I continenti avrebbero così un ruolo passivo nei loro spostamenti, in quanto trasportati dall'aste­nosfera. Hess suppose che man mano che la nuova lito­sfera veniva a forrnarsi, la crosta più vecchia ve­nisse riassorbita all'interno dell'astenosfera in prossimità delle fosse oceaniche, le strutture più profonde riconosciute sui fondali.

ANOMALIE MAGNETICHE

La prova decisiva che confermava l'espansione dei fondali oceanici fu la scoperta di anomalie magnetiche nel corso degli studi ef­fettuati con navi oceanografiche. Per anomalia magnetica si intende la differenza tra l'intensità del c.m.t. teorica (per la località in cui viene effettuata la misurazione) e la misura reale effettuata con il magnetometro. Se si registra un valore di intensità reale superio­re a quella teorica siamo in presenza di un'ano­malia magnetica positiva, poiché essa si som­ma a quella del c.rn.t. attuale, in caso contrario avremo un'anomalia magnetica negativa. Le anomalie magnetiche sono provocate dall'influenza di minerali ferro­magnetici presenti nelle rocce, il cui effetto si va a sommare a quello del c.m.t. attuale

Nel 1961, al largo della costa occidentale del Nord America, si individuarono per la prima vol­ta anomalie disposte a bande regolari parallele. Le rocce che sicuramente originano le anomalie sono i ba­salti in cui si trova una percentuale rilevante di minerali magnetici, tra cui spicca la magnetite.

Nel 1963 i geofisici inglesi Vine e Matthews avanzarono una brillante ipotesi che metteva in relazione l'espansione dei fondali oceanici con il fenomeno delle inversioni del c.m.t. L'ipotesi è molto semplice: in corrispondenza dell'asse delle dorsali viene generata nuova crosta oceanica dalla solidificazione del magma e della lava di composizione basica che risalgono dal profondo. Questo processo è continuo e genera bande di rocce simmetriche rispetto all'asse della dorsale. Nella lava basaltica in via di raffreddamento si trovano numerosi minerali ferromagnetici che, al di sotto del punto di Curie, acquisiscono una magnetizzazione termorimanente permanente, orientandosi parallelamente alle linee di forza del c.m.t. presente in quel momento e registran­done la polarità. La lava che si è solidificata, acquisisce una magnetizzazione orientata nella stessa direzione e verso del campo magnetico che l'ha indotta.

Se il c.m.t. subisce delle inversioni periodiche di polarità, allora queste verranno registrate dalla lava che fuoriesce costantemente dalle dorsali. Quando la lava si solidifica in presenza di un campo magnetico con polarità normale, l'inten­sità misurata del c.m.t. sarà maggiore di quella teorica poiché la magnetizzazione termorima­nente della roccia si andrà a sovrapporre all'at­tuale polarità del campo magnetico, anch'esso normale: registreremo in questo caso delle ano­malie positive. Quando viceversa la lava solidifica in presenza di un campo magnetico inverso, avremo una ano­malia negativa poiché la magnetizzazione termo­rimanente si andrà a sottrarre a quella del cam­po magnetico attuale: in questo caso misurere­mo un valore di intensità minore di quello teori­co.

LA STRUTTURA DELLE DORSALI OCEANICHE

Queste catene montuose sottomarine raggiungono altezze da 1000 a 3000 m sulle piane abissali, sono larghe anche oltre 1500 krn e si estendono per circa 80 000 km sui fondali di tutti gli oceani. L'asse centrale appare dislocato da frat­ture che fanno assumere alla dorsale, se osserva­ta dall'alto, fattezze simili a quelle delle vertebre di una colonna vertebrale. Una tipica dorsale è caratterizzata dalla presen­za, lungo l'asse longitudinale, di una zona de­pressa allungata, profonda circa 2 km e larga dai 20 ai 40 km, chiamata rift valley e delimitata da pareti quasi verticali che si raccordano verso l'esterno con rilievi e altopia­ni che gradualmente si collegano con il fondale oceanico, con blocchi disposti a gradinata deli­mitati da faglie. La rift valley è caratterizzata da un valore molto elevato del flusso di calore, che testimonia la risalita di materiale caldo dal man­tello trasportato dai rami ascendenti delle celle convettive. Inoltre essa è sede di un'intensa attività sismica, con ipocentri superficiali, e vulcani­ca, alimentata da magmi primari basici in risalita derivati dalla fusione parziale della parte supe­riore del mantello composto da rocce ultrabasi­che. La risalita di magma dal profon­do, attraverso fratture parallele alla rift valley, e la formazione di camere magmatiche relativa­mente superficiali, inarcano la litosfera, fa­cendo assumere alla dorsale una struttura con­vessa a grande scala.

Faglie trasformi

La rift valley non è una struttura continua poi­ché è fittamente spezzettata in segmenti di varia dimensione, dislocati da faglie quasi verticali e perpendicolari all'asse della dorsale. La maggior parte di esse non prosegue fino alla crosta continenta­le; infatti, solo nella zona compresa fra i tronconi adiacenti della rift valley si riscontrano ipocentri di terremoti poco profondi. Wilson pro­pose di classificare queste strutture tettoniche come faglie trasformi. Sono diverse dagli altri tipi di faglie, poiché il movimento relativo dei blocchi a contatto tra due segmenti di rift valley è contrario a quanto ci si aspetterebbe se la dorsale si fosse effettivamente spezzata in seguito alla formazione delle faglie stesse. Dato che la velocità di espansione dei diversi tratti di rift valley di uno stesso oceano è pressoché identica, la loro sepa­razione è da considerarsi originaria: risale cioè a una fase precoce di formazione dell'oceano e non si è formata come conseguenza dell'azione delle faglie trasformi. Verso l'esterno, man mano che ci allontaniamo dalla zona di rift, non si regi­strano più fenomeni sismici e la faglia diventa inattiva poiché i due blocchi di crosta oceanica a contatto si muovono nella stessa direzione e alla stessa velocità. Ogni tratto di dorsale genera indipendentemente nuova crosta oceanica ma, all'esterno della zona di rift, il fon­dale oceanico si espande, a una velocità dell'or­dine di qualche centimetro all'anno, come se fos­se un unico blocco solidale, allontanando i conti­nenti che si trovano ai margini dell'oceano stes­so.

ETà DELLE ROCCE DEL FONDALE

Un'ulteriore prova dell'espansione dei fondali oceanici venne fornita da ricerche effettuate dal­la nave oceanografica Glomar Challenger a parti­re dal 1968. Il programma di ricerche prevedeva la perforazione e il campionamento di sedimenti costituenti i fondali oceanici, per studiarne la composizione e l'età. Le carote prelevate in tutti gli oceani del mondo fornivano un risultato emblematico: i sedimenti più antichi non avevano mai un'età su­periore ai 190 milioni di anni. Nell'Oceano Atlan­tico questa età dovrebbe corrispondere più o meno al momento della fratturazione della Pan­gea, e quindi il mancato ritrovamento di sedi­menti più vecchi era giustificato dal fatto che l'Oceano Atlantico non esisteva ancora. I sedi­menti più antichi dell'Oceano Atlantico sono sta­ti ritrovati al largo delle isole di Capo Verde e delle Bahamas; carote prelevate dai fondali del­l'Oceano Pacifico hanno indicato che i sedimenti più antichi sono concentrati lungo le fosse oceaniche della zona nord-occidentale, in aree quindi lontane dalle dorsali. Dagli studi effettuati risulta inoltre che non solo l'età ma anche lo spessore dei sedimenti aumen­ta man mano che ci si allontana dalla dorsale. Per capire in che modo queste osservazioni con­fermano la teoria dell'espansione dei fondali oceanici prendiamo in considerazione il mecca­nismo di deposizione, dei sedimenti di piana abis­sale, cioè dei gusci calcarei e silicei degli organismi che precipitano sul fondo.

In prossimità della dorsale, la quantità di sedi­menti presenti è assai ridotta poiché la crosta si è appena forrnata.