L’orogenesi: dalla teoria della geosinclinale alla tettonica a placche

La storia dell’orogenesi viene affrontata a cominciare dal 1859, con il geologo americano James Hall che analizzò i sedimenti degli Appalachi, per capire la ragione degli inconsueti spessori che vi si riscontravano.

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    La sua ipotesi, visto che i sedimenti erano tutti di mare poco profondo, prevedeva una crosta in sprofondamento a mano a mano che si accumulavano i sedimenti (subsidenza) fino a raggiungere una zona profonda di disequilibrio che provocava il sollevamento del materiale quando la spinta isostatica è maggiore del carico sovrastante.

    Nel 1869, James Dwight Dana spiegò l’origine di tali sedimenti mediante una subsidenza attiva: i sedimenti vengono intrappolati in una grossa depressione chiamata geosinclinale (Fig. 1), dove incontrano zone in cui c’è produzione di lave e di rocce metamorfiche e vulcaniche. Per il disequilibrio isostatico questa si solleva, deformandosi e dando luogo alla catena montuosa.

    Una prima sintesi delle idee sulla dinamica della crosta terrestre è dell’inizio del 1900 con il geologo tedesco Hans Stille che distingue i cratoni (le aree stabili) dagli orogeni (aree di debolezza che corrispondono alle precedenti aree di geosinclinale). I cratoni rappresentano la parte più antica e pianeggiante della crosta terrestre, priva di vulcanismo e sismicità. Gli orogeni presentano invece caratteristiche di debolezza, possono essere deformati, sono sede di magmatismo e di sismicità con profilo topografico piuttosto accidentato.

    Jean Aubouin negli anni ’50-’60 propone un nuovo schema di geosinclinale:

    una zona di avampaese (cioè un settore di crosta continentale stabile) e due domini marini (fosse) la miogeosinclinale l’eugeosinclinale, separati da una zona rilevata chiamata ruga (Fig. 1).

    La differenza tra miogeosinclinale ed euegeosinclinale consiste nel tipo di formazioni litologiche che ospitano: nei periodi di vacuità, ossia di tranquillità orogenica, nella miogeosinclinale si depositano sedimenti di mare poco profondo, mentre nell’eugeosinclinale accanto a sedimenti di mare più profondo, vengono emesse rocce vulcaniche. Quando si verifica un’orogenesi, le forze che la producono spingono l’intero pacco dei sedimenti della eugeosinclinale e della miogeosinclinale sull’avampaese che rimane praticamente indeformato (Fig. 2). Nel modello di Aubouin la Terra non è più fissa e priva di una dinamica superficiale, ma è capace di generare in superficie movimenti tali da costruire le catene montuose. 

    Il modello della geosinclinale è degli anni ’70 ed è stato superato da un modello più recente della tettonica delle placche (Fig. 3). In questo modello si ritrova lo schema di Aubouin con l’inserimento, oltre che di un complesso gioco di placche, anche della possibilità che la Terra abbia una dinamica interna in grado di provocare e regolare il movimento delle placche stesse. L’orogenesi viene spiegata con un insieme di fenomeni “complessi” che è possibile considerare in parallelo al modello di Aubouin: i sedimenti della miogeosinclinale corrispondono al cosidetto prisma di accrezione, cioè all’accumulo di sedimenti che si forma lungo i margini dei continenti, poggiando su litosfera continentale, mentre quelli della eugeosinclinale più diversificati a causa della presenza di vulcani, corrispondono ai sedimenti deposti sulla litosfera oceanica. L’orogenesi si verifica quando due placche convergono una vero l’altra e si arriva alla collisione tra litosfera oceanica e continentale.

    Nel caso in cui si verifichi un avvicinamento tra due placche continentali, prima separate da un oceano, la litosfera oceanica interposta si rompe e si deforma, ed essendo più pesante scorre al di sotto della litosfera continentale della placca sovrastante, si forma così un piano di subduzione ed un arco insulare (Fig. 3a e 3b). Quando i margini dei due continenti entrano direttamente in collisione (Fig. 3c), lo scontro provoca il sollevamento dell’area e la formazione di una catena montuosa (orogene).