Il guscio esterno della Terra
La Terra è costruita a strati: una crosta sottile, uno spesso mantello roccioso e un nucleo metallico. La tettonica delle placche riguarda i due strati superiori, e in particolare quanto è resistente o debole la roccia alle diverse profondità.
Litosfera e astenosfera
Lo strato più esterno, la litosfera, è freddo e rigido. Comprende la crosta e la parte superiore del mantello, ed è suddiviso in grandi frammenti chiamati placche tettoniche. La litosfera oceanica è spessa fino a circa 100 km. La litosfera continentale è più spessa e, sotto le parti più antiche dei continenti, può spingersi molto più in profondità.
Sotto la litosfera si trova l’astenosfera. È ancora roccia solida, ma è abbastanza calda da scorrere molto lentamente su lunghi periodi, come cera tiepida. Questo strato debole permette alle placche rigide sovrastanti di muoversi. Le placche non galleggiano su roccia liquida: scivolano su roccia solida che, nel corso di milioni di anni, si comporta come un fluido molto denso.
Crosta oceanica e crosta continentale
Ogni placca porta in superficie uno strato di crosta, e ne esistono due tipi.
La crosta oceanica è sottile, circa 7 km, ed è composta da rocce vulcaniche scure e dense come il basalto e il gabbro. Si forma nelle dorsali medio-oceaniche e viene distrutta nelle zone di subduzione, quindi non diventa mai molto vecchia: il fondale oceanico più antico ha circa 180 milioni di anni.
La crosta continentale è molto più spessa, in media circa 35 km e fino a circa 70 km sotto l’Himalaya e il Tibet. È composta da rocce più leggere e ricche di silice, come il granito. Poiché è leggera, resiste allo sprofondamento nel mantello, e così la crosta continentale sopravvive per miliardi di anni. Alcune rocce del Canada settentrionale hanno circa 4 miliardi di anni.
La maggior parte delle placche porta entrambi i tipi di crosta. La placca nordamericana comprende il continente nordamericano e la metà occidentale del fondale dell’Atlantico settentrionale. La placca pacifica è quasi tutta oceanica e da sola copre circa il 20,5% della superficie terrestre.
I bordi delle placche non sono le coste
Poiché le placche portano entrambi i tipi di crosta, i margini di placca raramente seguono i bordi dei continenti. La costa orientale degli Stati Uniti e la costa occidentale dell’Africa sono margini passivi: il continente e il fondale oceanico vicino appartengono alla stessa placca e si muovono insieme, perciò su queste coste ci sono pochi grandi terremoti e nessun vulcano attivo. La costa occidentale del Sud America è invece un margine attivo, dove il bordo del continente è anche un margine di placca, e ha alcuni dei terremoti più potenti e dei vulcani più alti della Terra. Sapere se una costa è attiva o passiva dice molto sul suo rischio sismico. Consulta la pagina di un paese, come il Cile o il Brasile, per vedere su quali placche si trova.
Che cosa muove le placche
L’interno della Terra è caldo, per il calore rimasto dalla formazione del pianeta e per il decadimento degli elementi radioattivi. Quel calore sfugge lentamente attraverso il mantello, che circola secondo uno schema chiamato convezione del mantello. Le placche sono lo strato superiore freddo di questo sistema. Spiccano tre forze.
Trazione della placca in subduzione (slab pull)
In una zona di subduzione, una vecchia placca oceanica è più fredda e densa del mantello sottostante, quindi sprofonda. La lastra che scende trascina dietro di sé il resto della placca, come una tovaglia che scivola giù da un tavolo. La maggior parte dei geofisici considera lo slab pull la forza più importante del moto delle placche.
I dati del PB2002 lo confermano. Le placche con lunghi bordi in subduzione sono le più veloci rispetto alle vicine: la placca pacifica si muove in media a circa 7,3 cm all’anno lungo i suoi margini, la placca di Nazca a circa 7,9 cm all’anno e la placca di Cocos a circa 7,0 cm all’anno. Le placche quasi prive di lastre in subduzione si muovono lentamente: la placca africana in media a circa 1,8 cm all’anno e la placca euroasiatica a circa 2,0 cm all’anno. Considerando tutte le zone di subduzione del PB2002, la velocità relativa media è di circa 6,2 cm all’anno, più alta che per qualsiasi altro tipo di margine.
Spinta della dorsale (ridge push)
Le dorsali medio-oceaniche sono più alte del vecchio fondale oceanico circostante, perché la litosfera giovane è calda e dilatata. La gravità fa scivolare dolcemente le placche verso il basso, lontano da questo rilievo. La spinta della dorsale è reale, ma in genere più debole dello slab pull.
Il flusso del mantello
Il mantello sotto una placca può esercitare un trascinamento sulla sua base, favorendo il moto oppure opponendovisi. I pennacchi di roccia calda che risalgono dal mantello profondo possono anche formare punti caldi, come le Hawaii e l’Islanda, e possono contribuire ad avviare i rift. Gli scienziati discutono ancora su quanto il flusso del mantello muova le placche, rispetto a quanto siano le placche a muovere il flusso sottostante.
A che velocità si muovono le placche
Le placche si muovono di pochi centimetri all’anno, più o meno alla velocità con cui crescono le unghie. Sembra poco, ma in un milione di anni una placca che si muove di 5 cm all’anno percorre 50 km. Nei 200 milioni di anni trascorsi da quando la Pangea ha cominciato a frammentarsi, un moto del genere ha aperto l’intero Oceano Atlantico.
Le velocità riportate su questo sito provengono dal modello PB2002. Sono velocità relative, misurate tra placche vicine lungo i loro margini comuni. Il moto relativo più veloce si trova nella fossa di Tonga, dove la placca pacifica e la placca di Tonga convergono fino a circa 26 cm all’anno. La dorsale medio-atlantica tra Nord America ed Eurasia si apre in media di appena 1,5 cm all’anno circa, e il Rift dell’Africa orientale di circa 0,3 cm all’anno. La pagina di ogni placca nell’elenco delle placche riporta le sue velocità media e massima.
Quante sono le placche
La maggior parte dei libri di testo elenca sette placche principali: pacifica, nordamericana, euroasiatica, africana, antartica, indo-australiana e sudamericana. Di solito si aggiungono diverse placche minori, come la placca di Nazca, di Cocos, caraibica, araba, filippina, di Juan de Fuca e di Scotia.
Il modello PB2002, pubblicato da Peter Bird nel 2003 e usato per le nostre mappe, definisce 52 placche. Tratta la placca indiana e quella australiana come placche separate, unite da un’ampia zona di deformazione, e aggiunge decine di piccole microplacche in regioni complesse come il Pacifico sud-occidentale e l’Indonesia. Alcune delle sue placche, tra cui quella di Okhotsk, dell’Amur, dello Yangtze, della Sonda e la placca somala, sono ancora discusse. Altri modelli usano meno placche, come il modello MORVEL con 25, e alcuni studi recenti mappano blocchi piccoli ancora più numerosi. L’elenco delle placche le riporta tutte e 52 in ordine di grandezza.
Come gli scienziati misurano il moto delle placche
GPS e geodesia spaziale
Oggi il moto delle placche si misura direttamente. I ricevitori GPS ancorati alla roccia registrano la loro posizione con una precisione di pochi millimetri, e dopo alcuni anni di dati lo spostamento di ogni stazione mostra come si muove la sua placca. Altre tecniche spaziali, come i radiotelescopi che misurano i tempi di arrivo dei segnali di quasar lontani e i laser riflessi dai satelliti, confermano i risultati. Queste misure mostrano le placche che si muovono oggi, anno dopo anno.
Le anomalie magnetiche a bande del fondale
Il fondale oceanico registra il moto delle placche nell’arco di milioni di anni. Quando la nuova crosta si raffredda in una dorsale medio-oceanica, fissa la direzione del campo magnetico terrestre. Il campo si inverte di tanto in tanto, quindi il fondale porta una serie di bande magnetiche parallele alla dorsale, speculari sui due lati. I geologi datano le inversioni, misurano a che distanza dalla dorsale si trova ciascuna banda e calcolano la velocità con cui le placche si sono separate. Il riconoscimento di queste bande negli anni Sessanta fu una svolta per l’accettazione della tettonica delle placche.
Altri indizi
La direzione del moto si può leggere dalle faglie trasformi, che sono allineate con il verso in cui scorrono le placche, e dalle direzioni di scorrimento dei terremoti. Le catene di vulcani formate sopra i punti caldi, come le isole Hawaii, mostrano come una placca si è spostata sopra il mantello sottostante. Modelli come il PB2002 combinano molte di queste misure in un quadro unico e coerente.
Per vedere dove si incontrano le placche e che cosa succede lì, prosegui con i margini di placca, oppure esplora la mappa dei terremoti e la mappa dei vulcani. I termini di questa pagina sono definiti nel glossario.