Indipendentemente dalla loro validità nella loro espressione attuale e/o dall’adattabilità al sistema orogenetico della Tetide, dei modelli della Tettonica delle Placche si constata che questi ultimi  sono numerosi e talvolta tra di loro in contrasto; inevitabilmente sono destinati a essere contraddetti da altri modelli entro pochissimo tempo; questo significa non che i modelli della tettonica a placche siano poco seri ma al contrario che ci si confronta con una teoria contemporanea ed in rapida crescita che forse talvolta avanza più velocemente della scoperta dei fatti, ma che sta anche stimolando nuove ricerche, che permettono di accertare nuovi fatti e conseguentemente, di costruire nuovi e talvolta migliori ma inevitabilmente provvisori modelli.

Saranno quindi illustrati tra i modelli che si ispirano alla tettonica globale, prima alcuni esempi storici (alcuni dei quali precursori o addirittura profetici) e quindi un piccolo gruppo di modelli per dimostrare quanto diverse possono essere (ma comunque possibili) le rappresentazioni. Da un punto di vista storico, si deve ricordare che la teoria attuale, non è la prima espressione di tettonica globale. Mezzo secolo fa seguendo e modificando l’ipotesi della deriva dei continenti di Wegener, Argand geologo della Svizzera alpina, cercò di spiegare la formazione delle montagne nella catena alpina con l’alternarsi di forze compressive e distensive dovute alla deriva dell’Africa rispetto all’Europa (vedi figg. 10.10-10.12ab). Si deve tuttavia notare che un primo modello di Argand supponeva che durante il Mesozoico la geosinclinale alpina sarebbe stata soggetta ad una compressione che aveva indotto un “piegamento embrionale” (invece di una distensione ed espansione che però veniva indicata durante fasi più recenti). Argand in realtà descrive una distensione per la formazione post-alpina degli attuali bacini mediterranei; quindi una distensione tardo Terziaria. Altre spiegazioni dell’orogenesi Alpina in termini di modalità di movimenti dei continenti sono state formulate dopo Argand, ma prima della nascita della vera teoria della Tettonica delle placche (vedi figg. 10.15-10.18).

Quando consideriamo un’area di proporzioni regionali come le Alpi o l’intera fascia alpina mediterranea, la moderna ricerca tettonica e sedimentologica ci porta a differenziare, da un canto, un periodo di sedimentazione di margine passivo come un periodo di distensione di apertura ed espandimento oceanico e dall’altro il periodo di sedimentazione  del flysch e il periodo di piegamento come intervalli temporali di contrazione e chiusura dell’oceano precedentemente formatosi. D’altra parte poiché la tettonica delle zolle nella sua attuale forma, rappresenta la trasposizione “attualistica” dei modelli del presente al passato geologico essenzialmente le due tesi prima descritte furono inizialmente rappresentate da un modello di tipo margine “Atlantico” (distensione, espandimento) (figg. 10.21-10.22) e da un modello di tipo “Pacifico” (subduzione, associata o meno alla formazione di mari marginali cioè bacini di retroarco) (fig. 10.23).

  

fig. 10.21 – Comparazione tra i margini recenti di tipo continentale di tipo Atlantico con i margini continentali della Tetide mesozoica (Bernoulli, 1972). Le sezioni 1 e 3 mostrano due casi di margini continentali attuali dell’Atlantico occidentale. La sezione 2 mostra il margine Africano (Appennini) dell’area oceanica Piemonte-Liguria, la sezione 4 il margine Africano (Dinaridi) dell’area oceanica Dinarico-Taurica. Nota che 2 e 3 sono modelli ricostruiti della situazione del Mesozoico, prima della tettogenesi Alpina.

fig. 10.22 - Modello per la formazione di una crosta oceanica Mesozoica dell’ area Piemonte-Liguria (Elter, 1972).              Questo modello cerca di spiegare le relazioni di campagna conosciute e osservate tra le ofioliti Liguri e le loro copertura sedimentaria. La spiegazione è presa in gran parte da Decandia, Elter (1972). Nella figura in alto: Triassico-Medio Giurassico): inizio di stretching e assottigliamento della crosta granitica continentale. Questa prima fase discensionale avrebbe portato alla intrusione di corpi gabbroidi (origine di gabbri e forme associate). Secondo momento (diagramma in basso: Giurassico superiore) lacerazione della crosta continentale ed espandimento, con generazione di uno “hiatus oceanico” tra i due blocchi continentali che si muovono con fuoriuscite basaltiche (pillow lavas, diabasi). La crosta oceanica è fatta di herszoliti, in altri posti di gabbri, in altri di pillows lavas. Questo modello che non coinvolge alcuna dorsale medio-oceanica ha il merito di avere per primo preso in considerazione le osservazioni di campagna, invece di essere trasposto in un modello attualistico; tuttavia manca un’accettabile spiegazione meccanica della causa dello stretching.

Naturalmente, tale accettazione di modelli ha il difetto di negare la possibilità di modelli non-attualistici. Nondimeno il paragone con gli attuali oceani e margini continentali è apparso sempre più negli ultimi 60 anni di sviluppo delle Scienze della Terra, un affidabile fattore di progresso e di conoscenza. Con riferimento alla regione peri-mediterranea, si possono pertanto individuare tre principali stadi che si succedono nel tempo: 1) lo stadio “pre-Tetide” o “Paleo Tetide”, che contempla il problema della ricostruzione paleogeografica  pre-mesozoica e triassica (fig. 10.24); 2) la nascita e l’espansione della Tetide, che noi possiamo chiamare lo “stadio Atlantico” (figg. 10.25 e 10.26); 3) il periodo di raccorciamento, cioè lo “stadio Pacifico” della Tetide, dove noi possiamo immaginare diversi tipi di subduzione, di formazione di mari  marginali e successivamente di collisioni continentali.

fig. 10.24 - Successive posizioni dell’ Africa relativamente all’ Europa, come dedotte dalle anomalie magnetiche dell’ Atlantico (Dewey et al.,1973, fig. 2 ridisegnata). Nota che come nelle figure precedenti questa ricostruzione porta a immaginare (A) un largo oceano della Tetide durante il Permo-Trias ad est (future Dinaridi, Hellenidi, Tauridi e Zagros). Al contrario questa area oceanica sarebbe stata molto stretta nella zona occidentale (future Betidi e Magrebidi).

fig. 10.25 - Un’ipotesi di ricostruzione palinspastica dei continenti Nordamericano,Europeo,Africano,del blocco Iberico e blocchi continentali più piccoli tra di loro,rispetto alla loro posizione primitiva del Triassico superiore (Dewey et al.;1973). Piccoli blocchi: 1 = Lanzarote; 2 = Haha block; 3 = Meseta marocchina; 4 = Meseta di Orano; 5 = blocco del Riff; 6 = Grande Kabilia; 7 = Piccola Kabilia; 8 = Blocco Calabro; 9 = Blocco Betico; 10 e 11 = Blocco Siculo-Ibleo; 12 = Chott Sahel; 13 = Blocco Balearico; 14 = Blocco Corsico-Sardegna;15 = Blocco dei Monti Tatra; 16 = Blocco del Tirgu-Mures; 17 = Blocco del Sinai.

fig. 10.26 -  Successioni mesozoiche della regione Alpino-Mediterranea e della regione occidentale dell’Atlantico centrale:una comparazione (Bernoulli e Jenkyns,1974). Il confronto tra i sedimenti dei margini continentali (con basamento di crosta continentale) e quelle di  aree oceaniche (con basamento oceanico) che mostrano similarità molto evidenti.

fig. 10.27 - Un modello di tettonica a zolle per lo sviluppo nel Terziario  delle strutture Alpi-Appennini (Boccaletti et al., 1971). Nero  = crosta oceanica; croci = crosta continentale; zone disegnate con linee verticali distanti = mantello superiore; bianco = astenosfera; tratteggio leggero = coperture miogeosinclinaliche; le zone a tratteggio denso verticale = unità sub Liguri. 1 = unità Apuane Paleozoiche; 2 = zona di Massa; 3 = copertura autoctona Apuana; 4 = falda Toscana; 5 = unità di Cervarola; 6 = zona Umbria-Marche; 7 = zona Brianconnese e Subbrianconnese; 8 = zona di Canetolo; 9 = unità di Caio; 10 = complesso basale dei flysch Liguri; 11 = unità di Cassio; 12 = unità di Sporno; 13 = serie Oligo-Mioceniche di Ranzano; 14 = unità di Gottero; 15 = unità Antola; 16 = Unità delle ofioliti del Bracco; 17 = unità ofiolitiche del massiccio di Voltri; 18 = scisti; 19 = unità Liguri di Balagne; 20 = copertura autoctona della Corsica; 21 = valle del Po, formazioni post-orogeniche. La simmetria, con opposte vergenze, delle strutture Nord-Appenniniche e Alpine (Corsica), ha portato gli autori ad immaginare 3 “zone di subduzione di Benioff” di differente età, che immergono in direzioni opposte.

Consideriamo brevemente questi tre brevi stadi ed i problemi corrispondenti. Un primo problema  sorge quando noi tentiamo una ricostruzione palinspastica della Tetide  durante il Permiano ed il Trias, cioè prima dell’apertura dell’Oceano Atlantico. Una certa linea di pensiero considera che, l’apertura dell’Oceano della Tetide sia avvenuta soltanto all’inizio del Giurassico, con un'eventuale possibilità che in alcune zone si sia prodotta nel Trias sup.; altre ricostruzioni ci mostrano  (almeno per le zone orientali: future Ellenidi, Tauridi etc.) l’immagine di un Oceano della Tetide (Permiano e Triassico) molto grande tra Eurasia a Nord e Gondwana a Sud. I dati di campagna (principalmente strutturali e sedimentologici) in alcune zone della fascia alpina mediterranea (specialmente nella sua parte occidentale: Alpi, Appennini, Betidi, Maghrebidi) indicano una fase di sedimentazione di piattaforma carbonatica durante il Triassico (fig. 10.28) e che l’inizio dell’apertura e dell’espansione oceanica (formazione della crosta oceanica della Tetide e delle  future ofioliti) sia avvenuto principalmente durante il Giura medio.

fig. 10.28 - Schema generalizzato illustrante l’evoluzione paleogeografica di parte del margine continentale meridionale della Tetide durante il Giurassico ((Bernoulli and Jenkyns, 1974). Questo diagramma in cui le altezze sono esagerate mostra la disintegrazione di una iniziale piattaforma carbonatica continua durante il Triassico. Questo evento che avvenne soltanto nel Lias fu molto probabilmente indotto da una tettonica distensionale che diede luogo a domini paleogeografici differenziati che sono mostrati come seamount pelagici o neritici alternantisi con aree bacinali. (In alcune altre aree non riportate in figura, come nella zona del Gavrovo nelle Ellenidi o Abruzzi negli Appennini, le condizioni di piattaforma carbonatica continuarono oltre il Giurassico e anche il Cretaceo).

Ad Est tuttavia (in alcune zone delle Ellenidi e Tauridi) alcune ofioliti con la loro copertura sedimentaria, (Trias sup.) possono essere interpretate come resti di una crosta oceanica triassica nella Tetide orientale. I dati di campagna che riguardano sedimenti permiani non ci permettono invece, di immaginare alcuna crosta oceanica della Tetide in queste aree durante tale periodo.

D’altro canto questi risultati sono in contrasto con la ricostruzione palinspastica effettuata per il Permiano ed il Trias, quando si  prende in considerazione l’“accostamento” dei margini dei continenti che delimitano l’Atlantico (vedi fig. 10.26). Il modello ipotizzato quindi ci proporrebbe una Tetide molto stretta ad Ovest (le future Betidi e Maghrebidi) ed una Tetide oceanica molto ampia ad Est  (le future Ellenidi, Tauridi etc.). Ma è possibile che questa presunta crosta oceanica permiana sia stata interamente consumata dalla successiva subduzione senza lasciare nessuna traccia? E d’altro canto è corretto ammettere che i margini attuali delle masse continentali, quali l’Africa, siano adesso gli stessi esistenti durante il Permiano, (eliminando la possibilità quindi di scomparsa e di distruzione di crosta continentale per mezzo di un qualsiasi meccanismo?). Comunque, la presenza in certi settori della Tetide, durante il Giura, di crosta oceanica sembra molto probabile, tenendo conto che le ofioliti alpine possono rappresentare resti di  una crosta oceanica mesozoica e di parti del sottostante mantello. L’evoluzione dei margini continentali di queste aree oceaniche durante il Giura ricorda fortemente l’evoluzione dei margini dell’Oceano Atlantico nello stesso periodo (vedi Bernoulli 1979). Dopo gli anni ’80 una serie di studi e ricerche ha suggerito nuove ricostruzioni (vedi Catalano et al., 1990). Ma tale stretto paragone tra i margini continentali non implica obbligatoriamente che la Tetide giurassica fosse paragonabile all’attuale Atlantico, cioè ad un vasto ed unico oceano con la sua dorsale medio-oceanica, e le sue faglie trasformi etc.. I modelli proposti per una Tetide giura-cretacea, attualmente sono molto differenti gli uni dagli altri; un unico e vasto oceano, oppure un mosaico di aree oceaniche più piccole associate a microzolle, e successivamente a mari marginali (Fig. 10.25).

fig. 10.29 - Modello della tettonica a zolle dell’evoluzione dell’orogenesi Siciliana (e Nord Africa) (Wezel, 1970).

L’autore cerca qui di spiegare l’evoluzione dell’orogenesi siciliana in termini di tettonica delle zolle mostrando esempi di due tipici modelli attualistici, Atlantico e Pacifico. a = crosta continentale; b = crosta oceanica.

La sezione in basso mostra una fase dell’espansione oceanica (spreading) durante il Cretaceo inferiore. Grazie a questo spreading, si sono depositati i differenti “sedimenti oceanici” che ora appaiono incorporati in unità tettoniche sovrapposte. Sono qui indicati come diacroni e sedimentati in differenti parti del bacino oceanico: 1 = rocce vulcaniche basiche sottomarine e radiolariti; 2 = calcari pelagici; 3 = calcari detritici (microbrecce calcaree con strati più o meno gradati); 4 = argilliti silicee e radiolariti. Il flysch di Monte Soro è considerato come un deposito tra zone di rialzo continentale. La sezione in alto (Miocene inf.) mostra la progressiva chiusura del bacino oceanico grazie alla subduzione, lungo un piano di Benioff, che porterà, nel Miocene medio, alla collisione continentale con la zolla europea (Sardo-Kabilo).

Un altro interessante oggetto di ricerca si evidenzia relativamente alla chiusura della Tetide  durante il Cretaceo ed il Terziario, poiché i modelli ora proposti, sebbene più o meno plausibili sono troppo diversi gli uni dagli altri e sono, soprattutto, incapaci di spiegare tutti i fatti accertati. La deposizione dei flysch in bacini sottoposti a fasi compressive della Tetide possono avere spiegazioni attualistiche (fig. 10.10); sono più difficili da spiegare eventi metamorfici coevi o successivi, specialmente metamorfismi di alta pressione / bassa temperatura. In realtà, il movimento dell’Africa relativo all’Europa, sembra essere stato di tipo trascorrente, più che una semplice separazione divergente seguita da una convergenza. Questo potrebbe rappresentare una possibile spiegazione della rotazione antioraria della Corsica – Sardegna ed infine dell’Italia, durante il Terziario, collegabile con una faglia trascorrente sinistra tra i due blocchi.

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fig. 10.30 – Schema della convergenza Africa-Europa  dall’Arco Calabro-Peloritano verso l’avanpaese africano.