Corso di Geologia

Argomento: TETTONICA GLOBALE


INDICE


  06.7.2 - Angolo di Subduzione e dimensione del sistema di Arco

L’angolo che una zolla in subduzione forma con la superficie della Terra, detto angolo di subduzione determina le dimensioni trasversali del sistema di arco nella zolla sovrastante. Infatti con l’aumentare di quest’angolo diminuisce l’ampiezza dell’arco magmatico e dell’intervallo arco-fossa e viceversa (Fig. 112)

 

 

Fig. 112

Tra i vari parametri che determinano l’angolo di subduzione ricordiamo:

1) l’età della zolla che viene subdotta: la litosfera oceanica relativamente recente (più recente di 50 Ma) aumenta la sua capacità di “galleggiamento” grazie al suo stato termico e tende ad opporre resistenza alla subduzione pertanto una litosfera recente ridurrà l’angolo di subduzione;

2) il comportamento delle dorsali e dei  plateau asismici: queste aree oceaniche, topograficamente elevate, hanno densità inferiore a quella della litosfera oceanica circostante. Quando esse vengono “inghiottite” nella zona di subduzione possono anche indurre deformazioni di tipo distensivo nella zolla di sovrascorrimento e/o indurre l’angolo della subduzione nel momento in cui vengono subdotte;

3) la velocità relativa di zolle convergenti: se la velocità relativa di due zolle convergenti è bassa la componente di sprofondamento della litosfera in subduzione dispone di più tempo per rendere più inclinato l’angolo di subduzione;

4) la velocità assoluta di zolle convergenti: se la zolla in sovrascorrimento si muove in direzione della fossa è previsto un basso angolo di subduzione, mentre se il movimento della zolla in sovrascorrimento non è nella direzione della fossa, l’angolo di subduzione sarà maggiore.

Le discontinuità nelle zolle litosferiche oceaniche, come ad esempio preesistenti faglie trasformi, possono produrre variazioni dell’angolo di subduzione lungo la direzione del  margine che sprofonda. Se il vettore della convergenza relativa (o velocità relativa) delle due zolle è parallelo alla discontinuità l’effetto verrà conservato nella zolla in sovrascorrimento e sarà rappresentato da un brusco cambiamento tra una zona di arco ristretto (fascia che incombe sulla zolla che va in subduzione) ed una zona d’arco molto più ampia.

L’intervallo arco-fossa dovrebbe mostrare una corrispondente variazione in ampiezza. L’allineamento fortuito della discontinuità della zolla e del vettore di convergenza relativo è comunque molto improbabile.

Nel caso generale (Fig. 112) l’intersezione di una qualsiasi discontinuità nella zolla con la zona di subduzione migrerà lungo il margine di questa provocando lenti cambiamenti nell’ampiezza dell’intervallo arco-fossa e nella forma e posizione dell’arco magmatico.

 

 

Fig. 113 :Distribuzione delle isoterme e del limite di fase in un’estenosfera in cui è sprofondata una zolla di litosfera fredda. Profondità e distanze in Km.

 

 

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Fig. 113 A

 


 

Fig. 114

 

 

 

 

Fig. 115

 

 

 

 

 

 

Fig. 116: Sezione verticale, normale alla direzione di un arco insulare. Essa mostra schematicamente l’orientazione tipica di una doppia coppia di meccanismi focali dei terremoti. L’asse distensivo (frecce divergenti,in alto) è il risultato della flessura che si determina quando la litosfera si curva lungo l’asse della fossa. Il regime compressivo (frecce convergenti tra zero e circa 200 Km di profondità) è il risultato della resistenza alla subduzione che si origina al contatto tra la zolla superiore e quella inferiore, nel settore non curvato dalla zona in subduzione. Il regime distensivo (frecce divergenti a circa 200 Km) è probabilmente dovuto ad un locale aumento della velocità di subduzione quando le parti inferiori della zolla passano attraverso la fase (petrografica) di transizione a 320 Km. Le parti superiori della zolla in subduzione sono meno dense e non vanno di pari passo con le porzioni inferiori. Il regime compressivo sotto i 200 Km è prodotto dalla resistenza opposta dalla astenosfera allo sprofondamento della litosfera (modificato da Isacks et al., 1968).

 

                                                               

 

  

 

Fig. 117