Guardando le montagne per
prima cosa si è colpiti dalla loro topografia: le dimensioni
eccezionali, le forme scavate dai ghiacciai o dai corsi d'acqua, i
pendii dolci e ricchi di vegetazione. Molti provano la stessa
sensazione di timoroso rispetto che si ha davanti a certe
costruzioni fatte dall'uomo come gli archi e le vetrate si innalzano
in una cattedrale gotica. Eppure, mentre lo sguardo scorre da un
punto all'altro di un paesaggio è facile dimenticare come siano
necessarie forze immense non solo per erigere, ma anche per
sostenere una catena montuosa. Tutte le catene montuose, così come
le cattedrali, poggiano su fondamenta senza le quali crollerebbero.
Se davanti a una montagna o a una cattedrale non ci si accontenta di
provare solo ingenuo stupore, è utile conoscere i meccanismi
invisibili che stanno dietro alla bellezza che noi vediamo. Ecco lo
scopo di questo articolo: descrivere le strutture sottostanti -la
tettonica, ossia l'architettura- delle catene montuose.
Due esempi diversi
Il richiamo all'architettura non è puramente retorico: le soluzioni
che gli architetti hanno adottato per sostenere le costruzioni hanno
infatti analogie nella struttura delle catene montuose.
Un'alternativa consiste nel costruire su basamenti di roccia lapidea
e rigida. Per esempio alcuni degli edifici più alti del mondo hanno
le fondamenta sugli scisti di Manhattan, una formazione rocciosa che
non ha più subito significativi processi termici o di deformazione
(e quindi di indebolimento) dal Precambriano terminato circa 600
milioni di anni fa. Le montagne più alte del mondo, l'Himalaya, come
grattacieli di Manhattan poggiano su uno spesso scudo di rocce
lapidee precambriane al margine settentrionale del subcontinente
indiano. Non è però necessario un basamento di rocce rigide per
sostenere una grande struttura. Per esempio, io lavoro a Cambridge
nel Massachusetts, in un edificio di 20 piani che si fonda su pali
di 40 metri infissi nel riempimento artificiale e nella morena
glaciale di quello che un tempo era un bacino di marea lungo il
Charles River. In un certo senso l'edificio <<galleggia>> su
depositi saturi d'acqua e sotto questo aspetto non è diverso da un
grande battello. Anche le montagne possono essere sostenute dalla
spinta idrostatica di materiale leggero che galleggia su su
materiale più pesante. Ne è un esempio l'altopiano tibetano, a nord
dell'Himalaya, che si estende quasi nella sua totalità al di sopra
di 4500 metri. A differenza del substrato dell'Himalaya stesso,
quello dell'altopiano sembra essere tenero e facilmente deformabile
come il riempimento sottostante l'edificio in cui lavoro o l'acqua
sotto una nave.
Il rilevamento orografico dell'India
L'Himalaya e il vicino altopiano tibetano hanno dunque due tipi
nettamente diversi di supporto (il che non esclude che entrambi
possono intervenire nella stessa catena). In effetti è stato lo
studio di quest'area compiuto più di 140 anni fa a far progredire la
comprensione della struttura delle montagne. Autore di questo lavoro
pionieristico furono il fotografo George Everest, l'arcidiacono di
Calcutta J.H. Pratt, appassionato di scienze, e George B. Airy,
eminente fisico matematico e astronomo reale d'Inghilterra. Il loro
lavoro è di per sé un frammento affascinante di storia
intellettuale. Nel decennio 1840-1850 Everest diresse il primo
rilevamento topografico del subcontinente indiano, usando due metodi
per misurare le distanze. Il primo consisteva nel misurare le
piccole distanze con la tecnica tradizionale della triangolazione,
arrivando alle distanze maggiori per passi successivi. Secondo
consisteva nel determinare la posizione relativa di due punti molto
distanti tra loro rispetto alla posizione di una stella di
riferimento alla stessa ora del giorno. In linea di principio il due
metodi avrebbero dovuto portare a risultati simili, ma in pratica vi
erano delle grosse discrepanze. La più famosa tra queste riguardava
la distanza fra le città di Kaliana e di Kalianpur rispettivamente a
circa 100 e 700 km a sud della catena himalayana. Il rilevamento
astronomico poneva le due città a una distanza inferiore ai 150 km
alla distanza ricavata con il metodo della triangolazione. Everest
suppose che la discrepanza fosse dovuta ad accumularsi degli errori
di triangolazione, ma nel 1854 Pratt dimostrò che l'errore risiedeva
invece nelle misurazioni astronomiche. Per determinare la posizione
di una stella sulla sfera celeste gli studiosi dovevano conoscere
esattamente le direzione dello zenit che era individuata da un filo
a piombo. Pratt suggerì che l'attrazione gravitazionale esercitata
dalla massa dell'Himalaya e dall'altopiano tibetano facesse deviare
il filo a piombo verso nord e ciò in misura maggiore a Kaliana che
non a Kalianpur poiché la prima era più vicina alle montagne. La
differenza che ne derivava nelle direzioni misurate dello zenit
avrebbe introdotto un errore nel calcolo della posizione relativa
delle due città. Quando Pratt provò a determinare l'entità
dell'errore valutando la massa dell'Himalaya e dell'altopiano
tibetano, fece una scoperta sconcertante. I risultati indicavano che
il peso di un filo a piombo sarebbe stato deviato di 28 s d'arco a
Kaliana e 12 s d'arco a Kalianpur. La differenza di 16 s d'arco
corrisponde di fatto a un errore di misurazione astronomica tre
volte superiore al valore di 150 km osservato. Pratt concluse che la
differenza reale della deviazione gravitazionale del filo a piombo
era solo di circa 5 s d'arco, il che implicava una sovrastima della
massa delle montagne: sotto l'Himalaya e il altopiano tibetano vi
era una massa molto minore di quanto l'analisi della loro orografia
suggerisse. In realtà, se Pratt avesse potuto disporre di carte
topografiche accurate (le sue carte collocavano la maggior parte del
Tibet poco oltre la metà dell'altitudine reale) avrebbe dedotto una
massa <<mancante>> persino maggiore.
Crosta e mantello
Airy lesse il lavoro di Pratt nel suo studio a Londra. Dapprima
l'idea della deficienza di massa lo sorprese, ma poi si rese conto
che la superficie della Terra non è probabilmente abbastanza rigida
per sostenere l'immensa massa delle montagne senza deformarsi in
qualche modo. La deformazione porta a una carenza di massa al di
sotto delle montagne che compensa l'eccesso di massa in superficie.
Questo tipo di compensazione, generalmente dovuto al principio di
Archimede, è nota come <<isostasia>>. Secondo l'interpretazione del
isostasia data da Airy la leggera crosta rigida della terra
galleggerebbe su un substrato più pesante, ma plastico e fluidoforme:
il mantello. Il chimismo della crosta è attualmente ben conosciuto
ed è dimostrato che la crosta è effettivamente più leggera del
mantello. Sebbene entrambi gli strati siano costituiti soprattutto
da ossigeno, silicio, magnesio e ferro, elementi relativamente
pesanti, sono nel mantello molto più abbondanti. Al contrario
maggiori frazioni di elementi relativamente leggeri come sodio,
calcio, alluminio e potassio sono concentrate nella crosta. Ne
consegue che la crosta e meno densa del mantello e, come pensava
Airy, non è improbabile che la crosta galleggi sul mantello come la
panna sul latte. Il limite tra crosta e mantello, sarebbe quindi
molto netto. Pratt condivideva la teoria di Airy galleggiamento
della crosta, ma i due studiosi erano in disaccordo sul meccanismo
che era alla base della compensazione isostatica. Pratt pensava che
la temperatura, e di conseguenza la densità, della crosta variasse
da un posto all'altro. Dove è più calda e più leggera della media la
crosta si innalzerebbe formando le montagne; dove è più fredda e
densa si abbasserebbe formando vasti bassopiani. Airy riteneva
invece che la densità della crosta fosse pressapoco uniforme, ma che
variasse il suo spessore: la crosta sarebbe più densa sotto le
montagne che non sotto i bassopiani; le montagne che noi vediamo
sarebbero simili agli iceberg e come questi sono sorrette da radici
profonde e invisibili.
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(figura
al lato) Il modo in cui le catene montuose sono
sostenute viene spiegato con tre diversi meccanismi di
compensazione isostatica. Nel XIX secolo J.H. Pratt e
George B. Airy suggerirono che le montagne fossero
sostenute esclusivamente dalla spinta idrostatica
esercitata dalla crosta che galleggia sul mantello più
denso; l'eccesso di massa delle catene montuose sarebbe
allora compensato da una carenza di massa al di sotto
delle catene. Secondo Pratt (in alto) la densità della
crosta varierebbe lateralmente e le montagne si
eleverebbero di più dove la densità è bassa (in grigio
chiaro). Secondo Airy (al centro) la crosta avrebbe
densità uniforme, ma il suo spessore sarebbe maggiore al
di sotto delle catene montuose; come gli iceberg, le
montagne avrebbero profonde radici di materiale in grado
di esercitare una spinta idrostatica. Secondo
Vening-Meinesz, tuttavia, la compensazione isostatica
delle catene montuose avverrebbe su scala regionale e
non locale (in basso). Il peso delle montagne
fletterebbe la litosfera, uno strato molto rigido che
include la crosta e parte del mantello e che si trova
sopra l'astenosfera, che è plastica e fluidoforme. La
flessione della litosfera distribuirebbe il carico su
un'ampia regione. Le montagne sarebbero più elevate
quando la litosfera al di sotto di esse è molto spessa
perché in tal caso si fletterebbe meno di una litosfera
sottile (linee tratteggiate). |
Le indagini sismiche condotte negli ultimi
decenni hanno confermato, come aveva previsto Airy, e lo spessore
della crosta varia in maniera sostanziale. La crosta continentale è
spessa in media da 30 a 40 km, ma lo spessore sotto le montagne
raggiunge anche 75 km. Le radici crostali compensano l'eccesso di
massa delle montagne spostando rocce più pesanti del mantello. Al
contrario, la crosta sotto gli oceani profondi ha uno spessore di
appena 6 km compensando così la bassa densità dell'acqua. I
movimenti delle rocce indotti dalla gravità mantengono la terra più
o meno in equilibrio isostatico; in altri termini, la massa di una
colonna immaginaria che attraversasi la terra è più o meno identica
tanto se in superficie vi è una catena montuosa, quanto se vi è un
fondale oceanico.
Litosfera e astenosfera
Nonostante tali conferme la teoria isostatica di Airy non è del
tutto corretta. All'inizio del secolo, ancora prima di trovare una
conferma che lo spessore della crosta varia, i sismologi avevano
scoperto che il mantello, come la crosta, è solido e non liquido.
Pertanto, l'immagine della terra che galleggia sul mantello è una
semplificazione eccessiva e lo stesso è vero per la teoria di Airy.
Negli anni 30 il geofisico Felix A. Vening-Meinesz suggerì che la
compensazione isostatica di un rilievo orografico avrebbe dovuto
aver luogo su una scala regionale e non su una scala locale e
avrebbe dovuto comportare più della semplice formazione di radici
crostali. (nei casi limite questo è ovvio: la crosta non penetra per
centinaia di metri nel mantello sotto l'Empire State Building.)
Vening Meinesz ipotizzava che un grosso carico come una catena
montuosa potesse flettere lo strato rigido superiore della terra,
ossia la litosfera. La litosfera generalmente comprende non solo la
crosta, ma anche la parte superiore del mantello e giace su uno
strato plastico e fluidoforme, l'astenosfera. In prima
approssimazione e la litosfera può essere considerata elastica e
sotto le catene montuose e si incurva verso il basso distribuendo
così il peso della catena su una vasta regione. La flessione della
litosfera crea una depressione parallela alla catena stessa. Da ciò
risulta che la massa in eccesso delle montagne è compensata in parte
dalla carenza di massa che esiste nella depressione e non solo dalla
carenza di massa che si ha proprio al di sotto della catena
montuosa. Oggi è noto che la litosfera non è uno strato
ininterrotto, ma consiste di circa 20 zolle. I movimenti delle zolle
sull'astenosfera sono all'origine della formazione dei bacini
oceanici, delle catene montuose e di altri fenomeni che vanno
complessivamente sotto il nome di tettonica delle zolle. Sebbene la
descrizione di tali movimenti orizzontali in genere consideri le
zolle come entità rigide e non elastiche, ciò non contraddice
l'ipotesi di Vening-Meinesz sulla flessione elastica della litosfera
in presenza di un carico orografico. Una zolla litosferica è simile
a un asse di legno: un tavolo si muove rigidamente quando è spinto
sul pavimento, ma si può inarcare al centro quando gli si mette
sopra un peso. L'astenosfera oppone una resistenza idrostatica alla
flessione della litosfera; questa però non galleggia sull'astenosfera.
Contrariamente al limite tra crosta e mantello, quello tra litosfera
e astenosfera non è di tipo chimico e la differenza di densità
attraverso di esso è quindi irrilevante. La spinta idrostatica
esercitata dall'astenosfera deriva dal fatto che questa è molto più
viscosa dello strato d'aria o d'cqua soprastante la litosfera.Più
che per composizione, litosfera e astenosfera differiscono per
temperatura: la litosfera è più fredda e ciò ne spiega la rigidità.
Nella litosfera la temperatura aumenta rapidamente con la profondità
raggiungendo un livello di circa 1300° al confine con l'astenosfera.
Il confine non è così netto come quello chimico tra crosta il
mantello e non c'è accordo tra gli studiosi su come definirlo. Una
cosa è chiara: lo spessore della litosfera, come quello della
crosta, varia da 10 a più di 150 chilometri. Quanto più stessa è una
tavola di legno, tanto maggiore sarà il carico che essa può
sopportare e lo stesso vale per la litosfera. Una zolla spessa e più
resistente di una sottile e si flette meno sotto il peso di una
catena montuosa. Di conseguenza, a parità di condizioni,1 catena
montuosa dovrebbe innalzarsi maggiormente se si trova su una zolla
di grande spessore che non su una zolla sottile. Tuttavia, possono
esistere montagne elevate su una zolla sottile se sono sostenute,
come Airy supponeva, da profonde radici crostali. I meccanismi
isostatici ipotizzati da Airy e da Vening-Meinesz non si escludono a
vicenda. Anzi è stato scoperto che una catena montuosa può essere
sostenuta da un substrato rigido di litosfera spessa, da radici
profonde di crosta leggera (come un'imbarcazione) o dalla
combinazione di entrambi i meccanismi. L'importanza relativa dei
meccanismi varia da una catena all'altra. |
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Himalaya e Tibet
Per stabilire qual è il meccanismo predominante
nel caso dell'Himalaya e dell'altopiano del Tibet è necessario
considerare prima di tutto come si sono formati quei rilievi.
Intorno a 70 milioni di anni fa l'India e le rocce che ora formano
la catena himalayana erano circa 8000 km più a sud della loro
attuale posizione e si muovevano verso nord dall'Antartide verso
l'Asia su una vasta zolla costituita soprattutto da litosfera
oceanica. Il Tibet meridionale era a quel tempo sulle coste
meridionali dell'Asia circa 2000 km più a sud della sua attuale
posizione. Quando la zolla indiana e quella euroasiatica entrarono
in collisione la litosfera oceanica al nord del continente indiano
fu piegata verso il basso e spinta sotto il Tibet, in modo molto
simile a quanto avviene ora alle zolle sottostanti l'oceano
Pacifico, le quali vengono spinte sotto il Giappone, le Aleutine e
l'America meridionale. (E' questo il processo di subduzione.) E'
come se la zolla indiana fosse un nastro trasportatore che scorre
attorno a una bobina situata sotto il Tibet meridionale. In un
qualche momento compreso tra 55 e 40 milioni di anni fa il
continente indiano stesso si incontrò con le coste meridionali
dell'Asia e a quel punto il nastro trasportatore cominciò a
incepparsi; la velocità della zolla indiana passò da un valore di
10-20 cm all'anno a 5 km all'anno (la velocità alla quale l'India
sta tuttora aprendosi un varco nell'Eurasia). Mentre l'India con
forza enorme si insinuava sotto il Tibet, il margine settentrionale
del subcontinente fu lacerato da una faglia inclinata verso nord. La
crosta sottostante il piano di faglia continuò sprofondare verso
nord, ma un lembo di piattaforma continentale e di crosta profonda
soprastante il piano di faglia fu raschiato dal subcontinente in
movimento e risospinto in superficie. Tra 20 e 10 milioni di anni fa
il processo si è ripetuto: la prima faglia divenne inattiva e se ne
formò una seconda a un livello più profondo. un secondo lembo di
crosta indiana fu spinto sul subcontinente provocando il
sollevamento del primo lembo. I residui erosi di questi due lembi di
crosta indiana antica affiorarono attualmente sull'Himalaya e
costituiscono il grosso della catena. Il grande peso dell'Himalaya
piega verso il basso la zolla indiana a sud della catena. Nell'arco
di milioni di anni i sedimenti erosi dalle montagne hanno colmato la
depressione che ne era derivata formando le vaste pianure dei fiumi
Gange e Indo. I risultati delle indagini sismiche delle perforazioni
fatte dalla Oil and Natural Gas Commission of India hanno confermato
la presenza della depressione nel basamento precambriano al di sotto
dei sedimenti. Il basamento è uniformemente inclinato in direzione
delle montagne e raggiunge una profondità di circa 5 km sul fronte,
mentre 200-300 km a sud del fronte, al limite della depressione, il
basamento affiora in superficie. Se si considera il grande peso
dell'Himalaya, la depressione non è molto profonda. La zolla indiana
non si flette molto perché è particolarmente spessa e rigida. Non si
può determinare con precisione quanto sia spessa questa o altre
zolle, ma facendo delle semplificazioni si può calcolare lo spessore
relativo delle varie zolle. Così, H. Lyon-Caen dell'Università di
Parigi ha dimostrato che la zolla indiana ha uno spessore che supera
di oltre due volte quello della zona del Pacifico al di sotto delle
isole Hawaii. La resistenza lo spessore della litosfera indiana sono
la causa principale dell'altezza dei picchi himalayani, i quali
sicuramente non sono sostenuti da profonde radici crostali, come
suggeriva Airy. Lo spessore della crosta di sotto dell'Himalaya è di
soli 55 chilometri che sono più dei 35-40 km osservati sotto il
resto dell'India, ma molto meno degli '80 km che sarebbero necessari
per sostenere le montagne unicamente tramite la spinta idrostatica
crostale. La catena himalayana è il classico esempio a cui non si
può applicare il concetto di Airy sulla compensazione isostatica
locale, mentre si adatta alla teoria di Vening_Meinesz sulla
compensazione a livello regionale che avviene tramite la flessione
della litosfera. D'altra parte l'altopiano del Tibet e si adegua
alla concezione di Airy. L'altopiano si estende al Nord delle
montagne per centinaia di chilometri e solo in alcune vallate
periferiche la sua altezza scende al di sotto dei 4500 metri. Gli
studi sismici compiuti da Wang-Ping Chen dell'università
dell'Illinois a Urbana-Champaign e da Barbara Romanowicz
dell'Università di Parigi indicano che la crosta tibetana è spessa
circa 65-70 km, più quindi della crosta sottostante i picchi
himalayani. Il peso di questo elevato altopiano è compensato
soprattutto dalla spinta idrostatica esercitata dalla sua profonda
radice crostale, come Airy aveva proposto un secolo e mezzo fa.
Altre catene
Altre catene montuose e altri altopiani elevati presentano la
dicotomia strutturale di esibita dall'Himalaya e dal Tibet. Nelle
Alpi i frequenti piegamenti degli strati rocciosi sono la prova che
esse si sono formate, quasi nella stessa maniera dell'Himalaya, da
materiale crostale che era stato raschiato dal margine meridionale
dell'Europa ed è sovrascorso in direzione nord sulla zolla europea
quando questa entrò in collisione con la punta italiana della zolla
africana. Il bacino molassico nella Svizzera nord-occidentale è
analogo alle pianure dell'Indo e del Gange: colmato da detriti erosi
dalle Alpi, la sua presenza e almeno in parte dovuta
all'infossamento della zolla europea sotto il peso delle montagne.
Garry D. Karner, dell'università di Durham, e Anthony B. Watts del
Lamont-Doherty Geological Observatory della Columbia University
hanno dimostrato che la zolla europea ha uno spessore inferiore alla
metà di quello della zolla indiana. La differenza contribuisce
probabilmente a spiegare perché le montagne himalayane sono altre
quasi due volte quelle alpine. L'Himalaya poggia su un basamento più
rigido. Anche le Montagne Rocciose del Canada poggiano su una zolla
litosferica infossata, ma come esattamente si siano formate è ancora
materia di dibattito. È accertato tuttavia che le Montagne Rocciose
canadesi consistono di lembi di rocce sedimentarie staccate una dopo
l'altra dalle rocce del basamento sottostante e spinte verso est e
l'una sull'altra. Un'esplorazione dettagliata dell'area ha mostrato
che le rocce del basamento, parte dello scudo canadese precambriano,
si immergono dolcemente verso ovest sotto le montagne. Questa
immersione nella litosfera indica che il peso delle montagne è
compensato a livello regionale, come Vening_Meinesz pensava. Sebbene
si siano formate in tutt'altra maniera, le isole Hawaii forniscono
un altro esempio di compensazione regionale. Le isole sono di
origine vulcanica e si sono formate da magma fuso che, risalendo
dall'astenosfera sottostante attraverso la litosfera del Pacifico,
si è riversato sul fondo oceanico. I picchi che si sono formati sono
altissimi: il Mauna Kea su Hawaii si eleva a 4200 m sul livello del
mare e a circa 9000 m sul fondo oceanico circostante. Il peso delle
isole fa incurvare di qualche centinaio di metri verso il basso la
zolla del Pacifico creando un <<fossato>> attorno alle isole.
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Le rocce
sedimentarie inclinate e piegate dell'altopiano andino
indicano che si è formato per accorciamento della
crosta. L'immagine è ripresa da est della Cordillera
Blanca in direzione sud-est. Gli strati a pieghe di
calcare, arenaria e argilloscisti sono stati spinti gli
uni contro gli altri da est a ovest. Anche le rocce
delle cime innevate sullo sfondo, che fanno parte della
cordigliera occidentale, sono a pieghe.
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Immediatamente oltre il fossato la zolla è
leggermente inarcata verso l'alto poiché il astenosfera oppone
resistenza alla flessione della litosfera. Mentre gli altri, le
Montagne Rocciose canadesi e le isole Hawaii hanno fondamenta simili
a quelle dell'Himalaya, le Ande, le montagne più elevate
dell'emisfero occidentale, sono molto più simili al Tibet. Sembra
che il peso della catena sia sopportato da una radice crostale in
grado di fornire la spinta idrostatica e la cui profondità arriva
anche a 70 km. In realtà la crosta andina è al centro di un
dibattito su uno dei maggiori problemi irrisolti riguardo la
formazione delle montagne: come la crosta si inspessisca al di sotto
di molte catene montuose. Vi sono due risposte accettabili. In primo
luogo, la crosta può essere inspessita dal magma vulcanico che
risale dal mantello e si raffredda nella crosta formando intrusioni
di granito e di altre rocce ignee. Inoltre,1 blocco di crosta può
inspessirsi se viene compresso da forze orizzontali che ne provocano
l'accorciamento. Nelle Ande sono attivi entrambi processi: il
problema sta nel determinare quale meccanismo contribuisca
maggiormente a tale inspessimento. La cordigliera occidentale nelle
Ande è un tipico esempio di arco vulcanico che solitamente si forma
sopra una zona di subduzione dove una zolla immerge sotto un'altra.
A mano a mano che la zolla di Nazca, sulla quale si trova la crosta
del Pacifico, si immerge nell'astenosfera, si riscalda e il magma
fuso, o della zolla stessa o della soprastante astenosfera, risale
nella crosta della zolla sudamericana che le scorre sopra formando
vulcani e intrusioni granitiche. Per questo motivo le rocce delle
Ande occidentali e delle pianure costiere del Perù e del Cile sono
prevalentemente vulcaniche, mentre la maggior parte delle rocce
degli elevati altopiani centrali e della cordigliera orientale non
sono vulcaniche, ma principalmente sedimentarie, piegate e spinte
l'una sopra l'altra. Il legamento e sovrascorrimento forniscono la
prova che la crosta in quelle regioni subisce un accorciamento in
direzione perpendicolare alla catena. L'accorciamento continua oggi
sul versante orientale delle Ande. I sismogrammi, analizzati da D.S.
Chinn e B. Isacks della Cornell Unversity, da G. Suarez
dell'Università autonoma nazionale del Messico e da W. Stauder della
St. Louis University, indicano che i terremoti sul versante
orientale avvengono lungo le faglie dove lo scudo continentale
brasiliano viene spinto sotto le montagne in direzione ovest. La
velocità di sottoscorrimento è di soli pochi millimetri all'anno, ma
può essere stata più elevata in passato. Da ciò ho dedotto, insieme
con Suarez, Lyon-Caen e B. Clark Burchfiel del MIT, che è questo
accorciamento, e non il vulcanismo, la causa dell'elevato spessore
della crosta al di sotto della cordigliera orientale lo spessore
aumenta a mano a mano e le Ande vengono compresse dalla spinta verso
est della zolla di Nazca e da quella verso ovest e dello scudo
brasiliano.
Il collasso delle montagne
La spinta idrostatica della radice crostale sopporta il peso delle
montagne; sembra però che le forze orizzontali che hanno generato la
radice contribuiscano in modo più diretto. Esse sostengono le Ande
ed evitano che la catena si espanda e collassi. Per ironia della
sorte la conferma di questa teoria deriva in parte dall'osservazione
che questi <<contrafforti>> iniziano a cedere. Mentre la crosta sui
versanti della catena viene compressa, in alcune regioni delle alte
Ande e in fase di distensione. Né un esempio La Cordillera Blanca,1
catena occidentale che include l'Huascaran, il picco più alto del
Perù. La catena delimitata sul versante occidentale da una ripida
faglia parallela al suo andamento; a ovest della faglia la crosta si
è abbassata allontanandosi dalla catena. Questo tipo di faglia lungo
la quale un blocco di crosta si abbassa rispetto a un altro viene
chiamata faglia normale, o diretta, ed è una chiara indicazione che
la crosta è in trazione. L'analogia da me fatta all'inizio tra una
catena montuosa e una cattedrale gotica può contribuire a far capire
il significato delle faglie normali nelle Ande. I picchi e gli
elevati altopiani andini, il tetto dell'emisfero occidentale, sono
simili al soffitto a volte di una cattedrale. Le volte esercitano
spinte verso l'esterno che tendono ad allontanare i muri tra di
loro. (Nel caso di una cattedrale la spinta non è dovuta solo alla
gravità, ma anche al carico del vento.) Gli architetti gotici per
evitare che i soffitti crollassero costruivano grandi archi rampanti
(contrafforti) che si opponevano alle forze che spingevano i muri
verso l'esterno. Un altro modo per risolvere il problema, forse
preferito da un architetto moderno, sarebbe quello di tendere cavi
di acciaio tra i muri opposti: questi avrebbero resistenza a
trazione sufficiente a non far allontanare i muri. In un certo senso
la zolla di Nazca e lo scudo brasiliano sono i contrafforti delle
Ande: la spinta orizzontale che esercitano sui versanti della catena
contribuisce a sostenere i picchi e gli altopiani elevati. La
presenza di faglie normali nelle alte Ande suggerisce che le forze
orizzontali di sostegno non sono più sufficienti per svolgere la
loro azione in modo soddisfacente, né le rocce che costituiscono le
montagne sono abbastanza resistenti per fungere da cavi di acciaio.
Sebbene la crosta sia ancora in fase di compressione sul versante
orientale, nelle alte Ande e in fase di trazione: il tetto sta
crollando. Forse la catena nel suo insieme sta entrando in uno stato
di collasso e alla fine la porterà a crollare completamente sotto il
suo stesso peso. Se le Ande collassassero, probabilmente non
sarebbero le prime montagne subire questo destino. Molti
ricercatori, me compreso, pensano che le Ande costituiscano
l'analogo moderno di una catena montuosa che dominava gli Stati
Uniti occidentali in un periodo compreso tra 80 e 30 milioni di anni
fa quando più a est si stavano innalzando le Montagne Rocciose. A
quel tempo una zolla litosferica al di sotto dell'oceano Pacifico
orientale convergevano verso la zolla nordamericana e la litosfera
oceanica veniva subdotta così come oggi viene subdotta all'America
meridionale la zolla di Nazca. Tra circa 30 e 10 milioni di anni fa
la subduzione all'America settentrionale si fermò e di conseguenza
le forze orizzontali che avevano accorciato e inspessito la crosta
di sotto delle catene montuose sarebbero diminuite o addirittura
scomparse. Accaduto questo, la crosta avrebbe cominciato a
espandersi. Vi sono infatti, parecchi indici di distensione crostale
nella Basin and Range Province a ovest delle Montagne Rocciose, fra
l'Utah centrale e la sierra Nevada: i bacini, alternate a catene
inclinate, sono limitati da faglie normali come quella a ovest della
Cordillera Blanca. A mano a mano che la crosta si espandeva, blocchi
di crosta si sono ammassati lungo le faglie normali formando bacini.
Secondo questa teoria la Basin and Range Province è ciò che rimane
di un'ampia catena di montagne e di altopiani elevati che
collassarono allorché vennero a mancare le forze orizzontali che
sostenevano la catena. Un giorno le Ande potrebbero apparire come la
Basin and Range Province. Anche il Tibet potrebbe essere in fase di
collasso. Sebbene la pressione esercitata dal movimento verso nord e
dell'India contro il resto dell'Asia sembri sufficiente a evitare
una distensione del Tibet in direzione nord-sud, non si riscontrano
sul versante orientale dell'altopiano contrafforti analoghi. Perché
le Ande e il Tibet sono così predisposti al collasso? Il fatto è che
sono sostenuti soprattutto da profonde radici crostali. La
resistenza nelle rocce postali diminuisce rapidamente con
l'aumentare della temperatura e quindi della profondità,
probabilmente più rapidamente della resistenza delle rocce del
mantello. La crosta spessa tende dunque essere debole. Le radici
crostali delle Ande e del Tibet sarebbero deboli e fluidoformi e,
non essendo trattenute da forze di sostegno orizzontali,
tenderebbero a espandersi: sono queste forze a consentire la
profondità delle radici e l'elevazione degli altopiani. P. Tapponier
dell'Università di Parigi e io abbiamo ipotizzato che gli altipiani
possono essere considerati dei manometri: io sono sottoposti a
pressioni orizzontali, maggiore è il loro livello. L'Himalaya, le
Alpi e le montagne rocciose, per contro, sono sostenute
principalmente da una litosfera rigida e stessa costituita da crosta
e da mantello relativamente freddi.
La dinamica
Alcune catene montuose sono come dei manometri, altre sono come
carichi su zolle elastiche, anche se è necessario specificare che le
analogie per quanto vadano bene sono sempre semplificazioni in
dettaglio che, valutate, rivelano sempre i loro limiti. Karner e
Watts hanno dimostrato che il peso delle Alpi non è sufficiente a
flettere la zolla europea così come lo è sotto il bacino molassico;
quindi vi deve essere qualche altra forza che tira verso il basso la
zolla. Anche a vari e spinta verso l'alto. La profondità del fondo
oceanico in un'ampia area attorno al <<fossato>> hawaiiano è di soli
circa 4500 m, mentre circa 1000 km più a nord o più a sud la
profondità dell'oceano è di circa 5500 m. Queste anomalie dimostrano
che il semplice modello di una zolla che si flette sotto il peso
delle montagne è incompleto. Quello che va considerato è la dinamica
delle zolle, delle forze che fanno collidere i continenti, che
accorciano la crosta e che spingono enormi lembi di crosta sui
margini di zolle rigide. Può darsi che sotto altre catene montuose
ne sia una discesa di materiale relativamente freddo sotto l'Himalaya
la zolla indiana, priva di lembi di crosta che formano le montagne,
potrebbe essere in fase di sprofondamento nell'astenosfera. Il
materiale della parte superiore della zolla è significativamente più
freddo e quindi più intenso nell'astenosfera, cosicché potrebbe
affondare. Il peso del materiale che affonda potrebbe contribuire a
tirare verso il basso la zolla. Allo stesso tempo, come abbiamo
sostenuto Lyon-Caen e io, da porzione della zona immediatamente
dietro il bordo frontale verrebbe giudicata verso l'alto
contribuendo a far rilevare le montagne.
La misurazione della gravità
Come si può determinare la dinamica del mantello e stabilire in
particolare se sotto le catene montuose e presente del materiale
denso che affonda? Un primo metodo consiste nel misurare le
variazioni del campo gravitazionale terrestre. Questo dovrebbe
essere leggermente più elevato sopra le regioni della Terra che
ricoprono materiale di denso. Sfortunatamente le differenze di
gravità causate dalle variazioni di densità nel mantello sono
modeste, probabilmente inferiori allo 0,01% del valore medio di 9,8
metri per secondo quadrato. Nelle regioni montuose sono mascherate
delle differenze molto più ampie dovute alla topografia. Per
correggere gli effetti della topografia bisognerebbe avere mappe
estremamente accurate che per aree geografiche come l'Himalaya non
sono disponibili. La soluzione probabilmente consiste nel misurare
la gravità dai satelliti. Rilevando le perturbazioni si possono
cartografare il campo gravitazionale e le variazioni di densità.
Quando saranno disponibili con maggiore precisione queste
misurazioni si sarà fatto un importante passo avanti nella
comprensione delle montagne non tanto come strutture statiche, ma
come strutture che crescono e muoiono, ossia come elementi di una
Terra in evoluzione.
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