Le catene montuose si trovano ai margini convergenti delle placche e sono formate per lo più da sedimenti marini fortemente piegati e fratturati. Come sono finiti così in alto?

Abbiamo visto che le zone di rift continentale evolverebbero, se il processo continuasse, verso un nuovo oceano. Con l’ingresso del mare, sui margini del nuovo oceano, ossia sui bordi dei due continenti ormai separati, si instaurerà una sedimentazione di tipo marino, magari, clima permettendo, con evaporiti alla base e una tipica serie di ingressione marina. I sedimenti provenienti dal continente, dall’erosione di catene montuose, verranno trasportati nel nuovo mare da corsi d’acqua e venti, e saranno deposti sui margini del continente stesso.

Quest’ultimo sarà quindi bordato da una fascia di sedimenti detta “prisma sedimentario” (moderna versione del vecchio concetto di geosinclinale), un sistema di sequenze sedimentarie che costituisce morfologicamente piattaforma e scarpata continentali. È questa la situazione attuale di massima dei bordi dell’oceano Atlantico, ad esempio. Zone di rift continentale incipiente sono in Africa sud orientale, già evolutesi in proto-oceano a livello del Mar Rosso.

Se i moti relativi delle placche cambiano di direzione, può avvenire la convergenza di due prismi sedimentari (continental wedge). Prima dell’incontro dei due prismi, deve ovviamente essere portata a termine la consunzione della quasi totalità della litosfera oceanica interposta, attraverso una o più zone di subduzione con relativo vulcanismo di arco insulare, nonché con la dovuta sismicità.

I primi sedimenti ad essere coinvolti nella collisione sono quelli detti più “interni”, ossia su quelli posti su crosta oceanica (una volta detti di eugeosinclinale). Il coinvolgimento consiste nella loro “tettonizzazione”: i più plastici vengono piegati dalla compressione che si sta verificando; la maggior parte si accavalla su piani di faglia inversi a formare le prime falde di ricoprimento o thrust sheets. Il verso dell’accavallamento (vergenza) dipenderà da quello della subduzione (che può anche cambiare durante l’evoluzione della catena). L’impilamento dei sedimenti li porterà a sprofondare sempre di più; l’aumento di pressione e temperatura consentirà a quelli meglio stratificati di deformarsi duttilmente fino ad arrivare a condizioni di metamorfismo dinamo-termico. Nelle parti più profonde, la porzione a più basso punto di fusione delle rocce coinvolte, ormai di alto metamorfismo, fonde generando magmi acidi, cosiddetti di anatessi (500-600°C circa) che con tutta probabilità solidificheranno quasi totalmente in profondità. La loro alta viscosità impedirà loro di risalire di molto e formeranno plutoni granitico-granodioritici con relativi filoni a sostegno della futura catena, circondati dall’aureola metamorfica di contatto con le rocce incassanti.

L’insieme di questi fenomeni, prima che avvenga il sollevamento della catena montuosa, cioè la vera e propria “orogenesi”, prende il nome di “tettogenesi”. I forti spessori ottenibili di materiale granitoide e sedimentario creano quindi un disequilibrio isostatico che verrà compensato dal sollevamento della catena montuosa, cioè con la vera e propria “orogenesi”, che porterà così a quote di migliaia di metri sedimenti depostisi sotto il livello del mare. Le parti più alte delle catene montuose presentano sequenze di rocce ignee di tipo basico, dette “ofioliti”, che si correlano abbastanza bene con le serie oceaniche carotate dai fondali marini. Probabilmente si tratta della parte superficiale della crosta oceanica “raschiata” via durante il processo di subduzione; altri pensano che si tratti di crosta oceanica di bacino di retro-arco, abbastanza giovane, sottile e poco densa da essere portata su (obdotta) piuttosto che subdotta.

Il tipo di orogenesi ora descritto può rappresentare in linea di massima l’orogenesi Alpino-Himalayana, in cui l’Africa, l’Arabia e l’India si sono mosse relativamente verso nord chiudendo l’antico oceano Tetide che le separava dall’Eurasia.
Per ottenere un’orogenesi basta anche un solo prisma sedimentario, ossia non è necessario che si scontrino due continenti. Ad esempio, nel caso delle Ande, il prisma sudamericano occidentale è stato deformato dalla spinta dovuta alla litosfera pacifica che subduce verso di esso, per altro anche con un angolo piuttosto basso. Più internamente vi sono infatti imponenti edifici vulcanici dovuti alla risalita di magma generato dal processo di subduzione.

Le catene montuose sono strutturate in sistemi di sovrascorrimento (thrust systems). I sedimenti più interni sono i primi, come già detto, ad essere coinvolti. La compressione orizzontale genera piani di faglia debolmente inclinati lungo i quali il materiale sovrascorre quello relativamente più esterno (verso il continente). Generalmente il movimento inizia lungo piani di strato, limiti di litologie a diverso comportamento alla deformazione.

Di tanto in tanto lo scorrimento taglia la sequenza sedimentaria verso l’alto per riprendere a scorrere parallelamente alla stratificazione ad un livello più alto. Altri fronti di accavallamento si sviluppano più avanti; il successivo consentirà l’accavallarsi della falda (thrust sheet) appena generatasi su sedimenti ancora più esterni, portandosi “sulle spalle” l’accavallamento più interno, e così via. I depositi che erano su crosta oceanica (eugeosinclinale) saranno poi alle quote più alte (ofioliti), sovrapposti per accavallamento ai sedimenti di piattaforma continentale, una volta detti di miogeosinclinale (esterni).
Questo “impilamento” porta così all’inspessimento che provoca i fenomeni di metamorfismo, anatessi e sollevamento orogenico già descritti. La maggior parte della struttura di una catena montuosa è sepolta in profondità sotto forma di un cuneo tettonizzato sprofondato nel mantello. La catena è come solo la punta dell’iceberg…

Una volta sollevata, una catena montuosa è inevitabilmente sottoposta all’azione erosiva degli agenti esogeni. Man mano che viene smantellata, il suo alleggerimento ne provoca la risalita isostatica, proprio come in un iceberg in scioglimento. Ciò continua finché ci sono radici in profondità a disposizione; una volta terminate, la zona rimarrà appiattita ed in superficie saranno osservabili le rocce intrusive e metamorfiche che erano nel cuore delle antiche montagne. Questa è la situazione che si osserva oggi negli scudi continentali nel nord della Scandinavia ed in Siberia, nel nord del Canada ed in Brasile, in parti dell’Africa e dell’Australia. I sedimenti che costituivano le montagne al di sopra di essi sono ora ai loro bordi a formare il prisma sedimentario di piattaforma e scarpata continentale; l’insieme di scudo e piattaforma è detto “cratone”.

I processi di subduzione completano quindi la Teoria dell’Espansione dei Fondali Oceanici comprovata dall’ipotesi di Vine e Matthews: essi sono un meccanismo di riciclo in cui la litosfera oceanica viene reinglobata nel mantello mentre la risalita delle parti che fondono genera formazione di nuova crosta continentale: questa è quindi prodotta a partire dalla litosfera oceanica, mediamente basaltica come composizione, quindi roccia primordiale, dalla quale per fusione parziale si generano componenti più acidi, la cui erosione in superficie li riporta al margine dei continenti, pronti ad essere coinvolti in un nuovo fenomeno orogenetico.

La teoria della Deriva dei Continenti e quella dell’Espansione dei Fondali Oceanici vengono così unificate nella teoria della Tettonica delle Placche o Tettonica Globale. Essa spiega in modo soddisfacente la stragrande maggioranza dei processi geologici osservati finora. L’assetto geologico di qualunque area del pianeta può essere inquadrato nell’ambito della Tettonica delle Placche. La sua applicabilità globale ne ha decretato il successo come la grande teoria unificatrice della Geologia.