Dinamica endogena
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DINAMICA ENDOGENA Definizione Insieme delle forze interne della Terra METODO DI STUDIO OSSERVAZION DIRETTE alcuni km di profondità attraverso miniere trivellazioni OSSERVAZIONI INDIRETTE attraverso l’esame di densità della Terra meteoriti onde sismiche registrate con i sismografi STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA e DENSITA’ DELLA Definizione TERRA La densità di un corpo è la massa dell’unità di volume d= m/V si misura in DENSITA’ MEDIA DELLA TERRA 5,5 g/cm3 DENSITA’ MEDIA DELLA CROSTA 2,8 g/cm3 DENSITA’ DEL NUCLEO 10 g /m3 g/cm3 kg/L NB Dalle osservazioni sulla densità è sorta l’ipotesi che la parte più interna della Terra sia costituita da materiali ad alta densità, nettamente diversi per composizione chimica da quelli superficiali STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA e METEORITI Un contributo interessante agli studi sulla composizione interna della Terra è venuto dall’analisi dei meteoriti La composizione dei meteoriti è simile a quella della Terra Definizione I meteoriti sono frammenti rocciosi provenienti da corpi del Sistema Solare che dopo aver attraversato l’atmosfera precipitano al suolo DISTINZIONE OLOSIDERITI meteoriti metallici costituiti di Fe e Ni 93 % AEROLITI meteoriti litoidi costituiti da materiali silicatici MESOSIDERITI meteoriti a composizione mista Le osservazioni sui meteoriti hanno portato a ipotizzare che nella Terra sia presente una zona interna (nucleo) una zona esterna (mantello) composta da ferro e nichel con rocce simili a quelle dei meteoriti litoidi ONDE SISMICHE Definizione 1 Onde elastiche causate dalla liberazione di energia . Quello che si propaga non è la materia, che compie solo piccole oscillazioni, ma l’energia che si libera nel punto in cui inizia la vibrazione. Quando una roccia è sottoposta a qualche sforzo (compressione o stiramento) * si deforma * accumula energia Quando il limite di elasticità della roccia viene superato, improvvisamente * la roccia si spacca * l’energia che era stata accumulata si libera (dando origine a onde sismiche) CARATTERISTICHE si propagano in ogni direzione dall’ipocentro che è il punto in cui si verifica lo spostamento iniziale della faglia sono soggette ai fenomeni di rifrazione e di riflessione quando passano attraverso materiali differenti per caratteristiche fisiche Quando un’onda elastica che si propaga all’interno di un materiale raggiunge la superficie di separazione con un materiale diverso * subisce una rifrazione cioè cambia direzione di propagazione nell’attraversare tale superficie di separazione * subisce una riflessione cioè una parte della sua energia rimbalza su tale superficie e torna a propagarsi nello stesso materiale ma con diversa direzione ONDE SISMICHE 2 TIPI ONDE LONGITUDINALI onde di compressione * si propagano dall’ipocentro onde prime onde P nei solidi nei liquidi * hanno una velocità superiore a tutte le altre onde (tra 4 e 8 km/s) ONDE TRASVERSALI onde di taglio o di distorsione onde secondarie * si propagano dall’ipocentro nei solidi * hanno una velocità inferiore alle onde longitudinali ONDE SUPERFICIALI onde lunghe * si propagano dall’epicentro (tra 2, e 4,5 km/s) onde di Love onde di Rayleigh onde L onde R in superficie * hanno origine dall’incontro delle onde longitudinali e trasversali con la superficie * hanno una velocità bassa onde S (2,5 km/s) (sono le onde che provocano i maggiori danni) ONDE SISMICHE e INTERNO DELLA TERRA Onde sismiche Onde elastiche prodotte da sismi naturali sismi artificiali terremoti esplosioni TIPI ONDE LONGITUDINALI onde prime onde P * si propagano dall’ipocentro nei solidi nei liquidi ONDE TRASVERSALI onde secondarie onde S * si propagano dall’ipocentro nei solidi ONDE SUPERFICIALI * si propagano in superficie CARATTERISTICHE si propagano in ogni direzione hanno differente velocità ° le onde longitudinali sono più veloci delle onde trasversali ° la velocità delle onde longitudinali e trasversali aumenta con l’aumentare della densità della sostanza che attraversano sono soggette ai fenomeni di rifrazione, riflessione, assorbimento quando passano attraverso materiali differenti per caratteristiche fisiche Quando un’onda elastica che si propaga all’interno di un materiale raggiunge la superficie di separazione con un materiale diverso * subisce una rifrazione cioè cambia direzione di propagazione nell’attraversare tale superficie di separazione * una parte della sua energia rimbalza su tale superficie e si propaga nello stesso materiale con diversa direzione la traiettoria di un’onda sismica è *rettilinea *curva in un mezzo omogeneo quando attraversa mezzi con caratteristiche diverse ONDE SISMICHE e INTERNO DELLA TERRA La struttura interna della Terra è stata identificata e studiata in base ai dati sismici I sismogrammi registrano l’arrivo di onde che hanno attraversato la Terra in ogni senso e ne forniscono una specie di radiografia ONDE P si propagano dall’ipocentro verso il centro della Terra risultano non rettilinee ma curve vengono rifratte perché attraversano mezzi a caratteristiche meccaniche diverse cambiano direzione passando da un materiale all’altro cambiano velocità ONDE S si propagano dall’ipocentro verso il centro della Terra risultano non rettilinee ma curve vengono rifratte perché attraversano mezzi a caratteristiche meccaniche diverse cambiano direzione passando da un materiale all’altro cambiano velocità vengono assorbite quando passano da un mezzo solido a un mezzo liquido La constatazione che nella loro traiettoria all’interno della Terra le onde p vengono deviate e diminuiscono di velocità le onde S vengono assorbite ha portato a concludere che una parte all’interno della Terra è fluida SUPERFICI DI DISCONTINUITA’ Il pianeta Terra presenta una struttura interna a involucri concentrici di diversa struttura e spessore crosta mantello nucleo Questi tre involucri sono separati da superfici di discontinuità. DISCONTINUITA’ superficie che separa due materiali nettamente diversi per le caratteristiche fisiche Le discontinuità influenzano la propagazione delle onde elastiche. Le onde sismiche che raggiungono una superficie di discontinuità, subiscono una brusca variazione di velocità (aumento o diminuzione), cui corrisponde un brusco cambiamento di direzione della loro traiettoria Se la superficie di discontinuità segna il passaggio da un materiale solido a un materiale liquido Le onde P vengono deviate e proseguono molto più lentamente Le onde S smettono di propagarsi (vengono assorbite) Le principali discontinuità tra crosta, mantello e nucleo sono: DISCONTINUITA’ di MOHOROVICIC limite tra crosta e mantello sotto gli oceani sotto i continenti sotto le catene montuose 10 km 40 km 70 km DISCONTINUITA’ di GUTEMBERG limite tra mantello e nucleo 2900 km Gutemberg ipotizzò la presenza di questa discontinuità per spiegare l’esistenza di una particolare zona d’ombra. Esiste per ogni terremoto una zona d’ombra che corrisponde a una fascia della superficie terrestre compresa tra 11.000 e 16.000 Km dall’epicentro. (distanza angolare dall’epicentro compresa tra i 103° e i 143°) All’interno della zona d’ombra arriva solo una piccolissima parte dell’energia delle onde P DISCONTINUITA’ di LEHMAN Nucleo esterno limite tra nucleo esterno e nucleo interno 5000 km fluido non è attraversato dalle onde S Nucleo interno solido è attraversato dalle onde S è solido a causa della pressione molto alta DISCONTINUITA’ di REPETTI La discontinuità di Repetti divide il mantello in mantello superiore ………….. discontinuità di Repetti mantello inferiore INTERNO DELLA TERRA Il pianeta Terra presenta una struttura interna a involucri concentrici di diversa struttura e spessore crosta mantello nucleo Questi tre involucri sono separati da superfici di discontinuità. CROSTA Definizione involucro più esterno del pianeta Terra SPESSORE COMPOSIZIONE DENSITA’ LIMITE fra i 10 e i 70 km silicati di alluminio SiAl 2,7 g/cm3 per le rocce granitiche 3 3g/cm per le rocce basaltiche discontinuità di Mohorovicic non è alla stessa profondità in tutti i punti della Terra sotto gli oceani sotto i continenti sotto le catene montuose DIVISIONE e STRUTTURA CROSTA CONTINENTALE strato profondo intermedio strato superficiale a 10 km a 40 km a 70 km rocce basaltiche strato …… discontinuità di Conrad rocce ignee intrusive ed effusive metamorfiche sedimentarie CROSTA OCEANICA sotto gli oceani sottile rocce basaltiche gabbri ETA’ nella crosta continentale compaiono rocce di ogni età tra oggi e 4 miliardi di anni fa nella crosta oceanica non vi sono rocce più antiche di 190 milioni di anni fa I bacini oceanici sono strutture giovani del piante Le aree continentali sono strutture più persistenti STRUTTURE FONDAMENTALI DEI CONTINENTI CRATONI SCUDI nuclei antichi dove affiorano le rocce più antiche della crosta terrestre aree corrugate da orogenesi archeozoiche non sono state più interessate da orogenesi né ricoperte dal mare almeno nell’ultimo miliardo di anni es. scudo canadese scudo baltico TAVOLATI OROGENI FOSSE TETTONICHE Ampie aree pianeggianti che circondano gli scudi su cui affiorano rocce sedimentarie Catene montuose recenti Aree che presentano uno sprofondamento della crosta terrestre origine tensione della crosta terrestre movimenti di distensione manifestazione faglie pilastri tettonici zona sprofondata MANTELLO es. mar Morto Definizione Strato intermedio tra la crosta e il nucleo OMPOSIZIONE silicati di magnesio e ferro SiMa peridotiti TEMPERATURA olivina, pirosseni diventa sempre più elevata man mano che si scende in profondità LIMITI discontinuità di Mohorovicic limite tra crosta e mantello non è alla stessa profondità in tutti i punti della Terra sotto gli oceani sotto i continenti sotto le catene montuose discontinuità di Gutemberg limite tra mantello e nucleo a 10 km a 40 km a 70 km 2900 km DIVISIONE MANTELLO SUPERIORE ………………….. discontinuità di Repetti MANTELLO INFERIORE NB MANTELLO LITOSFERICO NB LITOSFERA NB ASTENOSFERA la zona rigida del mantello superiore immediatamente sotto la Moho l’insieme della crosta e del mantello fino alla astenosfera strato tra i 70 e i 150 km parzialmente fuso le onde sismiche subiscono rallentamento NUCLEO Definizione Involucro più interno della Terra LIMITE discontinuità di Gutemberg COMPOSIZIONE Nichelio e Ferro limite tra mantello e nucleo 2900 NiFe Siderite DIVISIONE NUCLEO ESTERNO ………………………. discontinuità di Lehman 5000 km NUCLEO INTERNO STATO FISICO Nucleo esterno fluido non è attraversato dalle onde trasversali Nucleo interno solido è attraversato dalle onde trasversali è solido a causa della pressione molto alta PRESSIONE aumenta con la profondità da 1400 kbar fino a 3600 kbar DENSITA’ 10 g/cm3 13 al centro della Terra CALORE INTERNO DELLA TERRA In SUPERFICIE La temperatura risente delle variazioni diurne e stagionali A 15-30 m di PROFONDITA’ La temperatura corrisponde a quella media annua della località in superficie DA 30 m a 40 km di PROFONDITA’ (crosta terrestre) La temperatura aumenta di 3° C ogni 100 m (gradiente geotermico) NB GRADIENTE GEOTERMICO aumento della temperatura in funzione della profondità NB L’aumento della temperatura non segue un gradiente geotermico regolare La temperatura del mantello arriverebbe a 87.000 °C La temperatura del nucleo arriverebbe a 200.000 °C ALLA AL BASE DEL MANTELLO La temperatura è di 1500 °C CENTRO DELLA TERRA La temperatura va da 4.000 °C a 4500 °C ORIGINE DEL CALORE INTERNO DELLA TERRA Sull’origine del calore interno della Terra sono state proposte diverse ipotesi ENERGIA GRAVITAZIONALE CALORE RESIDUALE conservato dopo il distacco dal Sole CALORE PRIMORDIALE sviluppato quando la Terra si consolidò dai gas e vapori primordiali ENERGIA PRODOTTA DAL DECADIMENTO RADIOATTIVO Di ISOTOPI RADIOATTIVI I nuclei degli isotopi radioattivi 238 U 235 U 232 Th 40 K emettono particelle perdono massa irradiano energia si trasformano in nuovi isotopi PROPAGAZIONE del CALORE INTERNO DELLA TERRA L’energia termica si propaga sempre da zone ad alta temperatura a zone a più bassa temperatura MODI DI PROPAGAZIONE DEL CALORE CONDUZIONE Passaggio di energia da un corpo più caldo a uno più freddo posti a contatto La propagazione per conduzione è massima nei solidi è minima nei gas All’interno della Terra la conduzione è limitata a causa della scarsa conducibilità termica delle rocce IRRAGGIAMENTO Propagazione del calore per mezzo di radiazioni (onde elettromagnetiche) nel campo del visibile e dell’infrarosso All’interno della Terra l’irraggiamento è inefficiente CONVEZIONE Propagazione del calore per spostamento di materia da una zona più calda a una zona più fredda In un fluido interposto tra una zona calda (inferiore) e una zona fredda (superiore) si istaurano moti convettivi I moti convettivi si hanno se la differenza di temperatura è consistente il coefficiente di espansione del fluido è elevato Il fluido a contatto con la sorgente di calore aumenta la sua temperatura si espande riduce la sua densità tende a salire sposta il materiale più freddo e denso che tende a scendere All’interno della Terra si creano nel fluido celle convettive con correnti ascendenti di materiali caldi correnti discendenti di materiali freddi PROPAGAZIONE del CALORE INTERNO DELLA TERRA MOTI CONVETTIVI DEL MANTELLO All’interno della Terra si verificano veri e propri moti convettivi con movimento di materia e trasporto di calore verso l’esterno Le condizioni per l’istaurarsi dei moti convettivi si riscontrano nel mantello più precisamente nell’astenosfera I geologi ritengono che Nel mantello i materiali plastici e caldi scorrono e risalgono generando una lenta corrente ascendente in corrispondenza delle dorsali Il materiale caldo, giunto in prossimità della litosfera viene spinto lateralmente si raffredda diventando più denso sprofonda per tornare nel mantello livello delle fosse oceaniche FLUSSO GEOTERMICO Definizione Quantità di calore emessa dalla Terra da 1 cm2 di superficie nell’unità di tempo ANDAMENTO del flusso termico I valori del flusso termico variano secondo il luogo della superficie terrestre FLUSSO TERMICO BASSO nelle aree continentali (cratoni) DOPPIO nelle regioni geologiche giovani ELEVATO MINIMO nelle dorsali oceaniche dove esiste una continua fuoriuscita di materiale fluido in corrispondenza delle fosse oceaniche MAGNETISMO 1 Definizione Fenomeno per il quale alcuni corpi (paramagnetici) vengono attratti da un magnete NB corpi diamagnetici non subiscono l’influenza di un magnete paramagnetici Fe, Ni, Co, alnico (Fe + Co + Cu + Al ) risentono il flusso di un magnete ma quando il campo magnetico cessa perdono la magnetizzazione ferromagnetici si comportano sempre come magneti TIPI DI MAGNETE MAGNETE NATURALE MAGNETE ARTIFICIALE magnetite Fe3O4 prodotto dall’uomo (FeO Fe2O3) STRUTTURA DI UN MAGNETE La proprietà di attirare il ferro nei magneti è localizzata esclusivamente all’estremità Queste due estremità vengono chiamate: polo nord polo sud NB poli opposti di due magneti si attraggono poli uguali di due magneti si respingono NB non è possibile separare i poli di un magnete CAMPO MAGNETICO Ogni magnete crea attorno a sé un campo magnetico Il campo magnetico è lo spazio attorno al quale è sensibile la forza esercitata da un magnete Linee di forza linee di azione delle forze magnetiche tra i due poli di un magnete Spettro magnetico es. limatura di ferro su un cartoncino in un campo magnetico MAGNETISMO 2 COME FUNZIONANO I MAGNETI I magneti sono formati da atomi. Gli elettroni di questi atomi si muovono attorno al nucleo Se prendiamo un certo numero di magneti e li mettiamo uno di seguito all’altro, con i poli diversi che si toccano, otteniamo un solo lungo magnete con due soli poli poiché i poli dei singoli magneti si annullano a vicenda, eccetto i due terminali. Analogamente possiamo supporre che gli atomi delle sostanze ferromagnetiche sono dei piccoli magneti, ognuno con due poli diversi, orientati tutti nella medesima direzione. NB Riscaldando un magnete aumentano le vibrazioni degli atomi che vengono scombinati e disordinati NB Non esiste carica magnetica elementare (+ o – come per l’elettricità) ma esiste l’unità magnetica elementare nel suo insieme (magnetone) INDUZIONE MAGNETICA (attrazione) Gli atomi di Fe (e di tutte le sostanze paramagnetiche) sono dei minuscoli magneti orientati in tutte le direzioni (e così si neutralizzano a vicenda) Quando gli atomi di Fe sono sottoposti a un campo magnetico, questi atomi sono costretti a girarsi e orientarsi. Ne consegue che il pezzo di metallo acquista esso stesso proprietà magnetiche e diventa un magnete. Ciò accade quando oggetti di ferro e di acciaio restano per molto tempo nella stessa posizione (es le gambe metalliche dei tavoli) La magnetite è un minerale di ferro che ha delle proprietà magnetiche perché le molecole che la costituiscono, essendo da milioni di anni sotto l’azione del campo magnetico terrestre, hanno finito per orientarsi tutte, secondo tale campo, divenendo essi stessi dei magneti. La magnetite è dunque un magnete naturale. MAGNETISMO 3 MAGNETIZZAZIONE per strofinio contatto induzione corrente elettrico magnete permanente magnete temporaneo SMAGNETIZZAZIONE con il calore BUSSOLA Scatola di materiale non ferroso (Al) ricoperto di un vetro trasparente Ago magnetizzato appoggiato al centro su una punta (per poter oscillare) Quadrante cerchio graduata diviso in 360° sul quale sono segnati i 4 punti cardinali MAGNETISMO ed ELETTRICITA’ Corrente elettrica e campo magnetico effetto Oersted Campo magnetico e corrente elettrica solenoide + magnete in movimento MAGNETISMO TERRESTRE 1 La Terra si comporta come un grande magnete e crea attorno a sé un campo magnetico. Un ago magnetico posto orizzontalmente, libero di ruotare, si dispone sempre in modo che le sue estremità sono dirette nella direzione NS NB I poli magnetici terrestri non coincidono con i poli geografici Il campo magnetico terrestre è molto simile al campo che verrebbe prodotto se al centro della Terra fosse posta una gigantesca barra magnetica, inclinata di 11° rispetto all’asse di rotazione L’asse ideale del campo magnetico incontra la superficie terrestre in due punti: i poli magnetici. La posizione dei poli magnetici rimane molto vicina a quella dei poli geografici DECLINAZIONE MAGNETICA l’angolo formato dalla direzione dell’ago magnetico con la direzione NS (varia nel tempo) INCLINAZIONE MAGNETICA l’angolo compreso dal piano di inclinazione dell’ago magnetico e il piano orizzontale ° nella bussola la punta Nord dell’ago magnetico si abbassa si innalza nell’emisfero settentrionale nell’emisfero meridionale la punta Sud dell’ago magnetico si abbassa si innalza nell’emisfero meridionale nell’emisfero settentrionale INTENSITA’ DEL CAMPO MAGNETICO forza esercitata punto per punto sulla superficie terrestre dal campo magnetico terrestre Le linee di forza di questo grande magnete sono più intense ai poli MAGNETISMO TERRESTRE 2 CARTE MAGNETICHE carte che indicano il magnetismo ISOGONE linee che uniscono tutti i punti di uguale declinazione magnetica ISOCLINE linee che uniscono tutti i punti di uguale inclinazione magnetica STRUMETO DI MISURA misura l’intensità e la direzione del campo magnetico magnetometro MAGNETOSFERA La regione di spazio che circonda la Terra in cui si risente l’azione del campo magnetico Costituisce uno scudo protettivo contro le radiazioni cosmiche VARIAZIONI DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE TIPI VARIAZIONI REGOLARI VARIAZIONI IRREGOLARI VARIAZIONI SECOLARI CAUSE per le variazioni secolari variazioni a breve periodo variazioni di diversi giorni variazioni lente tempeste magnetiche presenza di masse magnetiche con polarità propria per le variazioni regolari e irregolari correnti elettriche presenti nell’atmosfera bombardamento di particelle ad alta energia provenienti dal Sole INVERSIONI MAGNETICHE Inversione della polarità del campo magnetico terrestre Il campo magnetico terrestre inverte la sua polarità con periodicità irregolare Durante l’inversione del campo magnetico la Terra perde gran parte dello scudo magnetico. Lo scudo magnetico avvolge la Terra e la protegge dal bombardamento dei raggi cosmici MAGNETISMO TERRESTRE 3 ORIGINE DEL MAGNETISMO TERRESTRE PRIMA TEORIA Al centro della Terra vi è un enorme magnete (nucleo) costituito da Ni e Fe Obiezione i materiali ferromagnetici perdono il loro magnetismo quando raggiungono determinate temperature (punto di Curie) 770 °C Fe 360 °C Ni SECONDA TEORIA NB cariche elettriche in movimento su un conduttore generano un campo magnetico (effetto Oersted) Il nucleo terrestre Ni Fe è un conduttore di cariche elettriche è allo stato liquido in continua agitazione crea spostamento di elettroni NB La seconda teoria è da ritenersi valida? Al momento non vi è una teoria migliore ROCCE: DOCUMENTI MAGNETICI Alcune rocce si comportano come magneti naturali I minerali di ferro che compongono tali rocce possono acquisire una magnetizzazione permanente In una lava che si va raffreddando gli atomi di ferro in essa contenuti si orientano nella direzione che il campo magnetico terrestre ha in quel momento Le rocce magnetiche conservano il loro magnetismo anche se il campo magnetico iniziale si annulla o se la roccia viene sottoposta a campi magnetici differenti magnetismo residuo delle rocce In uno stesso luogo colate laviche di diverse epoche hanno diverse direzioni di magnetizzazione conservano il loro magnetismo anche se vengono esposte a un campo magnetico terrestre diverso L’attento studio dei magneti naturali permette di stabilire come è cambiato il campo magnetico terrestre INVERSIONE DI POLARITA’ Utilizzando numerosi campioni di lava accuratamente datati si è ricostruito in dettaglio la successione dei periodi di tempo a polarità normale e a polarità inversa che si sono susseguiti negli ultimi 5 milioni di anni L’epoca magnetica in cui viviamo è durata 700.000 anni. Potrebbe essere prossima una nuova inversione di polarità Sappiamo poco su come avvenga tale fenomeno. Ma è possibile che il campo magnetico si indebolisca o scompaia per un certo tempo lasciando la Terra priva del suo scudo naturale contro certe radiazioni cosmiche. Secondo alcuni studiosi le inversioni di polarità potrebbero avere una qualche influenza sull’evoluzione biologica. PALEOMAGNETISMO Magnetismo residuo Il paleomagnetismo è il campo magnetico terrestre che è stato prodotto in periodi antecedenti a quello attuale Le rocce ricche di ferro (ferromagnetiche) registrano durante la loro formazione la magnetizzazione esistente in quel momento (intensità, direzione, polarità del campo magnetico) conservano la direzione del loro campo magnetico anche se la direzione del campo magnetico terrestre varia nel tempo. In base agli studi effettuati sul paleomagnetismo delle rocce si è potuto costatare che: La direzione della magnetizzazione conservata da rocce antiche è diversa da quella del campo magnetico attuale Nel corso delle ere geologiche in molte rocce il campo magnetico terrestre ha subito numerose inversioni Il campo magnetico terrestre ha avuto nel tempo direzioni differenti (i poli si sono scambiati tra loro) 171 inversioni negli ultimi 76 milioni di anni con durata media di 420.000 anni per la polarizzazione normale 480.000 anni per la polarizzazione inversa Utilizzando numerosi campioni di lava accuratamente datati si è ricostruito in dettaglio la successione dei periodi di tempo a polarità normale e a polarità inversa che si sono susseguiti negli ultimi 5 milioni di anni L’epoca magnetica in cui viviamo è durata 700.000 anni. Potrebbe essere prossima una nuova inversione di polarità Sappiamo poco su come avvenga tale fenomeno. Ma è possibile che il campo magnetico si indebolisca o scompaia per un certo tempo lasciando la Terra priva del suo scudo naturale contro certe radiazioni cosmiche. Secondo alcuni studiosi le inversioni di polarità potrebbero avere una qualche influenza sull’evoluzione biologica MIGRAZIONE APPARENTE DEI POLI MAGNETICI Verso gli anni cinquanta gli scienziati costatarono che alcune rocce della stessa età in continenti diversi indicavano poli magnetici diversi (come se nello stesso momento fossero stati presenti sulla Terra assi magnetici diversi) La spiegazione più plausibile a questo fenomeno è che i continenti si sono spostati. Migrazione apparente dei poli magnetici ISOSTASIA (1) 1870 Definizione Equilibrio statico delle masse rocciose. Grandi porzioni della crosta terrestre sottoposte a movimenti verticali. tendono a raggiungere una posizione di equilibrio mediante aggiustamenti isostatici Aggiustamenti isostatici: movimenti verticali verso l’alto o verso il basso con cui la crosta reagisce ad ogni modifica di equilibrio statico Quando un settore della crosta si deforma e come risultato si solleva una catena montuosa, si osserva che al di sotto della catena montuosa, i materiali della crosta risultano scesi a parecchi km di profondità rispetto alla crosta continentale non sollevata. Quel settore di crosta è aumentato di spessore ed è diventato più pesante. Come conseguenza è sprofondato nel sottostante mantello finché la spinta di galleggiamento non ne compensa il maggior peso. A mano amano che l’erosione alleggerisce la catena montuosa, le radici si riducono di volume (i materiali risalgono verso l’alto) (esempio della nave: quando viene scaricata, la parte sommersa via via si riduce) A causa della viscosità del mantello l’equilibrio viene raggiunto lentamente con una serie di lente oscillazioni. PRINCIPIO DELL’ISOSTASIA La crosta può essere immaginata come un insieme di prismi (con densità e volume differenti) che galleggiano sul mantello. La Il I crosta galleggia sul mantello un po’ come un blocco di ghiaccio mantello si comporta come un materiale plastico diversi blocchi della crosta sprofondano nel mantello ISOSTASIA (2) 1870 SUPERFICIE DI COMPENSAZIONE ISOSTATICA livello profondo dove viene raggiunto l’equilibrio statico. Per raggiungere questo equilibrio, le masse rocciose si spostano verso l’alto o verso il basso Es ghiaccio in H2O Fe in Hg CONSEGUENZE DELL’ISOSTASIA Ogni appesantimento fa sprofondare le masse continentali Ogni alleggerimento fa sollevare le masse continentali Paesi scandinavi Erosione delle montagne innalzamento sollevamento delle montagne Una testimonianza di isostasia viene dalla penisola baltica Un tempo ricoperta da una spessa calotta di ghiacci, è lentamente sprofondata. Con lo sciogliersi dei ghiacciai, la crosta, alleggerita, si è gradualmente sollevata, come mostrano le antiche linee di riva oggi innalzate a oltre 100 m di quota. Nel golfo di Botnia la crosta, liberata dai ghiacci circa 8000 anni fa, si solleva ancora oggi di 1 m al secolo. DERIVA DEI CONTINENTI Teoria di Wegener Definizione Teoria secondo la quale i continenti non sono immobili ma si spostano 200 milioni di anni fa era paleozoica pangea pantalassa Tedite 180 milioni di anni fa giurassico smembramento della pangea WEGENER considerava le aree continentali come zattere di SiAl (indicando con SiAl la crosta a composizione granitica) il materiale sottostante come SiMa più denso del SiAl a composizione basaltica costituiva secondo l’autore un involucro continuo Nella TEORIA DI WEGENER I grossi frammenti di costa sialica, immersi nel SiMa molto viscoso, “come iceberg nell’acqua” sarebbero andati pian piano alla deriva verso ovest PROVE PROVA GEOMORFOLOGICA somiglianza dei profili delle coste Africa e America del Sud PROVA GEOLOGICA continuità tra le strutture delle rocce PROVA PALEONOLOGICA continuità tra i fossili Mesosaurus e Cinognatus PROVA PALEOCLIMATICA carboni Europa del Nord morene Australia Africa meridionale assenza di anelli annuali Attraverso queste prove Wegener aveva riconosciuto la mobilità della crosta continentale Alla sua teoria mancava “il motore” che causava questi movimenti FONDALI OCEANICI STRUTTURA 3 strati sedimenti basalti gabbri ELEMENTI dei fondali oceanici DORSALI OCEANICHE PIANURE ABISSALI SEDIMENTI OSSE OCEANICHE Le rocce dei fondali oceanici * hanno una età che non supera i 200 milioni di anni * la loro età aumenta andando dalle dorsali verso i continenti * i sedimenti ° inesistenti nella zona centrale (dorsali) ° aumentano di spessore andando verso i continenti DORSALI OCEANICHE STRUTTURA catene montuose alte 3000 metri larghe 200 km lunghe decine di migliaia di Km 70.000 km COSTITUZIONE Le dorsali oceaniche sono fratture di tensione della crosta terrestre Attraverso queste fratture risale materiale magmatico (lave basaltiche) lungo le dorsali la crosta è più giovane man mano che ci si allontana dalle dorsali la crosta oceanica è più antica ricoperta di sedimenti più spessi DIVISIONE Dorsale pacifica Dorsale medio atlantica DORSALE MEDIO ATLANTICA caratteristiche lungo il suo asse presenta una fossa: rift valley è formata da una successione di segmenti è attraversata da faglie trasformi fratture trasversali perpendicolari al rift simmetria cronologica delle rocce ai lati della dorsale PIANURE ABISSALI Definizione Zona che si riscontra dopo la scarpata continentale sotto i 3.000 m (tra i 3.000 e i 6.000 m) NB E’ il più grande dominio dei 3 domini oceanici CARATTERISTICA completa oscurità grandi bacini pianure abissali colline abissali montagne sottomarine isolate (seamunts) i picchi delle catene montuose sottomarine sono inalterate numerosi vulcani sottomarini SEDIMENTI DEI FONDALI OCEANICI (guiots) I fondali oceanici sono ricoperti di sedimenti Definizione resti di organismi marini detriti trasportati dalla terraferma ad opera di corsi d’acqua NATURA DEI SEDIMENTI SEDIMENTI DI ORIGINE ORGANICA fanghi a foraminiferi fanghi a radiolari fanghi a diatomee oc. Atlantico oc Pacifico regioni polari SEDIMENTI DI ORIGINE MINERALE materiali rocciosi erosi trasportati depositati In nessun oceano si trovano sedimenti con età superiore a 200 milioni di anni La coltre dei sedimenti aumenta di spessore man mano che ci si allontana dalla dorsale FOSSE OCEANICHE Definizione PROFONDITA’ FLUSSO TERMICO ATTIVITA’ VULCANICA Depressioni dei fondali oceanici lunghe migliaia di Km e relativamente strette molto profonde molto ridotto alcune oltre i 10.000 m Localizzata a una certa distanza dalla fossa lungo una fascia parallela a quest’ultima Se la fossa fiancheggia il margine di un continente lungo questo margine si innalza una catena di vulcani che individua un arco vulcanico (es fossa del Perù) Se la fossa è in pieno oceano parallelamente ad essa si osserva un arco di isole vulcaniche (es fossa delle Marianne) Il vulcanesimo associato alle fosse è diverso da quello delle dorsali. Il vulcanesimo delle dorsali è associato all’emissione di lava fluida Il vulcanesimo lungo le fosse è altamente esplosivo con magmi ricchi di gas e vapori ATTIVITA’ SISMICA I sistemi arco-fossa sono accompagnati da forte sismicità PIANO DI BENIOFF Gli ipocentri, superficiali in prossimità della fossa, diventano sempre più profondi man mano che ci si allontana da questa in direzione dell’arco vulcanico fino a un massimo di 720 Km Superficie ideale che scende in profondità rispetto alla superficie terrestre con un angolo compreso tra i 30° e i 70° Lungo questa superficie sono allineati gli ipocentri dei terremoti dei sistemi arco-fossa PALEOMAGNETISMO Magnetismo residuo Il paleomagnetismo è il campo magnetico terrestre che è stato prodotto in periodi antecedenti a quello attuale Le rocce ricche di ferro (ferromagnetiche) registrano durante la loro formazione la magnetizzazione esistente in quel momento (intensità, direzione, polarità del campo magnetico) conservano la direzione del loro campo magnetico anche se la direzione del campo magnetico terrestre varia nel tempo. In base agli studi effettuati sul paleomagnetismo delle rocce si è potuto costatare che: La direzione della magnetizzazione conservata da rocce antiche è diversa da quella del campo magnetico attuale Nel corso delle ere geologiche in molte rocce il campo magnetico terrestre ha subito numerose inversioni Il campo magnetico terrestre ha avuto nel tempo direzioni differenti (i poli si sono scambiati tra loro) 171 inversioni negli ultimi 76 milioni di anni con durata media di 420.000 anni per la polarizzazione normale 480.000 anni per la polarizzazione inversa Utilizzando numerosi campioni di lava accuratamente datati si è ricostruito in dettaglio la successione dei periodi di tempo a polarità normale e a polarità inversa che si sono susseguiti negli ultimi 5 milioni di anni TEORIA DELLA ESPANSIONE DEI FONDALI OCEANICI 1962 LE DORSALI OCEANICHE sono IPOTESI DI HESS delle grandi fratture via di uscita di materiali magmatici. Attraverso le dorsali i materiali magmatici risalgono dal mantello si espandono solidificano generano nuova crosta terrestre che spinge la vecchia crosta verso l’esterno Sotto la crosta, in corrispondenza delle dorsali, esiste un flusso ascendente di materiale molto caldo in risalita da livelli profondi dentro il mantello In vicinanza della superficie, parte del materiale caldo risale attraverso le fratture della rift valley fino a traboccare sul fondo del mare Appena consolidate, le nuove rocce vengono spinte verso i margini continentali da nuovo magma che continuerà a fluire. La litosfera oceanica si si si allontana da un alto e dall’altro della rift valley raffredda, contrae e si abbassa di quota rispetto alla dorsale Si forma così il pavimento delle vaste piane abissali che si ricopre col tempo di un certo spessore di sedimenti. Contemporaneamente, a una certa distanza dalle dorsali oceaniche, il materiale della litosfera comincia a ridiscendere in profondità con un movimento di SUBDUZIONE La litosfera inflette verso il basso si riscalda comincia a fondere si immerge nel mantello viene riciclata (si formano le fosse oceaniche) La discesa della litosfera avviene con violenti attriti, che si manifestano come terremoti Una parte della litosfera non viene riciclata nel mantello, ma fonde gradualmente producendo grandi volumi di magma che, essendo meno denso del materiale circostante, sale verso la superficie e alimenta il vulcanesimo degli archi vulcanici. PROVE DELL’ESPANSIONE DEI FONDALI OCEANICI DISTRIBUZIONE SPECULARE DELLE ROCCE Parallelamente all’asse della dorsale, si notano fasce rocciose allungate dotate alternativamente di magnetismo normale e magnetismo invertito La distribuzione di queste fasce rocciose è simmetrica rispetto alla dorsale. Questa caratteristica spiega la teoria dell’espansione dei fondali oceanici L’espansione dei fondali oceanici ha inizio con la lacerazione della placca litosferica. Dall’astenosfera risale materiale fuso. Questo materiale in superficie, solidifica in una fascia di roccia basaltica Questa roccia basaltica assumerà la polarizzazione del campo magnetico esistente nel momento della solidificazione. La fascia di roccia solidificata aderisce ai monconi della rift e si allontana con loro man mano che altro materiale fuso risale e si solidifica. Se nel frattempo il campo magnetico terrestre si inverte la nuova fascia lavica registra tale fenomeno e viene magnetizzata in direzione opposta a quella delle rocce formatesi in precedenza Il processo di espansione prosegue e così altra crosta si allontana dalla Rift valley insieme a quella più antica ETA’ DEL PAVIMENTO OCEANICO I basalti sottomarini sono tanto più antichi quanto più ci si allontana dalle dorsali SPESSORE DEI SEDIMENTI Lo spessore dei sedimenti è molto ridotto sulle dorsali dove la crosta basaltica è appena formata aumenta man mano che ci si allontana dalla rift valley Queste prove sono state confermate negli anni sessanta del XX secolo grazie alle crociere della nave oceanografica Challenger in grado di perforare e campionare i sedimenti marini e di penetrare nel sottostante strato di basalto anche sui fondali abissali TETTONICA DELLE PLACCHE 1970 Definizione Teoria secondo la quale la litosfera non è un involucro continuo ma è suddiviso in una serie di placche (zolle) incastrate come i pezzi di puzzle NB Le placche litosferiche si muovono “galleggiano” sulla sottostante astenosfera trascinate passivamente dai movimenti che si realizzano nel mantello sono a stretto contatto senza spazi vuoti tra l’una e l’altra lungo i margini sono rigide nella parte centrale sono instabili lungo i margini si accrescono vengono demolite NB a livello delle dorsali oceaniche a livello delle fosse oceaniche (zona di subduzione) Sono state identificate una ventina di placche di dimensioni variabili. 8 placche sono le più grandi. TETTONICA DELLE PLACCHE MARGINI e TIPI DI ZOLLE MARGINI DELLE ZOLLE I bordi delle singole placche sono distinti in: MARGINI COSTRUTTIVI in corrispondenza delle dorsali e dei rift continentali MARGINI DISTRUTTIVI in corrispondenza dei sistemi arco fossa e della catene montuose recenti MARGINI CONSERVATVI in corrispondenza delle grandi faglie TIPI DI ZOLLE ZOLLE DIVERGENTI zolle che si allontanano In mezzo alle due zolle si apre una depressione e una frattura (rift) Attraverso la frattura il magma basaltico risale e si riversa sul fondale oceanico In corrispondenza delle dorsali si forma nuova crosta terrestre es ZOLLE CONVERGENTI Dorsale medio atlantica Rift continentale Grat Rift Valley valle del Reno zolle che entrano in collisione 3 diverse situazioni collisione tra zolla oceanica e zolla continentale collisione tra due zolle oceaniche ZOLLE TRASFORMI collisione tra due zolle continentali Zolle molto estese a scorrimento orizzontale lungo le faglie trasformi A causa dell’attrito tra le due placche lungo i margini trasformi si verificano terremoti molto violenti Lungo la Faglia di S. Andrea la zolla pacifica scivola lungo la zolla americana con una velocità di 5 cm all’anno TETTONICA DELLE PLACCHE MOVIMENTI TRA LE ZOLLE COLLISIONE TRA ZOLLA OCEANICA e ZOLLA CONTINENTALE (es. zolla di Natzca e zolla sudamericana) Fenomeno di subduzione La placca oceanica, più densa, tende a immergersi sotto la placca continentale, meno densa La placca oceanica va in subduzione La placca continentale galleggia 3 eventi: formazione di una fossa oceanica La zolla oceanica si incunea nel fondale si immerge sotto la placca continentale lungo un piano inclinato detto: piano di subduzione I materiali rocciosi in superficie - vengono deformati - subiscono fenomeni di metamorfismo in profondità - fondono - formano magmi che alimentano numerosi vulcani La zolla continentale si ispessisce forma una catena montuosa (es Cordigliera delle Ande) attività sismica intensa lungo il piano di subduzione formazione di archi vulcanici sul margine della zolla continentale COLLISIONE TRA DUE ZOLLE OCEANICHE (Filippine, Giappone) Una delle placche scivola l’una sotto l’altra forma una fossa in pieno oceano La zolla che va in subduzione forma dei magmi Gli edifici vulcanici che ne derivano I magmi risalgono dando origine a un vulcanesimo sottomarino possono emergere come isole e formare un arco vulcanico insulare COLLISIONE TRA DUE ZOLLE CONTINENTALI (Alpi. Himalaya) Non si verifica subduzione Il dominio oceanico che separa le due zolle viene progressivamente ristretto I sedimenti vengono fratturati, accavallati, fino a formare catene montuose TETTONICA DELLE PLACCHE MOTORE vulcanesimo sismicità sollevamento di catene montuose apertura e scomparsa di oceani deriva dei continenti sembrano aver trovato un logico quadro di riferimento nella tettonica delle placche Cosa fa muovere le placche? I movimenti delle placche sono causati dai MOTI CONVETTIVI del mantello I moti convettivi del mantello formano celle convettive che interessano l’intero spessore del mantello celle convettive che interessano solo lo strato superficiale del mantello celle convettive nel mantello superiore separate ma coesistenti con le celle convettive del mantello inferiore. I rami ascendenti delle celle convettive sono collocati in corrispondenza delle dorsali I rami discendenti delle celle convettive sono collocati in corrispondenza delle zone di subduzione I rami superiori paralleli alla superficie terrestre sono alla base delle zolle e funzionano da nastri traspportatori PUNTI CALDI e PENNACCHI Alcuni geofisici ritengono che dalle regioni più calde presenti alla base del mantello si innalzano colonne di materiale caldo, chiamate: PENNACCHI I PENNACCHI Sono colonne di materiale caldo che si innalzano dalla base del mantello Ogni colonna che forma un pennacchio presenta un diametro di circa 100 Km Questi pennacchi arrivano in superficie si manifestano nei PUNTI CALDI I PUNTI CALDI Sono caratterizzati da alto flusso termico intensa attività vulcanica Tali punti caldi appaiono fissi rispetto al continuo movimento delle placche I vulcani attivi alimentati dai punti caldi sono localizzati all’estremità di lunghi allineamenti di altri vulcani ormai estinti, che risultano tanto più antichi quanto più lontani sono da quelli attivi Sarebbero attualmente localizzati sopra i pennacchi Gli altri vulcani si sarebbero man mano allontanati da questi proprio per il movimento delle placche, estinguendosi perché ormai privi di alimentazione. Tipico risultato di un simile processo è la Dorsale delle Hawaii La dorsale delle Hawaii è una catena di isole e rilievi sottomarini lunga oltre 3500 km formata da vulcani. Il vulcano posto all’estremo NW (oggi sommerso) si è estinto circa 40 milioni di anni fa Gli altri vulcani si sono estinti in età man mano più recenti procedendo verso SE, fino all’isola di Hawaii che ospita il più grande vulcano della Terra. PLACCHE e SISMICITA’ La Tettonica delle placche spiega la sismicità Se poniamo a confronto la figura che riporta la distribuzione mondiale dei terremoti con il mosaico delle placche appare chiaro che le due immagini sono strettamente correlate. La distribuzione delle attività sismiche coincide per oltre il 95% con le fasce lungo cui interagiscono i margini delle placche. Sono proprio gli sforzi dovuti ai movimenti della litosfera, concentrati lungo i margini delle placche, che provocano continuamente la deformazione di masse rocciose in cui si accumula l’energia che viene poi liberata dai terremoti. SISMICITA’ LUNGO LE DORSALI Lungo le dorsali le forze che tendono a far allontanare uno dall’altro i due fianchi della rift valley e la risalita del magma attraverso numerose fatture provocano continuamente l’attivazione (o la riattivazione) di numerose faglie Tutto questo si traduce in sismi di modesta entità o in una miriade di “microsismi” SISMICITA’ LUNGO LE FOSSE OCEANICHE Lungo le fosse oceaniche si ha forte sismicità La forte sismicità associata alle fosse oceaniche è legata alla subduzione di una placca sotto l’altra. Molti dei maggiori terremoti che si verificano in tale situazione sono in gran parte legate al violento attrito della placca sovrastante con la placca in subduzione La superficie di Benioff con il suo allineamento di ipocentri “segnala” la discesa della placca SISMICITA’ NEGLI OROGENI Nelle catene montuose di orogenesi recente, nate da collisioni continentali, non si sono ancora esaurite le gigantesche spinte che hanno deformato i margini venuti a contatto. E’ questo il caso delle catene circummediterranee conseguenza della subduzione della placca africana sotto quella eurasiatica (ancora attiva nel settore orientale, mentre in quello orientale si sono innescati movimenti di apertura di nuovi bacini marini come il Tirreno) E’ questo il caso della catena himalayana In corrispondenza delle catene himalayane, la placca indo australiana continua a muoversi e a premere contro quella eurasiatica con spinte i cui effetti si propagano fin nel cuore dell’Asia PLACCHE e ATTIVITA’ VULCANICHE La Tettonica delle placche spiega il vulcanesimo Se poniamo a confronto la figura che riporta la distribuzione mondiale dei vulcani con il mosaico delle placche appare chiaro che le due immagini sono strettamente correlate. La distribuzione delle attività vulcaniche coincide con le fasce lungo cui interagiscono i margini delle placche. VULCANESIMO LUNGO LE DORSALI Lungo le dorsali si ha un vulcanesimo essenzialmente effusivo dovuto alla risalita dalle profondità del mantello di materiale caldo che fa inarcare la litosfera. Il magma deriva dalla fusione parziale di rocce del mantello ed è, di conseguenza, di natura basaltica. Questo magma, essendo povero in silice, da origine a lave fluide che fuoriescono “tranquillamente” VULCANESIMO LUNGO LE FOSSE OCEANICHE Lungo le fosse oceaniche si ha un vulcanesimo di tipo esplosivo Tale vulcanesimo associato alle fosse oceaniche è legata alla subduzione di una placca sotto l’altra. La placca che sprofonda viene progressivamente fusa La presenza di sedimenti marini (argille, sabbie, calcari) tutti imbibiti di acqua, fa sì che il magma prodotto dalla fusione sia ricco di silice (quindi viscoso) Di conseguenza, questo tipo di vulcanesimo dà origine a manifestazioni altamente esplosive GRANDI CENTRI VULCANICI ALL’INTERNO DELLE PLACCHE sia in pieno oceano (Hawaii, Canarie) sia sui continenti (Africa orientale) In qualche caso si tratta di vulcanesimo associato di grandi fratture della crosta che preludono alla “apertura di un continente”, come nel caso della Great Rift Valley dell’Africa Orientale. Nella maggior parte dei casi siamo di fronte alla manifestazione in superficie di un “punto caldo” una di quelle ristrette aree della crosta (se ne conoscono una trentina) caratterizzate da elevato flusso termico e continua effusione di lave basaltiche PLACCHE e OROGENESI orogeno = prodotto dell’orogenesi CROSTA OCEANICA in subduzione sotto un MARGINE CONTINENTALE Se un continente si trova a ridosso di una fossa oceanica la crosta oceanica sprofonda sotto il margine continentale che viene così deformato dal violento attrito. Dalla crosta oceanica in subduzione vengono strappati sedimenti oceanici Queste masse oceaniche, spinte da forze enormi, finiscono per saldarsi stabilmente al margine del continente e formare una nuova striscia di crosta continentale. La crosta continentale si accresce di spessore per la risalita di grandi quantità di magmi Si individua così il processo di orogenesi con il sollevamento di una nuova catena montuosa. E’ quello che sta accadendo da molte decine di milioni di anni, lungo il margine pacifico del Sudamerica al di sotto del quale, pungola fossa del Perù Cile si sta immergendo la Placca di Nasca. Il risultato è la catena delle Ande, in lento sollevamento, costellata di alti vulcani e investita spesso da violenti terremoti. COLLISIONE TRA DUE PLACCHE CONTINENTALI Quando una placca continentale entra in collisione con un’altra placca continentale Il continente si frantuma in parecchie falde che scivolano una sull’altra impilandosi La crosta continentale si ispessisce e si solleva in un’alta catena montuosa I margini che entrano in contatto, vengono sconvolti e deformati Grandi masse rocciose scivolano una sopra l’altra anche per centinaia di km finchè si saldano facendo aumentare lo spessore della crosta. Si origina così una lunga catena montuosa che rimane come una cicatrice all’interno di un unico grande continente. E’ quanto è accaduto, per esempio, tra il margine meridionale dell’Eurasia e il continente India. Il continente India è andato alla deriva per lunghissimo tempo da Sud verso Nord. Dalla collisione è sorta la gigantesca catena Himalayana.
