GEOGRAFIA

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Thomas Fraling
1. Attività sismica
I terremoti, in poche parole, sono delle improvvise vibrazioni della terra a causa di una liberazione
di energia (infatti, sisma è un sinonimo di terremoto). L’origine di qualsiasi terremoto è l’ipocentro
che è un punto in profondità (massimo 700 km) nel quale si crea il terremoto e ha la sua massima
intensità. L’energia accumulata si propaga sotto forma di vari tipi di onde e il punto in cui le onde
raggiungono per prima volta la superficie si chiama epicentro, che si trova perpendicolarmente
sopra all’ipocentro.
Le onde sismiche si dividono in due grandi gruppi:
- Onde di volume, si propagano all’interno della Terra e si dividono
in due tipi: onde P, più veloci e si muovono in avanti e in indietro; le
onde S sono più lente, non si propagano nei fluidi e si spostano
orizzontalmente.
- Onde superficiali, si propagano in superficie (dall’epicentro) e sono le principali cause dei danni alle infrastrutture.
La dinamica dei terremoti si spiega facilmente con la teoria del rimbalzo elastico:
- Forze tettoniche deformano la crosta terrestre
- Si accumulano forze all’interno della crosta terrestre
- Le forze che tengono assieme le rocce sono sopraffatte
- Liberazione di energia sismica
- La faglia si mette in movimento
- Terremoto
Le scosse che si liberano prima del terremoto si chiamano scosse premonitrici, invece quelle dopo
il terremoto si chiamano scosse di assestamento.
La localizzazione dei terremoti non è casuale, infatti il 95% dei terremoti si trovano in strette fasce
del globo: la fascia circumpacifica, zona di subduzione (convergenza) e terremoti abbastanza forti;
regioni montuose, zona di collisione; dorsali oceaniche, zona di divergenza e terremoti deboli.
Gli ipocentri possono essere di diverse profondità: superficiali (0 - 70 km), presenti nelle dorsali
oceaniche, regioni montuose e zone si subduzione; intermedi (70 - 300 km), presenti nelle zone di
subduzione e dorsali oceaniche; profondi (300 - 700 km), presenti nelle zone di subduzione.
Legenda:
Superficiali
Intermedi
Profondi
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L’intensità dei terremoti, cioè i danni che provocano, si misura con la scala Mercalli. L’intensità si
misura in base ai danni che un terremoto ha provocato e ha un valore massimo di 12. La maggiore
intensità si avrà sull’epicentro e man mano ci si allontana l’intensità diminuisce (isosisme).
La magnitudo invece definisce oggettivamente la quantità di energia di un terremoto. Si ottiene in
base al confronto con un terremoto campione e grazie ai sismografi. La magnitudo si misura sulla
scala Richter. Bisogna ricordare però un fatto importante: l’aumento di un’unità in magnitudo corrisponde alla liberazione di una quantità di energia 30 volte superiore, inoltre la scala Richter non
ha un valore massimo (teoricamente infinita).
I danni dei terremoti dipendono da: intensità e la durata delle vibrazioni, caratteristiche delle costruzioni, natura geologica e
morfologica del terreno sui cui poggiano le
infrastrutture. Gli effetti dei terremoti sono tanti, ma i più importanti sono i seguenti: movimenti oscillatori verticali e
orizzontali distruttivi, maremoti (causati da terremoti sotto ad oceani) e incendi.
2. Struttura interna della Terra
Per scoprire la struttura interna della Terra ci sono vari metodi d’indagine:
- Osservazione diretta (limitata alla superficie) oppure attraverso scavi (massimo raggiunto 13 km)
- Onde sismiche, comportamento delle onde all’interno della Terra
- Tipo di materiale attraversato, grazie alla differenza di velocità delle onde sismiche (tanto più
denso è il materiale tento più veloce saranno le onde).
- Deviazione delle onde, cambiamento di materiale (discontinuità).
Il risultato delle indagini è che la Terra è suddivisa in diversi involucri: crosta oceanica (5 - 10 km) e
continentale (30 -70 km), litosfera (rigida e circa 70 km), astenosfera (10 - 20% fusa e circa 70 -700
km), nucleo esterno (liquido, 2270 km) e nucleo interno (solido, 1216 km).
Involucri della Terra
Comportamento delle
onde S e onde P
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3. Deriva dei continenti
La teoria più famosa è quella di Alfred Wegener che sosteneva
la seguente teoria: 200 milioni di anni fa esisteva un grandissimo continente che, frammentatosi, creò i singoli continenti.
Gli argomenti di Wegener erano:
- Combaciabilità fra le coste dei continenti
- La testimonianza dei fossili (resti di fossili di organismi della stessa specie in continenti diversi)
- Correlazioni strutturali e litologiche, corrispondenza di rocce di stesso tipo e età su coste diverse
- Prove paleoclimatiche: tracce di glaciazioni e giacimenti di carbone.
Però c’era anche un punto debole della teoria. Wegener pensava che la forza centrifuga bastasse
per allontanare i continenti fra loro, ma questa forza non era sufficiente e la teoria è abbandonata.
4. Tettonica delle placche
Dopo la seconda guerra mondiale, la scienza su i fondali oceanici ebbe un notevole progresso e nel
1968 si formulò per prima volta la teoria della tettonica delle placche.
Tettonica delle placche: la litosfera è costituita da circa 20 pezzi rigidi chiamati placche che si
muovono gli uni rispetto agli altri. Le placche giacciono sul materiale più plastico dell’astenosfera e
si dividono in placche oceaniche, continentali e oceaniche - continentali (maggior parte).
I margini delle placche si determinano grazie alla distribuzione dei terremoti e dei vulcani. Inoltre i
margini possono essere di quattro tipi: divergenti, convergenti (subduzione), trasformi oppure si
può creare una collisione.
I margini di placca divergenti sono una zona di allontanamento di due placche, formando una dorsale e sono la causa dell’espansione dei fondi oceanici.
I margini di placca convergenti sono una zona di subduzione, nella quale una placca viene spinta in
basso (a causa della divergenza) e inizia a fondere (in basso) creando delle montagne e dei vulcani.
I margini di placca trasformi sono una zona di
conservazione (non si crea niente e non si distrugge niente), si tratta di fagli che si sviluppano parallelamente alla direzione di movimento
di placca.
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5. Verifica del modello
La prima prova per lo spostamento delle placche è, anche se non la più facile, il magnetismo terrestre. Prima di tutto bisogna affermare un fatto: la polarità della Terra s’inverte più volte nel corso del tempo, per motivi che non stiamo qui a precisare, e che un minerale che si forma durante
una delle due polarità rimane per sempre così (cioè non può cambiare polarità da solo). Adesso,
sapendo questo, possiamo osservare la sezione qui sotto.
La sezione afferma l’allargamento della dorsale, siccome i minerali hanno diverse polarità non si sono
creati tutti nello stesso periodo. Non bisogna sapere
perché e quando i poli s’invertono ma almeno che la
diversa polarità dei minerali è una conferma dello
spostamento delle placche.
Naturalmente ci sono tante altre prove per il fondo oceanico, che andremo a specificare. Le prove
più importanti per il movimento delle placche sono:
- Sedimenti quasi assenti sulla sommità delle dorsali. Si è osservato che lo spessore dei sedimenti
varia con la distanza dalla dorsale: più si è lontani dalla dorsale più lo spessore dei sedimenti è
maggiore, questo vuol dire che la parte più vicina alla dorsale si è creata dopo rispetto alla parte
lontana dalla dorsale (visto che ha un strato di sedimenti minore).
- Età dei fossili nei sedimenti più antichi, in vari punti (stesso argomento del punto precedente).
- Oceani giovani: circa 160 milioni di anni.
- Area più giovane vicino alla dorsale rispetto a quella lontana dalla dorsale.
- Punti caldi (Hot spot): all’interno del mantello esiste un punto caldo stazionario dal quale esce
del magma, attraverso la crosta risale in superficie creando una serie di isole (visto che la placca è i
continuo movimento).
- Vulcani in strette fasce, sui limiti di placca.
- Terremoti in stratte fasce, appunto sui limiti di placca.
- Osservazione diretta, facendo uso del satellite (esempio: distanza tra l’Africa e il Sud America).
6. Il Motore della tettonica delle placche
La causa della tettonica delle placche non è ancora ben definita, però c’è un’ipotesi abbastanza
ragionevole: la distribuzione del calore all’interno della Terra non è omogenea, dunque esistono
delle cellule di convenzione (cellule convettive), che essendo una volta uscite da una dorsale, si
raffreddano e poi fondono nuovamente riiniziando il loro ciclo da capo. Ci sono varie opinioni su
come avviene questo fenomeno:
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7. La formazione delle montagne
La catena montuosa è una fascia stretta e allungata della crosta terrestre caratterizzata da rocce
metamorfiche, magmatiche e sedimentarie deformate (piegate, inclinate) e fagliate; l’orogenesi è
l’insieme di tutti i processi che danno origine a un sistema montagnoso.
L’orogenesi nelle zone di subduzione si spiega meglio guardando una sezione:
A. Il margine di placca continentale è ancora passivo e la
sedimentazione è poco profonda (prisma).
B. Il margine si trasforma in una zona attiva, nella quale
avviene una subduzione. Si forma l’arco insulare e le rocce sedimentarie si deformano.
C. Fusione parziale della placca oceanica e formazione di
un arco magmatico. Inoltre aumenta lo spessore della
placca continentale (batolite).
D. Erosione dell’arco magmatico e formazione di sedimenti, metamorfismo. Deformazione del prisma
d’accrezione.
L’orogenesi delle collisioni continentali è il
passaggio seguente dell’orogenesi nella zona di subduzione ed è proprio quella che ha
causato la formazione delle principali catene
montuose. Durante questo passaggio le due
placche, prima in subduzione, si saldano assieme formando delle montagne ancora più
grandi rispetto a prima. Questa serie
d’immagini chiarisce le idee.
Nell’immagine B già avviene la collisione e la
saldatura delle due placche continentali;
inoltre i terreni cristallini vengono spinti verso il basso, attraverso scivolamenti.
Nell’immagine C si può notare che le due
placche si sono uniti, visto che il resto della
placca oceanica si è staccata.
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