DERIVA DEI CONTINENTI, Dispense di Scienze della Terra

Scarica DERIVA DEI CONTINENTI e più Dispense in PDF di Scienze della Terra solo su Docsity! struttura stratificata della terra é molto difficile determinare la composizione e le proprietà chimiche dell’interno della terra perché non possiamo arrivare a determinate profondità (centro della terra: 6370 Km). Alcune informazioni provengono dalle rocce delle catene montuose che in origine potevano stare molto in profondità, e dai materiali eruttati. Quello che conosciamo dell’interno della terra proviene dagli studi della geofisica, geochimica e petrologia. Due dati geofisici: il campo gravitazionale terrestre (campo di attrazione esercitato dalla terra nei confronti degli altri corpi, si manifesta attraverso la forza di gravità) le onde sismiche e la distribuzione degli elementi chimici nel sistema solare, ci permettono di dedurre quali sono i più importanti e probabili costituenti della terra; in questo ci aiuta anche lo studio dei meteoriti. Il campo gravitazionale ci dice che se la densità delle rocce della terra fosse uniforme e simile a quella delle rocce in superficie, la forza di gravità sarebbe la metà: quindi all'interno della terra ci sono rocce molto più dense di quelle che noi conosciamo. Dallo studio delle onde sismiche e dalle conseguenti oscillazioni si è potuto creare un vero e proprio modello della struttura interna. La terra è trasparente alle onde sismiche che la attraversano, ma esse vengono comunque riflesse da superfici di discontinuità, che separano zone con diverse proprietà fisiche e chimiche. Infatti le diverse velocità con cui onde P e onde S attraversano le rocce riflettono variazioni di pressione, temperatura e composizione. Quindi le discontinuità rilevano la presenza di vari gusci concentrici che riflettono le onde mettendo in luce la struttura dell’interno della terra. La terra secondo i criteri chimici-mineralogici è suddivisa in : crosta, mantello superiore, zona di transizione, mantello inferiore, nucleo esterno, nucleo interno. E grazie alle indagini sismiche si conosce un altro modello basato sullo stato fisico dei materiali e sulla diversa risposta che essi oppongono alle sollecitazioni meccaniche: Litosfera, astenosfera, mesosfera, nucleo esterno e interno. Secondo un modello che tiene conto dei vari dati geografici finora acquisiti, d è basata su differenze nella costituzione chimica e mineralogica dei vari involucri, la struttura è: - crosta: l'involucro più esterno delimitato alla discontinuità di moho. Costituita dalle rocce che formano le montagne, continenti e fondi oceanici. Il suo spessore varia da 3 Km a 90 Km sotto le grandi catene montuose. - mantello superiore: si estende dalla Moho fino a 400 Km di profondità. Tra i 100 e i 300 Km si estende la zona di bassa velocità: caratterizzata da una forte attenuazione delle onde sismiche, sempre presente per le onde S, ma assente sotto certi continenti per le onde P. - zona di transizione: separa il mantello superiore da quello inferiore , si estende da 400 a 670 m di profondità, ed è caratterizzata da bruschi aumenti di velocità delle onde sismiche dovuti a strutture mineralogiche più dense. - mantello inferiore: costituisce il 49,2% della massa della terra. Va da 670 fino a profondità di 2900 Km, ed arriva quindi fino alla discontinuità di gutenberg, separa il mantello dal nucleo, qui esiste una brusca variazione dei gradienti di velocità e densità, essi in tutta questa zona aumentano progressivamente. - nucleo esterno: va fino alla discontinuità lehman ( 5200 Km), è allo stato liquido, infatti all’interfaccia nucleo-mantello la velocità delle onde P decresce bruscamente, mentre le onde S non riescono a passare. Qui ha origine il campo magnetico terrestre. - nucleo interno: si estende dalla discontinuità di lehmann fino al centro della terra. In questa zona la velocità delle onde P aumenta e le onde S vengono di nuovo trasmesse, ma con una bassa velocità. è solido anche se vicino al punto di fusione. Esiste un'altra suddivisione che invece tiene conto delle proprietà reologiche (il loro modo di rispondere alle sollecitazioni meccaniche). Da questo punto di vista i minerali possono comportarsi in due modi: elastico e fragile ( si fratturano facilmente) e elastico e duttile (si deformano senza fratturarsi). Quindi è possibile distinguere: La Litosfera: il guscio più superficiale e rigido, reagisce in modo elastico e comprende la crosta e la parte più esterna del mantello superiore, il lid (coperchio) o mantello litosferico, fino alla zona di bassa velocità. ha uno spessore che va dai 60 ai 70 Km sotto gli oceani e 150 sotto i continenti. Ha una parte superiore che ha un comportamento fragile rispetto a quella inferiore che si comporta in modo più duttile, il tutto dipende dalla durata con cui vengono applicati gli sforzi e i carichi e dal gradiente geotermico locale. è suddivisa in varie placche che slittano sull’astenosfera: è lo strato composto da materiali allo stato parzialmente fuso, ha un comportamento plastico . Qui le onde sismiche si propagano a bassa velocità. è compressa tra litosfera e mesosfera. Il fattore critico che condiziona il comportamento reologico di questi materiali è la temperatura che determina il punto di fusione delle rocce. L’astenosfera è la parte del mantello in cui le rocce si trovano più vicine al punto di fusione, ma visto che le onde S la attraversano essa è fusa solo in piccola parte. Inoltre poiché la temperatura delle rocce all’interno della terra e quella a cui si fondono, sono variabili anche la profondità dove inizia l’astenosfera (spessore della litosfera) sono variabili. Il limite tra litosfera e astenosfera occupa molti km. Sotto l’astenosfera c’è la mesosfera: è la parte del mantello rigida e poco deformabile, compresa tra astenosfera e nucleo. Origine del calore interno I vulcano, le sorgenti termali,i soffioni e le elevate temperature nelle miniere e nei pozzi documentano la presenza di un calore interno. E le lave eruttate dimostrano che può produrre rocce fuse con temperature superiori a 100 C. Il calore che riceviamo dal sole e il calore interno sono fondamentali per il sistema; il calore solare fa muovere atmosfera (venti) e idrosfera ( onde), mentre il calore interno fa muovere continente e deforma la crosta terrestre. L’origine del calore interno è duplice: una parte è ciò che rimane dell’energia immagazzinata durante la creazione, l’altra deriva dalla radioattività naturale delle rocce oggi preesistenti. La terra si è progressivamente riscaldata attraverso l’accreazione: caduta di frammenti celesti che aumentano la massa della terra. La terra nella sua fase originaria era quindi un solido per la maggior parte fuso, nel quale i materiali più densi affondano per differenziazione gravitativa. Inoltre in tutti questi anni si è raffreddata a partire dalla superficie esterna. Il campo magnetico terrestre o campo geomagnetico, può essere descritto immaginando una barra magnetica inclinata di 11 C rispetto all’asse terrestre. L’intersezione tra l’asse magnetico e la superficie terrestre sono i poli geometrici. Polo nord della bussola: quello che si orienta verso il polo nord geografico e il polo sud della bussola sarà l’esterno opposto. Il polo magnetico verso il quale punta la bussola viene indicato come Nord magnetico, facendo così coincidere il polo magnetico con l'emisfero terrestre in cui si trova. Linee di forza di campo: (rappresentazione di Faraday) sono linee astratte in ogni punto delle quali il campo è tangente, Quindi le linee di campo magnetico terrestre sono orientate in modo da uscire dalla terra dall'emisfero sud ed entrare nell’emisfero nord. Le tre caratteristiche per descrivere il campo magnetico sono: - declinazione magnetica - inclinazione - intensità Il polo magnetico non coincide con quello geografico, quindi l’ago della bussola non indica esattamente il vero polo nord, e più si avvicina ai poli magnetici più questa differenza aumenta. L’anglo che la direzione del sud magnetico forma con quella del nord geografico è la declinazione magnetica e si misura con la bussola di declinazione. Le linee di forza incontrano la sup. terrestre con angoli diversi, questi angoli sono verticali ai poli magnetici e orizzontali all’equatore magnetico. L’angolo tra le linee di forza e la sup. terrestre è l’inclinazione magnetica e si misura con la bussola di inclinazione. L’inclinazione è zero all’equatore e 90 C ai poli magnetici. Queste due bussole insieme forniscono in ogni punto dello spazio circostante alla terra la direzione del campo magnetico. Intensità: si misura con dei magnetometri, unità di misura Gauss(G) , alla superficie terrestre il campo magnetico è di 0,5 G. Ma il campo magnetico terrestre in un determinato luogo non è costante ma è soggetto a variazioni periodiche a intervalli diversi. Il campo magnetico terrestre è solo in piccola parte esterna e per il 95% di origine interna. Parlando per campo interno i materiali magnetici perdono il loro magnetismo permanente quando la temperatura supera il punto di curie (circa 500 C). La temperatura del nucleo è superiore alla temperatura di Curie dei materiali che vi sono contenuti. In conclusione sembra che la presenza di un campo magnetico esterno abbia provocato un iniziale corrente, che ha provocato a sua volta il campo magnetico terrestre. Paleomagnetismo Quando una roccia si forma può acquisire una magnetizzazione conforme al campo magnetico esistente nell’ambiente e questa si chiama magnetizzazione naturale residua. Il paleomagnetismo è il campo magnetico terrestre che si trova fossilizzato nelle rocce sotto forma di magnetizzazione residua, ed è molto debole. Esso fornisce la paleolatitudine e la paleodirezione del polo, ma non la paleolongitudine, e fornisce anche informazioni sulle inversioni di campo. Esistono tre tipi di magnetizzazione rimanente: - magnetizzazione termoresidua: è acquisita dalle rocce magmatiche quando si raffreddano sotto il punto di curie. Quando la lava esce è soggetta al campo magnetico del luogo e i vari cristalli ferromagnetici si orientano come aghi della bussola. Il ferromagnetismo è la proprietà dei minerali di conservare una propria magnetizzazione, anche in assenza di un campo magnetico esterno. I minerali ferromagnetici sono ossidi, idrossidi e solfuri di ferro ( magnetite, ematite e pirrotina). - magnetizzazione detritica residua: I sedimenti detritici contengono piccolissimi granuli ferromagnetici che si allineano secondo il campo magnetico durante la sedimentazione, un solo granulo su mille è un minerale fortemente magnetico. Dopo aver toccato il fondo dell’acqua i piccoli granuli magnetici sono immersi in una fanghiglia acquosa, e sono ancora liberi di ruotare per allinearsi al campo magnetico terrestre. È dopo la litificazione (quando diventano rocce) che i granuli sono bloccati e non sono più in grado di orientarsi nuovamente. - Magnetizzazione chimica residua: è una magnetizzazione secondaria acquisita dalle rocce durante processi di diagenetici e metamorfici che portano alla formazione di nuovi materiali magnetici 8 ossidi di ferro) Le inversioni di polarità Il campo magnetico terrestre ha una proprietà fondamentale per la ricostruzione della storia della formazione della terra, ed è il cambiare di polarità: il polo nord magnetico diventa il polo sud magnetico e viceversa. Lo stato normale è il campo geometrico esterno orientato verso sud, quello inverso è orientato verso nord. Sono chiamati quindi inversioni di polarità i passaggi da una condizione di polarità a quella opposta. I periodi più lunghi sono chiamati epoche magnetiche, quelli più brevi eventi magnetici, Cause delle inversioni: essi sono fenomeni legati al verificarsi casuale di evoluzioni e andamenti non chiari del moto convettivo del nucleo esterno liquido. Il campo magnetico è prodotto dal nucleo della terra e non dalla superficie terrestre, quindi un'inversione viene registrata su tutto il globo. Questo sincronismo globale rende queste inversioni utili per determinare l’età delle rocce, infatti la natura casuale delle inversioni dà un'impronta unica e caratteristica a ogni segmento della scala geomagnetica. Quindi ogni segmenti di questa scala fornisce l’età delle rocce stesse. Si chiamano intervalli di polarità quei periodi in cui il campo magnetico è inverso. Così si è proposta una cronostratigrafia magnetica. Deriva dei continenti Il fissismo prevedeva che gli esservi viventi fossero destinati a rimanere sempre uguali, mentre in geologia si pensava che esistesse una staticità dei rapporti geodinamici tra continenti e oceani. Questa teoria negava movimenti laterali delle masse continentali, ma ammette movimenti verticali imputabili alla contrazione della parte esterna del globo, che si andava raffreddando. Durante questo raffreddamento i materiali più leggeri sarebbero migrati verso la superficie formando rocce ignee e metamorfiche di tipo granitico. La parte superficiale poi si sarebbe corrugata formando le catene montuose. Il catastrofismo 1815 da Cuvier, spiega le estinzioni degli esseri viventi attraverso improvvisi e violenti sconvolgimenti della crosta terrestre. Secondo questa teoria dopo ogni catastrofe (ultima diluvio universale) le forme viventi sarebbero sostituite da altre fino alla comparsa dell’essere umano. All’inizio dell’800 grazie alle osservazioni di Darwin e Lamarck nacque l'evoluzionismo: la teoria secondo cui gli esseri viventi mutano lentamente e continuamente tramite la trasmissione dei caratteri ereditari di generazione in generazione. Poi Huton comprende che la superficie terrestre è continuamente modellata dagli agenti esogeni, e che la terra ha molti milioni di anni. Il mobilismo supponeva che la crosta terrestre fosse libera di muoversi rispetto al mantello sottostante, e che potesse subire traslazioni orizzontali. Già Fisher ipotizzata che l’interno della terra fosse interessato dai moti convettivi di un magma liquido in risalita, ma fu Taylor che propose la rpima coerente formulazioni di una deriva dei continenti: lento slittamento del blocco euroasiatico da nord verso sud, quindi la penisola asiatica avrebbe causato l’Himalaya e l’altopiano di Pamir, mentre più a est il ripiegamento si sarebbe sviluppato liberamente, il fenomeno si sarebbe verificato anche nella regione mediterranea. La teoria della deriva dei continenti Nei primi del 900 il geofisico e meteorologo Alfred Wegener teorizza la deriva dei continenti: osservato la mancata congruenza delle linee di costa in entrambi i lati dell’oceano atlantico intuì che i continenti si sarebbero potuti muovere lentamente, allontanandosi sempre di più. Infatti 300 milioni di anni fa le maggiori massi continentali del globo erano incastrate in un unico grande blocco: Pangea. La pangea era circondata da un unico mare: la pantalassa, è verso est si apriva un golfo oceanico triangolare: la tetide, esa separava la pangea in massa settentrionale (Laurasia) e massa meridionale (Gondwana). I sostenitori di pangea si basano su tre tipi di argomenti: - argomenti geologici: i lineamenti strutturali della crosta terrestre combaciano quasi perfettamente se riportati nelle posizioni ritenute originarie. - argomenti paleontologici: In Sud America, Africa; Madagascar; India; Australia furono trovati questi fossili delle stesse piante e animali vissuti nel Paleozoico, quindi si spiega l’originaria congruità di questi continenti - argomenti paleoclimatici: i dati sul clima passato sono forniti da rocce sedimentarie, per esempio il carbone può significava che un tempo la regione presentava piante di tipo umido e tropicale, oppure i tilliti (rocce trasportate dai ghiacciai) sono indizio di glaciazioni, il gesso o il salgemma testimoniano la presenza di climi aridi In conclusione la storia della terra presenta periodi di assemblamento del continen ti (diaspora), e periodi di allontanamento e dispersione di frammenti continentali Le dorsali medio-oceaniche Il sistema di dorsali medio-oceaniche ci fornisce informazioni per comprendere la dinamica del pianeta. Tali dorsali si estendono attraverso gli oceani: atlantico, indiano, pacifico, mar di norvegia e mar artico, per una lunghezza tot. di 60000 Km. Si tratta di estesi rigonfiamenti lineari, segmentati e più o meno fratturati. In particolari circostanze costituiscono isole vulcaniche al centro degli oceani (In islanda, oceano indiano e pacifico). La zona di cresta delle dorsali è quella topograficamente più accidentata, è costituita da una valle di sprofondamento o fossa tettonica, che è circondata da rilievi basaltici molto fratturati. Essa è una zona di terremoti a ipocentro poco profondo, ed è caratterizzata da un elevato flusso di calore e da attività vulcanica effusiva . Gran parte dell’attività geologica recente è localizzata lungo la fessura assiale, infatti i fianchi sono più vecchi e meno attivi. struttura della crosta oceanica Le nostre conoscenze sono basate sulla registrazione delle onde sismiche generate naturalmente e prodotte sperimentalmente. Quindi abbiamo potuto creare un modello della crosta oceanica a strati: è una struttura verticale e comprende tre strati: 1. primo strato, costituito da sedimenti dallo spessore variabile da 0 a 3 Km. In conclusione il fondo oceanico si muove concordemente, come un blocco unico. La suddivisione della litosfera in placche teoria della tettonica a placche Questa teoria conferma quella di Weger, Hess e Vne e Mattheus, e si basa su due idee: - la litosfera non forma un involucro continuo ma è suddivisa in placche - le placche litosferiche si possono spostare in senso orizzontale Una placca litosferica o tettonica, è una forma irregolare di roccia solida composta da litosfera continentale e oceanica. Le loro dimensioni e spessori variano molto. La variazione di spessore è dovuta alla necessità di compensare la densità del peso dei due tipi di crosta : es. rocce continentali sono leggere e infatti la crosta sotto è molto spessa. Le placche litosferiche sono a diretto contatto tra loro, ma si muovono liberamente, ogni placca influenza il movimento di quella adiacente. Il movimento delle placche è consentito dalla plasticità dell’astenosfera sottostante. Gli ofioliti che si trovano all’interno dei continenti, servono per scoprire i movimenti più antichi di queste placche. i margini delle placche il 95% dell’attività sismica avviene nelle zone di contatto tra le placche: margini di placche. Le zone sismiche definiscono le placche in movimento tra loro, i margini sono di tre tipi: - fratture oceaniche e faglie continentali a scorrimento orizzontale sono margini trasformi - Le dorsali oceaniche sono margini divergenti - nelle zone di subduzione le placche convergono e una di esse sprofonda nella astenosfera, essa è un margine convergente placche e moti convettivi Le placche tettoniche sono guidate dal movimento convettivo del mantello, il loro movimento va cercato nei moti convettivi all’interno della terra. Sono movimenti lento (a causa del materiale viscoso). I moti convettivi servono a disperdere il grande calore immagazzinato all’interno della terra. La parte superficiale delle placche è costituita da materiale basaltico (lava scura e pesante che fuoriesce nel mezzo degli oceani, in corrispondenza delle dorsali oceaniche). I continenti sono masse di materiale più leggero , di tipo granitico e sono inglobati nelle placche litosferiche. Quindi il movimento delle placche è determinato dall’insieme dei moti convettivi del mantello. il mosaico globale Pichon propose un modello di tettonica globale che comprendeva sei placche, ma con il tempo ne sono state trovate altre. Tutte queste placche messe insieme sono servite a costruire un modello più preciso. Le placche litosferiche possono comprendere contemporaneamente aree continentali e aree oceaniche , la loro resistenza meccanica varia in base allo spessore a alla composizione. Per esempio la litosfera oceanica è calda e molto sottile, quindi è più debole della litosfera normale. Le placche che trasportano un continente sono più deboli, ma è difficile che scendano nell’astenosfera perché la leggera crosta granitica galleggia. I continenti non possono essere assorbiti, quindi quando due di essi si scontrano in corrispondenza di una zona di subduzione, si vanno a formare catene di montagne. Sotto i 700 Km, dove non ci sono terremoti, le placche si deformano plasticamente a causa dell’alta temperatura e alta pressione. La verifica del modello placche e terremoti La sismicità è l’espressione dei movimenti relativi tra placche litosferiche. Zone ad alta sismicità sono dorsali oceaniche, fosse oceaniche, catene montuose recenti e fosse tettoniche. Esistono 4 tipi di zone sismiche: - Primo tipo è rappresentato dall’asse delle dorsali oceaniche, dove i terremoto sono poco profondi e accompagnati con attività vulcanica e alto flusso di calore - secondo tipo sono terremoti poco profondi senza attività vulcanica (gfaglia di san Andreas) - Il terzo tipo è connesso con le fosse oceaniche, avvengono terremoti superficiali, intermedi e profondi. La loro profondità aumenta con la distanza della fossa, seguendo il piano benioff: interpretato con la subduzione (ovvero scorrimento di una placca litosferica sotto un’altra e il suo riassorbimento nell’astenosfera). - Il quarto tipo comprende la fascia che va dall’asia fino alla Birmania, i terremoti sono generalmente superficiali ed associati a elevate catene montuose originati da fenomeni di compressione; a volte ci sono anche terremoti intermedi placche e vulcani Anche i vulcani definiscono i bordi delle placche e il loro movimento, di solito sono allineati in corrispondenza di limiti di placca, nelle zone di subduzione o al centro degli oceani. Ci sono tre diversi tipi di vulcani correlati alle placche: - legati alla subduzione: In conseguenza della subduzione le lave basaltiche oceaniche scendono all’interno della terra, si riscaldano e subiscono disidratazioni, alla fine diventano così calde da subire una parziale fusione. I fluidi ricchi d’acqua liberati e i materiali fusi ricchi di silice della crosta oceanica, migrano verso la parte superiore del mantello d innescano altre fusioni parziale delle rocce circostanti Questi magmi risalgono nella crosta e si fermano originando vari tipi magmatici (andesitici e calcalcalini: + silice e gas). I vulcani che ne derivano sono quindi molto esplosivi. - legati alle dorsali oceaniche: sono una serie di edifici sottomarini (e a volte formani isole: Islanda) costituiti da basalti theoleitici, - potassio + calcio, sono di tipo effusivo - vulcani intraplacca: vulcani nelle placche come quelli africani, si trovano lungo fratture che attraversano la litosfera, o in punti dove i condotti permettono l’ascesa del magma nel mantello. I vulcani più noti sono i punti caldi. Punti caldi sono vulcani isolati a elevato flusso termico e intensa attività in intraplacca. Sono zone di sollevamento della placca, e le loro lave sono diverse sia da quelle delle dorsali oceaniche, sia da quelle delle zone di subduzione. Infatti sono lave basaltiche ma con più materiali alcalini, la loro origine si può trovare sotto le placche e nel mantello in cui salgono i pennacchi. pennacchi: sono correnti cilindriche ascensionali di materiale incandescente del mantello, i punti caldi sono la loro manifestazione superficiale. Essi si originano in zone stagnanti o al centro delle correnti convettive circolari. Il passaggio di una placca litosferica sopra un punto caldo lascia una scia di vulcani. Su una placca oceanica i vulcani possono essere emersi e sottomarini, perché sprofondano man mano che si allontanano dal punto caldo ( che è statico). Questo accade perché in corrispondenza del punto caldo la litosfera è più calda, meno densa e sollevata. Guyot: vulcani che allontanandosi sempre di più dal punto caldo sono sprofondati e si sono spenti. infatti sono montagne sottomarine dalla punta piatta. collisione e orogenesi tettonica delle placche e orogenesi quando due blocchi continentali , trasportati passivamente dalle loro placche, si fronteggiano, in seguito alla chiusura di un bacino oceanico (ovvero la collisione) orogenesi da attivazione quando una placca oceanica va in subduzione veloce e prolungata sotto una placca continentale. Si formano catene montuose del tipo cordigliera orogenesi per accrescimento crostale simile a quella di collisione, arrivo scaglionati di diversi blocchi crostali che si accumulano contro il margine di un continente