LA DINAMICA DELLA LITOSFERA:
DALLE OSSERVAZIONI AL MODELLO GLOBALE
Istituto Sant’Anna
5° Liceo Scientifico
Prof.ssa Elena Tibaldi
1
Calcolo della
densità
terrestre
Studio dei materiali
prodotti dalle
eruzioni vulcaniche
2
Modello della struttura interna della Terra
3
Il calore interno della Terra
Il calore generato all’interno della Terra è maggiore del calore che proviene dal
Sole Æ il calore proviene dall’interno della Terra stessa.
Prove: i prodotti dell’attività vulcanica, le temperature crescenti con la
profondità rilevabili nelle miniere e i fenomeni di vulcanesimo secondario.
Ipotesi sull’origine del calore terrestre:
1) energia immagazzinata durante la formazione della Terra: le
temperature molto elevate hanno portato alla fusione di ferro e altri metalli che
si sono accumulati nelle parti più interne (nucleo) mentre gli elementi più leggeri
(rocce silicatiche) sono migrate verso la superficie (crosta);
2) energia emessa durante il decadimento radioattivo di isotopi
instabili (uranio, torio…) presenti nella crosta terrestre e nel mantello.
Gradiente geotermico: andando in profondità
la temperatura aumenta di 3°C ogni 100m.
Questo gradiente non è costante e diminuisce
andando in profondità. Nel nucleo interno la
temperatura non supera i 4300°C.
4
VERSO UNA TEORIA GLOBALE
Come già detto riguardo alla determinazione della
struttura interna della Terra, molte conoscenze in campo
geologico non possono essere ricavate attraverso indagini
dirette o misurazioni. Le conoscenze vengono perciò
ottenute con metodi indiretti, raccogliendo cioè tutti i
risultati ottenuti da vari studi geofisici e cercando un
modello che li possa spiegare tutti:
1)
2)
3)
4)
5)
6)
7)
Wegener
Teoria dell’isostasia (Airy;1855)
Teoria della deriva dei continenti (Wegener;1913)
Esplorazione dei fondali oceanici
Teoria dell’espansione dei fondali oceanici (Hess; 1962)
Studio sul magnetismo terrestre
Studio sul paleomagnetismo
Corrispondenza nella distribuzione geografica di
fosse oceaniche, vulcani e terremoti
Hess
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1) Teoria dell’isostasia (Airy;1855)
La crosta galleggia sul mantello secondo il principio di Archimede.
Ipotesi di Airy: quanto più le montagne sono elevate, tanto più la crosta (meno
densa) si approfonda nel mantello sottostante (più denso e plastico).
La teoria di Airy fu poi perfezionata da Pratt.
Movimenti isostatici
verticali
La crosta terrestre può essere considerata
come formata da blocchi allungati
verticalmente e di diversa altezza che
“galleggiano” sul mantello: maggiore è
l’altitudine (per es. in corrispondenza delle
montagne) maggiore è la componente immersa
in profondità nel mantello.
6
2) Teoria della deriva dei continenti (Wegener;1913)
1
Wegener ipotizzò che 200 milioni di anni
fa tutti i continenti della Terra si
trovavano uniti in un unico blocco,
Pangea, circondato da un unico oceano,
Pantalassa.
Successivamente, questo blocco si
sarebbe smembrato in più parti dando
origine agli attuali continenti che si sono
allontanati secondo un processo noto
come deriva dei continenti.
2
3
7
Prove:
geomorfologiche Æ corrispondenza tra costa africana e sudamericana
paleontologiche Æ fossili di stessi organismi si trovano in continenti
attualmente separati
paleoclimaticheÆ presenza di determinati tipi di rocce tipici di alcuni
climi in regioni della terra che attualmente mostrano climi diversi
La storia dei marsupiali in Australia
Evoluzione differenziale come
riflesso di isolamento geografico
La teoria di Wegener fu largamente criticata perché non forniva spiegazione del
meccanismo alla base della deriva dei continenti.
8
3) Esplorazione dei fondali oceanici
Osservazioni e raccolta dati attraverso l’esplorazione con navi oceanografiche
equipaggiate con strumenti quali radar, sonar
I fondali oceanici sono caratterizzati da:
dorsali oceaniche
pianure abissali
fosse oceaniche
mantello
Studio dei fondali oceanici dimostra che la crosta oceanica è:
più recente rispetto alla crosta continentale
più antica man mano che ci si allontana dalla dorsale
composta da rocce magmatiche (gabbri e basalti) ricoperte da sottile
strato di sedimenti
9
Struttura della dorsale oceanica
Rift
valley
Faglia
trasforme
Distribuzione
geografica delle
fosse oceaniche
possono essere
profonde fino a 11000m
10
4) Teoria dell’espansione dei fondali oceanici (Hess; 1962)
9formazione di nuova crosta oceanica in corrispondenza delle dorsali oceaniche
9consumo di vecchia crosta oceanica in corrispondenza delle fosse oceaniche
Æ fenomeno di subduzione Æ crosta sprofonda nell’astenosfera
9equilibrio tra formazione e consumo della crosta oceanica
11
5) Studio sul magnetismo terrestre
Ipotesi sull’origine:
1) Dipolo permanente Æ non accettabile perché la temperatura interna
della Terra è superiore al punto di Curie (Fe: 770°C)Æ perdita
della magnetizzazione di qualunque materiale
2) Dinamo ad autoeccitazione Æ campo magnetico iniziale induce
campo elettrico nel nucleo esterno Æ metalli contenuti nel nucleo sono
buoni conduttori elettrici Æ campo elettrico induce campo magnetico
Caratteristiche:
9poli magnetici non corrispondono a poli
geografici (inclinazione di 11°30’)
9 linee di forza dirette da Polo Sud a Polo Nord
9campo magnetico è rappresentabile da
direzione e intensità
9non è costante nel tempo
Magnetosfera Æ regione dello spazio che
circonda la Terra e che risente del campo
geomagnetico; rappresenta scudo di
protezione da radiazioni cosmiche
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6) Studio sul paleomagnetismo
Il paleomagnetismo è lo studio del campo magnetico terrestre del passato
mediante l’analisi dei minerali magnetizzabili presenti nelle rocce (magnetismo
fossile delle rocce).
Al momento della formazione di una roccia, gli atomi dei minerali ferromagnetici in
essa contenuti si orientano nella direzione del campo magnetico presente in quel
momento e mantengono tale orientamento Æ magnetizzazione permanente
9 Magnetizzazione termorimanente (nelle rocce magmatiche; soprattutto basalto)
9 magnetizzazione detritica rimanente (nelle rocce sedimentarie)
Studi di paleomagnetismo e metodi radiometrici (per la datazione delle rocce)
hanno dimostrato:
6a) inversioni di polarità
6b) anomalie magnetiche nei fondali oceanici
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6c) migrazione apparente dei Poli
6a) Inversioni di polarità
In molte rocce di età recente, cioè formatesi quando i continenti avevano ormai
raggiunto le posizioni attuali, la direzione di magnetizzazione risulta opposta,
cioè invertita di 180°, rispetto a quella del campo magnetico attuale, come se al
momento della loro formazione si fosse verificata un’inversione tra il Polo Nord
ed il Polo Sud.
Le cause di questo fenomeno non sono conosciute; è possibile che il campo
magnetico si indebolisca e scompaia completamente, lasciando la Terra
temporaneamente priva del suo scudo naturale contro le radiazioni
cosmiche. Si pensa che ogni inversione di polarità possa avere
effetto sull’evoluzione biologica ed essere causa di estinzioni.
Scala
temporale
delle polarità
magnetiche
per gli ultimi
30 milioni di
anni
14
6c) Studio delle anomalie magnetiche nei fondali oceanici
Per anomalie magnetiche si intendono
valori di campo magnetico diversi da
quelli teorici.
Nel 1963, i geofisici Vine e Matthews
osservarono una correlazione tra le
anomalie magnetiche nei fondali oceanici
e i periodi di inversione di polarità:
• Se la lava basaltica che fuoriesce dalle
dorsali si solidifica in un’epoca di polarità
normale, si verifica un’anomalia positiva
• Se la lava basaltica che fuoriesce dalle
dorsali si solidifica in un’epoca di polarità
inversa, si verifica un’anomalia negativa
L’osservazione dei fondali mostra la presenza di bande disposte in modo
simmetrico ai lati delle dorsali.
I fondali oceanici raccontano dunque la storia delle inversioni di polarità e
questo dimostra la reale espansione dei fondali.
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6c) Migrazione apparente dei poli
A parità di età della rocce, rocce provenienti da
continenti diversi mostrano un diverso
orientamento dei minerali magnetici
Inizialmente questa osservazione ha suggerito
che il polo magnetico possa aver modificato la
sua posizione, ma questa ipotesi non può essere
confermata
L’ipotesi più accettabile è che non si
tratti di migrazione dei poli, bensì
dello spostamento dei continenti
16
7) Corrispondenza nella distribuzione geografica di
terremoti, vulcani e fosse oceaniche
Distribuzione geografica dei terremoti
Distribuzione geografica dei vulcani
Distribuzione
geografica delle
fosse oceaniche
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LA TEORIA DELLA TETTONICA DELLE PLACCHE
La litosfera è divisa in 12 placche principali e numerose placche secondarie.
Le placche hanno dimensioni variabili Es. molto grande la placca pacifica.
Hanno composizione variabile:
1) prevalenza di crosta oceanica Es placca pacifica
2) prevalenza di crosta continentale Es. placca dell’Iran
3) crosta oceanica e continentale in ugual misura Es. placca africana
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I margini di placca
Le placche sono delimitate da bordi detti margini di placca.
A seconda del tipo di movimento che li caratterizza si dividono in :
Margini convergenti o distruttivi: le placche a contatto si
muovono una contro l’altra; quella caratterizzata da
litosfera più densa si immerge lungo un piano inclinato
detto piano di Benioff al di sotto dell’altra e viene
riassorbita dal mantello dando origine al fenomeno di
subduzione.
Margini divergenti o costruttivi:
le placche a contatto si
allontanano e si formano fratture
da cui può fuoriuscire il magma
che genera nuova crosta e va a
costituire il fondale oceanico.
Margini conservativi o trasformi:
si verificano movimenti di
scorrimento senza distruzione né
formazione di crosta.
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A) La presenza di specifiche strutture geologiche in
corrispondenza dei margini attivi rivela il tipo di
movimento delle placche
Sistema
fossa-arco
insulare
Dorsale oceanica
Sistema fossa
oceanica-catena
montuosa costiera
Rift continentale
Il fenomeno di subduzione (dal latino “condurre sotto”) consiste nello
scivolamento della placca oceanica più sottile e più densa al di sotto della placca
continentale in profondità nel mantello.
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a) Il sistema fossa-catena montuosa costiera vulcanica
Convergenza tra
placca oceanica e
placca continentale
La placca oceanica, più densa, inizia il moto di subduzione sotto la crosta
continentale, con la formazione di una fossa oceanica.
I sedimenti e parti della crosta oceanica basaltica (ofioliti o pietre verdi) si
accumulano nella fossa e spingono verso il margine del continente che inizia
a sollevarsi fino a formare una catena montuosa costiera detta orogeno di
subduzione.
Nella zona di subduzione si manifesta attività vulcanica di tipo esplosivo.
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Esempio di sistema fossa oceanica - catena montuosa
costiera vulcanica: La Cordigliera delle Ande
Vulcano Aconcagua (6959 m)
La cordigliera delle Ande si è formata dalla
collisione tra la placca oceanica di Nazca e la
placca continentale Sudamericana.
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b) Orogenesi continentale
Convergenza tra due
placche continentali
Quando due placche continentali convergono, il movimento di convergenza perdura
fino alla chiusura del bacino oceanico.
Avendo densità molto simile, nessuna delle due può immergersi sotto l’altra, per
cui entrambe si sollevano, si ripiegano, si accavallano e si deformano
intensamente, fino ad unirsi tra loro andando a formare un orogeno di collisione.
I sedimenti marini dell’oceano in chiusura si ripiegano sui margini dei due
continenti, si deformano e si fratturano e formano falde di ricoprimento.
La crosta oceanica, non consumata del tutto, genera nuovi ofioliti. Una sequenza
ofiolitica è una fascia di rocce, di colore verde, provenienti dal metamorfismo
delle rocce basaltiche della crosta oceanica, che testimoniano la chiusura di un
oceano interno. La fascia ofiolitica che si estende dalle Alpi all’Himalaya, passando
dalla penisola balcanica, Turchia e Iran, testimonia la chiusura dell’Oceano Tetide.
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Esempio di orogenesi continentale:
L’orogenesi alpino-himalayana
La catena himalayana si è formata per
collisione del subcontinente indiano contro
il continente euroasiatico. Attualmente
l’India continua il suo movimento sotto la
catena himalayana con una velocità di 5
cm all’anno.
Orogenesi alpina
24
Sequenze ofiolitiche nelle Alpi
Il Cervino: testimonianza di un oceano scomparso
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c) Il sistema arco insulare-fossa oceanica
Convergenza tra due
placche oceaniche
Esempio : l’arcipelago giapponese e
la fossa delle Marianne (11000m)
Arcipelago giapponese
Fossa delle Marianne
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d) Le dorsali oceaniche
Divergenza tra due
placche oceaniche
Esempio: Dorsale est Pacifica
Æ divergenza tra
placca oceanica di Nazca e
placca Pacifica.
27
e) Il rift continentale e la formazione di neo-oceani
Quando i margini di due placche
si allontanano, si verifica una
distensione della litosfera che
porta alla lacerazione della
crosta;
i
magmi
profondi
risalgono lungo le fratture e
danno origine ad una intensa
attività vulcanica effusiva.
Quando il fondo della fossa
raggiunge il livello del mare, le
acque la invadono e si genera un
oceano in espansione.
I vulcani si allineano lungo una
linea detta dorsale oceanica; la
più famosa e studiata è la
dorsale medio-atlantica, che
attraversa in senso latitudinale
tutto l’Oceano Atlantico.
Divergenza tra due placche
continentali
28
Esempi di rift continentale e formazione
di oceani nel passato: L’Oceano Atlantico
Placca Nordamericana
Placca euroasiatica
Placca
Sudamericana
Placca Africana
Esempio: Dorsale medio-atlantica
presso il Parco Nazionale di
29
Þingvellir (Islanda
Esempi di rift continentale e formazione di neo-oceani:
L’Africa orientale
La Great Rift Valley nell’Africa orientale
(dall’Etiopia al Mozambico) è caratterizzata da un
movimento divergente tra la placca Nubiana e
quella Somala, appartenenti alla placca africana.
Il Mar Rosso si è formato per allargamento di
una frattura tra la placca Africana e quella
Arabica, apertasi circa 20 milioni di anni fa. Il
Mar Rosso è quindi un oceano in fase giovanile.
30
f) Margini trasformi
L’esempio della Faglia di San Andreas in California
Le zolle scorrono
parallelamente senza
creazione né distruzione di
litosfera; si creano faglie
trasformi lungo le quali si
rileva intensa attività
sismica.
Nella faglia di San Andreas, la zolla Pacifica scorre lungo al zolla Americana
alla velocità di 5 cm all’anno.
31
g) Margini passivi
L’esempio della placca Africana
Alcune placche tettoniche, ad esempio la placca africana, sono costituite da
crosta oceanica e da crosta continentale. In questi casi, il margine tra i due
tipi di crosta è passivo, cioè non è sede di attività sismica o vulcanica.
Si osservano invece fenomeni di sedimentazione ai piedi della scarpata
continentale sottomarina.
Scarpata
continentale
Sedimenti
Margine
passivo
Crosta
continentale
(corrisponde
all’Africa)
Crosta oceanica
(comprende porzione di
oceano che circonda
l’Africa)
32
Con quale meccanismo si muovono le placche tettoniche?
Secondo l’ipotesi attualmente più accreditata,
la causa dei movimenti delle placche sono i
moti convettivi del mantello.
Sono stati proposti 3 diversi modelli:
1) Le celle convettive interessano l’intero
spessore del mantello
2) Le celle convettive interessano solo la parte
superficiale del mantello
3) Le celle convettive, separate, sono presenti
sia nella parte superiore del mantello che
nella parte inferiore
1)
2)
3)
33
B) La struttura degli edifici vulcanici in corrispondenza
dei punti caldi conferma il movimento delle placche
Mentre l’attività sismica si riscontra soprattutto in corrispondenza dei margini
di placca, l’attività vulcanica può avvenire anche in zone interne rispetto alle
placche (vulcanismo intraplacca) Es. Hawaii.
L’attività vulcanica è di tipo
effusivo, con fuoriuscita di
magma di tipo basaltico (femico).
E’ causata dalla presenza di
pennacchi cioè di colonne di
roccia molto calda che risale dal
mantello verso la superficie.
Il concetto di punto caldo è stato introdotto per la prima volta dal Tuzo Wilson
nel 1963 studiando in particolare l’arcipelago delle isole Hawaii ed i suoi vulcani
(Mauna Loa e Kilauea).
34
Datazione delle rocce degli edifici
vulcanici al di sopra del punto
caldo delle Hawaii
Movimento della placca
oceanica pacifica
35
Datazione delle rocce degli edifici vulcanici al di
sopra del punto caldo di Yellowstone
Movimento della placca continentale nordamericana
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La teoria della tettonica delle placche ha permesso di
definire un modello della distribuzione geografica dei
terremoti e della profondità degli ipocentri ...
Si individuano 4 zone sismiche in corrispodenza di:
1) Margini divergenti Æ nelle rift valley delle dorsali medio-oceaniche
Æ ipocentri superficiali, intensa attività vulcanica
2) Margini di trascorrenza Æ lungo faglie molto estese (faglia di San Andreas)
Æ ipocentri poco profondi, assenza di attività vulcanica
3) Margini convergenti di subduzione Æ in prossimità delle fosse oceaniche,
archi insulari, catene montuose costiere
Æ ipocentri profondi, vulcanesimo di subduzione
4) Margini convergenti continentali Æ in prossimità di catene montuose interne
Æ ipocentri intermedi e profondi
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Il piano di Benioff
Esiste una correlazione tra
posizione degli ipocentri dei
terremoti e piano di subduzione Æ
piano di Benioff
Arco
vulcanico
Fossa
oceanica
Mantello
In prossimità delle fosse gli ipocentri dei terremoti sono superficiali mentre
diventano via via più profondi andando verso l’arco magmatico e sono disposti
lungo il piano di Benioff.
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e un modello della distribuzione geografica dei vulcani
e del tipo di attività vulcanica
1) Vulcanesimo di rift Æ Attività vulcanica associata ai margini divergenti (es.
dorsali oceaniche, rift oceanici), caratterizzata da eruzioni lineari con attività
di tipo effusivo (magma con composizione femica proveniente dall’astenosfera).
2) Vulcanesimo di subduzione Æ Attività vulcanica associata ai margini
convergenti (es. fosse oceaniche, arco vulcanico, catene montuose costiere
vulcaniche ), caratterizzata da eruzioni centrali di tipo altamente esplosivo
(magmi sialici ricchi in vapori e gas provenienti dalla crosta) .
3) Vulcanesimo di punto caldo Æ Attività vulcanica interplacca (oceanica o
continentale), tipica di vulcani isolati, caratterizzata da eruzioni centrali di tipo
effusivo (vulcani a scudo Æ magma ultrafemico, proveniente da regioni profonde
del mantello).
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In conclusione:
Strutture geologiche in
corrispondenza dei margini
attivi delle placche
Edifici vulcanici in
corrispondenza dei
punti caldi
Attività sismica e vulcanica
in corrispondenza dei margini
attivi delle placche
Le strutture
geologiche sono il
riflesso del movimento
reciproco delle placche
tettoniche e di
fenomeni dinamici
endogeni
40