Paleomagnetismo. Il paleomagnetismo è un settore della geofisica che riguarda lo studio della magnetizzazione rimanente delle rocce

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1 Paleomagnetismo Il paleomagnetismo è un settore della geofisica che riguarda lo studio della magnetizzazione rimanente delle rocce Permette di determinare la direzione, ed eventualmente l intensità, del campo magnetico presente al momento della formazione delle rocce A cura di Sara Satolli

2 La scoperta VI secolo a.c: Prime osservazioni scientifiche del filosofo greco Talete. Riteva che tali pietre magnetiche fossero attratte fra di loro perché possedevano un anima (teoria degli Animisti) III secolo a.c: i cinesi già conoscevano le proprietà magnetiche delle rocce ricche in magnetite (chi si= pietra amante) e avevano probabilmente costruito le prime bussole (lodestone spoon; indicava il sud). La bussola arrivò in Europa non prima del 1100) 1907: teoria fisica del ferromagnetismo (Weiss): i minerali ferromagnetici sono caratterizzati da un campo molecolare che li porta ad allinearsi tutti nlla stessa direzione XX secolo: Koenisberger, Thellier, Nagata, Néel (premio Nobel nel 1970 per aver introdotto i concetti della meccanica quantistica nello studio del magnetismo) svilupparono i fondamenti teorici del magnetismo delle rocce. Si dice che la parola magnetite derivi dalla antica città greca di Magnesia ad Sipylum, in Anatolia In Cina viene chiamata chi si, che letteralmente vuol dire pietra amante Similmente, in francese si dice aimant 2

3 Geomagnetismo

4 Carte isomagnetiche Campo geomagnetico

5 Variazioni del campo geomagnetico La direzione e l intensità in superficie del campo geomagnetico cambiano col tempo VARIAZIONI ESTERNE - regolari (diurna lunare; diurna solare; diurna ciclica) - intermedie (pulsazioni) - irregolari (baie e tempeste) VARIAZIONI INTERNE Variazione secolare: - componente non-dipolare (<3000 anni) - componente dipolare (ca. 103 anni) Posizione del nord geomagnetico negli ultimi 2000 anni (Merrill and McElhinny, 1983) + INVERSIONI DEL CAMPO ( anni) ed ESCURSIONI (<1000 a)

6 Anomalie magnetiche ANOMALIA = RESIDUO al CAMPO NORMALE Considerando come CAMPO NORMALE di riferimento il campo magnetico che avremmo nella regione considerata se agisse solo il campo del nucleo fluido senza anomalie Anomalie su crosta CONTINENTALE: -Sono dovute a strutture complesse; - hanno lunghezza d onda piccola/ intermedia; - Qn= variab./basso Anomalie su crosta OCEANICA: -sono dovute all espansione dei fondali e parallele alle dorsali; - hanno grandi lunghezze d onda; - Q n = ALTO In armoniche sferiche è dato dal contributo con n>13-15 Q n = M n /M i (rapporto Königsberger) M n = magnetizzazione residua M i = magnetizzazione indotta

7 Anomalie su crosta continentale Le sorgenti più importanti per le anomalie magnetiche sui continenti sono le rocce caratterizzate da magnetizzazione indotta dal campo presente per la presenza di magnetite (rocce ignee o metamorfiche). La magnetizzazione M è funzione della percentuale P (valore 0-100) di magnetite contenuta nella roccia: M= (3-10) 10-2 P H Problemi e/o limitazioni: - P varia anche all interno dello stesso tipo di roccia e lateralmente su distanze di qualche km; - risulta difficile distinguere il rilievo del basamento da quello del contenuto in magnetite; - Variando l inclinazione I, varia l anomalia fornita dalla sorgente.

8 Anomalie su crosta continentale La stratificazione magnetica degli Appennini è data da: -Successione sedimentaria diamagnetica o a bassa suscettività (5-10 km); - Strati presumibilmente magnetici della Formazione del Verrucano (Triassico); - Basamento magnetico (natura sconosciuta) AGIP, 1986 La prima mappa di anomalie magnetiche dell Italia è stata realizzata misurando il campo magnetico dell Italia da un altezza di ca m con un magnetometro a Cesio. Mostra un campo residuo che cresce verso SE; le linee di isoanomalia sono ortogonali al fronte compressivo Chiappini et al., 2000 Una nuova carta è stata ottenuta utilizzando diversi data sets (terra e nave) ottenuti negli anni 70 e 80 che sono stati trattati in vari modi (rimozione variazione diurna; riduzione dei dati a una stessa epoca, confronto con l IGRF (Molina e De Santis, 1987) eccetera ). La nuova mappa mostra un anomalia positiva lungo tutta la catena Appenninica, in contrasto con un anomalia negativa nell area adriatica.

9 Inizio 900: Bernard Brunhes (1906) e Motonari Matuyama (anni 20), scoprirono che le rocce possono essere suddivise in due gruppi: - a polarità normale, caratterizzato da minerali magnetici che hanno la stessa polarità del campo magnetico terrestre attuale - a polarità invertita, cioè opposta a quella del campo geomagnetico attuale. Anni 50 Scoperta delle anomalie magnetiche oceaniche I rilievi con magnetometri fluxgate (impiegati dagli aerei durante la seconda guerra mondiale per individuare i sottomarini) dimostrarono la presenza nel fondo degli oceani di bande caratterizzate da intensità magnetica maggiore o minore di quella media del campo terrestre, grossolanamente parallele alle dorsali e apparentemente non collegate alla topografia. Anni 60 L'ipotesi di Vine & Matthews (1963) e Morley & Larochelle (1964) associa la presenza delle anomalie magnetiche sia con la generazione di nuovo fondo oceanico in corrispondenza delle dorsali, sia con le inversioni del campo geomagnetico. Una osservazione reale ha permesso di arrivare a due differenti deduzioni teoriche: espansione degli oceani e inversioni ricorrenti del campo magnetico terrestre.

10 Stratificazione della crosta oceanica Anomalie magnetiche oceaniche Apertura dorsale oceanica Anomalie magnetiche

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12 Anni 60 Scala di polarità geomagnetica Le datazioni K-Ar di rocce ignee del Pliocene Pleistocene igneous rocks permisero di scoprire che rocce della stessa età provenienti da località diverse avevano la stessa polarità. Evolutione della scala di polarità geomagnetica del Pliocene- Pleistocene fra il 1963 e il 1979 (modificata da McDougall, 1979).

13 Nomenclatura L unità base della magnetostratigrafia è la zona di polarità magnetica (polarity zone): essa può essere costituita da: - Strati con un unica polarità - Alternanza di strati a polarità normale o inversa - Strati a polarità prevalentemente normale (o inversa) con parti minori a polarità opposta Gli intervalli di tempo delle polarità geomagnetiche vengono riferiti al crono che deriva dal sistema di numerazione delle anomalie magnetiche oceaniche Gli intervalli a polarità normale vengono indicati da un numero (oppure da una lettera e da un numero) Ai croni inversi che precedono l intervallo normale viene aggiunto il suffisso r Analogamente a quanto avviene nella scala geocronologica, la zona di polarità magnetica può essere suddivisa in subzone Zone e subzone corrispondono (dal punto di vista della nomenclatura) a croni e subcroni nella scala geocronologica. Inoltre abbiamo le escursioni (inversioni molto rapide)

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15 CAMPO DIPOLARE! L assunzione fondamentale nel paleomagnetismo è che il campo geomagnetico registrato dalle rocce sia, in media, quello prodotto da un dipolo geocentrico assiale. Tale assunzione può essere considerata valida solo per intervalli di tempo maggiori di circa 10 4 anni Regola di Runcorn (1955) B(r,r'(t))=Bo(r) + B'(r'(t)) ( 4 con < B' >t>10 a = 0 D corrisponde ad una rotazione attorno ad un asse verticale I corrisponde ad una migrazione in latitudine formula del dipolo: tani=2tanλ Paleolongitudine?

16 GAD: verifiche Distribuzione lungo la latitudine delle scogliere coralline attuali e fossili (Briden and Irving, 1964). L ipotesi è stata confermata plottando l inclinazione di 52 campioni del Plio-Pleistocene di mare profondo contro la loro latitudine (Opdyke and Henry,1969).

17 Proprietà magnetiche della materia Qualsiasi materiale immerso in un campo magnetico esterno H acquisisce una intensità di magnetizzazione J. Per alcune sostanze, l intensità di magnetizzazione (o momento magnetico per unità di volume) J è proporzionale al campo magnetico applicato H, tramite una costante detta suscettività magnetica di volume k k = J H N.B.: potete trovare l intensità di magnetizzazione scritta come M anziché come J k esprime la risposta di un materiale al campo magnetico esterno e la facilità con la quale esso si magnetizza In base alla loro suscettività magnetica k, le sostanze possono essere suddivise in tre categorie

18 Proprietà magnetiche della materia -diamagnetiche: suscettività negativa (k<0; generalmente k<-10-5) ; sostanze che hanno tutti gli orbitali elettronici completi, con atomi che non hanno momenti di dipolo magnetico permanenti. In presenza di un campo magnetico esterno, le cariche elettriche tendono a schermare l interno del corpo, si crea quindi un debole campo magnetico con direzione opposta al campo applicato quarzo, calcite e dolomite, oro, galena, argento e zolfo -paramagnetiche: suscettività positiva, k>0 (compresa fra 10-5 e 10-3 ); sostanze che hanno atomi con un momento magnetico permanente dovuto alla rotazione degli elettroni attorno al proprio asse; i dipoli tendono ad allinearsi parallelamente al campo magnetico esterno. La maggior parte dei minerali che costituiscono le rocce sono paramagnetici fayalite, pirosseno monoclino, biotite, granati, anfibolo e rutilo -ferromagnetiche (e anche ferrimagnetiche e antiferromagnetiche): k >>0; (>10-2 ).

19 Proprietà magnetiche della materia Diamagnetico Paramagnetico Ferromagnetico 19

20 Proprietà magnetiche della materia I minerali ferromagnetici sono gli unici che possono conservare una memoria del campo magnetico applicato anche dopo la sua rimozione

21 Proprietà magnetiche: Ciclo d isteresi La suscettività magnetica dei minerali ferromagnetici sottoposti a un campo magnetico descrive una curva che prende il nome di ciclo d isteresi. Magnetizzazione di saturazione (Js): massima magnetizzazione raggiungibile Magnetizzazione rimanente (J IRM ): magnetizzazione del corpo in assenza di campo Coercitività (Hc): campo magnetico necessario ad annullare la magnetizzazione misurata mentre agisce il campo. Coercitività della rimanenza: campo magnetico necessario ad annullare la magnetizzazione rimanente.

22 Proprietà magnetiche della materia Le caratteristiche d isteresi e di stabilità magnetica dipendono anche da dimensioni dei minerali e loro stato magnetico. Superparamagnetici (SP): granuli molto piccoli (d<0.035 µm) e magneticamente instabili; l energia termica ambientale è sufficiente a disorientarli. In assenza di campo la loro magnetizzazione è sempre zero. Singolo dominio (SD): granuli costituiti da un unico dominio magnetizzato e saturo (il suo ciclo d isteresi è un quadrato); idealmente, l unico modo per cambiare la magnetizzazione è invertirla; massimi valori di rimanenza e campo coercitivo (0.035 µm < d < 0.08 µm). Pseudo singolo dominio (PSD): vasta tipologia di granuli dimensionalmente al limite tra il singolo dominio e il multidominio, di magnetizzazione ancora stabile (0.08 µm < d < 15 µm). Multidominio (MD): granuli di dimensioni maggiori, suddivisi in vari domini magnetici, la magnetizzazione globale del granulo è meno stabile ed intensa a causa delle interazioni e degli equilibri tra i domini costituenti (d>20 µm). 22

23 Sebbene più abbondanti nelle rocce ignee, i minerali magnetici sono presenti in quasi tutte le rocce terrestri, spesso solamente come minerali accessori in quantità del 0.1-3% in peso. I minerali magnetici più importanti sono costituiti da: -ossidi di ferro puri, come magnetite ed ematite, e loro soluzioni solide con gli ossidi di titanio, cioè la serie magnetite-ulvospinello (titanomagnetiti) e la serie ematite-ilmenite (ilmenoematiti); -idrossidi di ferro, fra cui la goethite; -solfuri, come pirrotina e greigite; Minerali magnetici La capacità di una roccia di registrare il campo magnetico presente al momento della sua formazione dipende dal tipo di minerali che questa contiene - ferro e nichel elementari, che in natura si trovano solo in alcune rocce ignee ultrabasiche. La capacità di una roccia di registrare il campo magnetico presente al momento della sua formazione dipende dal tipo di minerali che questa contiene

24 Effetto piezomagnetico È un fenomeno magnetico grazie al quale i materiali ferro- e ferrimagnetici possono subire variazioni di k a seguito di forti sollecitazioni meccaniche (es.: terremoti). Può avvenire durante un evento sismico (effetto sismomagnetico) k // = k 0 1+ ap p=pressione; a= costante ~ 10-4 (kg/cm 2 ) -1 k subisce una diminuzione lungo la direzione di maggior compressione (e un aumento nella direzione perpendicolare) Nella ricerca per la previsione dei terremoti, il rilevamento sistematico di tali variazioni permetterebbe di prevedere i terremoti alcuni giorni prima. Non è possibile soprattutto per due motivi: -Necessità di una rete di magnetometri in grado di coprire tutto il territorio (molto costosa); -Difficoltà nel discriminare l effetto piezometrico dal rumore di fondo

25 Magnetizzazione delle rocce (indotta e residua) Una roccia ferromagnetica presenta una magnetizzazione propria dovuta a: - magnetizzazione indotta, dovuta al fatto che il campione è immerso nel CMT (dipende dalla suscettività della roccia); - magnetizzazione residua, che è quel che resta dopo avere rimosso la magnetizzazione del CMT attuale; La magnetizzazione residua può essere sorprendentemente maggiore di quella indotta dal campo attuale. L importanza relativa delle due magnetizzazioni è quantificata dal rapporto di Königsberger: Q n = M n / M i Le rocce ignee presentano valori di questo rapporto compresi fra 2 e 10 e nel caso di alcuni basalti effusivi si arriva a circa 100.

26 Acquisizione della magnetizzazione - TRM La magnetizzazione termica rimanente viene tipicamente acquisita dalle rocce ignee e dalle rocce metamorfiche di contatto quando si raffreddano sotto l azione di un campo magnetico esterno T>T C roccia allo stato fuso (stato paramagnetico) T=T C domini fluidi (stato super-paramagnetico) T<T B domini rigidi congelati con B T C = temperatura di Curie (Néel) = le sostanze ferromagnetiche in senso lato perdono la loro magnetizzazione rimanente (prevale l energia termica) T B = temperatura di blocco = temperatura alla quale la magnetizzazione dei domini diviene stabile

27 Acquisizione della magnetizzazione - DRM La magnetizzazione detritica rimanente viene acquisita dai sedimenti durante la loro deposizione. I granuli ferromagnetici sono sottoposti a diversi tipi di forze: - il campo magnetico terrestre, che tende ad allineare i granuli secondo la loro direzione di magnetizzazione - la turbolenza dell acqua, che tende a disporli in modo disordinato - la forza di gravità - moti browniani per i granuli di dimensioni minori di 0.1 µm Magnetizzazione postdetritica rimanente (pdrm): immediatamente dopo la sedimentazione ma prima della definitiva compattazione

28 Acquisizione della magnetizzazione- Altri tipi CRM (magnetizzazione chimica rimanente) quando si ha l enucleazione e l accrescimento di nuovi minerali magnetici a temperatura costante sotto l azione di un campo esterno. IRM (magnetizzazione isoterma rimanente) viene acquisita da rocce sottoposte ad un intenso campo magnetico, applicato a temperatura costante per breve tempo (es.: caduta di un fulmine o acquisita in laboratorio) magnetizzazione da taglio rimanente in sedimenti incoerenti sottoposti a taglio magnetizzazione da shock rimanente causata da impatti meteoritici + magnetizzazioni da laboratorio

29 Tempo di rilassamento Il tempo di rilassamento è il tempo necessario al dominio per acquisire una magnetizzazione parallela al campo magnetico esterno, o, viceversa, il tempo necessario perché la magnetizzazione si riduca a 1/e del valore iniziale τ = τ 0 exp vhcjsat 2KbT τ = tempo di rilassamento; τ 0 = tempo richiesto per l allineamento col campo esterno; v = volume del dominio; Hc = forza coercitiva; Jsat = magnetizzazione di saturazione; Kb = costante di Boltzmann; T = temperatura I granuli magnetici con tempo di rilassamento basso acquisiscono più facilmente magnetizzazioni successive alla loro formazione; la magnetizzazione primaria è più stabile nei granuli magnetici con tempo di rilassamento alto, nell ordine dei milioni di anni.

30 Campionamento paleomagnetico

31 Laboratorio di paleomagnetismo Parte del laboratorio è costituita da una stanza schermata dall effetto del campo magnetico esterno (mu-metal:alta permeabilità magnetica). Campo interno intorno a nt. Magnetometro criogenico (SQUID) Il funzionamento si basa sulla proprietà di superconduttività di alcuni metalli: si ha un comportamento perfettamente diamagnetico, con valore di induzione magnetica nullo al suo interno. Lo stato di superconduttore viene mantenuto grazie alla presenza di due serbatoi da 30 l di elio liquido (4 K) All interno dell anello superconduttore, le piccolissime variazioni del flusso magnetico dovute all introduzione dei campioni, generano una corrente indotta, di intensità proporzionale alla magnetizzazione del campione (legge di Faraday) Tale intensità viene rilevata tramite dei sensori SQUID (Superconducting Quantum Interference Device).

32 Orientazione dei campioni dimensioni standard = 22 mm di altezza e 25 mm di diametro Foto Sagnotti

33 Smagnetizzazione dei campioni Smagnetizzazione termica In assenza di campo magnetico, i domini magnetici si rimagnetizzano in maniera casuale, dando complessivamente un contributo nullo alla NRM del campione. Aumentando la temperatura per tappe, si isolano man mano le componenti di magnetizzazione più stabili, caratterizzate cioè da tempo di rilassamento maggiore. Smagnetizzazione per campo magnetico alternato (AF) Il campo AF viene applicato su tre diversi assi del campione e fatto decrescere gradualmente; quando il campo AF arriva a zero, i domini magnetici rimangono congelati nelle loro posizioni. Il campo AF viene aumentato di intensità per tappe, coinvolgendo man mano i domini con coercitività maggiore.

34 La magnetizzazione rimanente viene misurata dopo ogni tappa di smagnetizzazione Per ogni campione si ottiene un vettore di magnetizzazione dato da tre valori: -Intensità (A/m) -Declinazione -Inclinazione Analisi delle direzioni di magnetizzazione Il comportamento del vettore di magnetizzazione durante la smagnetizzazione può essere visualizzato graficamente tramite i diagrammi di proiezione ortogonale, o diagrammi di Zijderveld.

35 Analisi statistica (Fisher) La direzione paleomagnetica media viene determinata tramite la statistica di Fisher, che considera una distribuzione di dati su una sfera. Data una collezione di N campioni di roccia magnetizzata, con stessa intensità ma diversa direzione, associamo ad ogni direzione un vettore unitario tale che R sia il vettore risultante (con modulo minore o uguale a N). A ogni direzione è dato un peso unitario ed essa è rappresentata da un punto su una sfera di raggio unitario. La direzione individuata dal vettore R è la migliore stima della direzione media degli N campioni. Ad essa associamo la distribuzione di probabilità di Fisher: k=parametro di precisione Ψ= angolo dalla direzione media reale Un altro parametro statistico importante della distribuzione di misure paleomagnetiche è il semiangolo del cono di confidenza

36 Analisi statistica (Fisher) Sia k che α95 ci danno un idea dell affidabilità della misura e possono essere considerati affidabili solo se N>8 Una distribuzione dei punti random dà luogo a k=0, mentre una ideale con tutti i valori con la stessa direzione dà luogo a k=infinito. D=334.5 I=45.3 k=87.2 α 95 =4.5

37 Determinazione dei Poli Polo magnetico: punto sulla superficie terrestre in cui I = +/-90 Polo Geomagnetico: punto di intersezione tra asse geomagnetico (asse del dipolo) e superficie terrestre. Polo Geomagnetico Virtuale (VGP): posizione del polo dato da un dipolo geocentrico che fornirebbe la D e I osservate in un determinato sito in un determinato intervallo di tempo D e I cambiano a seconda del sito, ma la posizione del dipolo geocentrico è indipendente dal sito Polo Paleomagnetico: Posizione media di una serie di dati paleomagnetici sui quali la varizione secolare sia mediata (intervallo temporale maggiore di anni). Fornisce la posizione del polo geomagnetico rispetto all area campionata nell intervallo di tempo in cui la magnetizzazione primaria è stata acquisita.

38 Determinazione dei Poli Informazioni ricavate da D e I Inclinazione: - Quanto è lontano il polo dal sito (distanza angolare p) - p è il raggio di un cerchio centrato sul sito di campionamento che è il luogo di tutti i possibili VGP - corrisponde ad una migrazione in latitudine Declinazione: - è l angolo formato col meridiano che passa per il sito campionato - corrisponde ad una rotazione attorno ad un asse verticale Le coordinate del VGP possono essere calcolate con delle formule trigonometriche

39 Test di attendibilità - Test dell inversione Il test dell inversione può essere effettuato solo su quei siti che mostrano sia campioni con polarità normale che campioni con polarità inversa e permette di capire se davvero è stata isolata la componente primaria della magnetizzazione.

40 Test di attendibilità - Test della piega Permette di capire se la magnetizzazione di una roccia è stata acquisita prima o dopo il piegamento degli strati. D=323.5 D=7.8 I=50.9 I=41.3 k=13.6 k=49.1 α95=11.7 α95=6.0

41 Test di attendibilità - Test del conglomerato

42 Test di attendibilità - Test di contatto

43 -Comportamento del campo geomagnetico (lave: istantanee del campo; intrusioni magmatiche: campo mediato) -Datazione magnetostratigrafica (fondali oceanici fino a 180 Ma; rocce sedimentarie per periodi più antichi) -Ricostruzioni tettoniche (geodinamica locale) rocce sedimentarie: variazione secolare mediata -Ricostruzione del moto delle placche (geodinamica globale) -Fabric magnetico delle rocce (anisotropia) -Mineralogia magnetica Applicazioni -Archeomagnetismo manufatti: variazione secolare -Biomagnetismo (applicazioni ambientali)

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