Cap. VIII - Paleomagnetismo terrestre

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1 VIII.. Poli magnetici e primi risultati Cap. VIII - Paleomagnetismo terrestre Se D m, e I m sono la declinazione media e l inclinazione media della magnetizzazione principale M di un certo numero di campioni relativi a una certa epoca geologica e a una certa località S di coordinate geografiche ( S, S), si chiama polo paleomagnetico di magnetizzazione di S a quell epoca il polo geomagnetico virtuale nord (v. cap. VI, par.0.5) corrispondente alla declinazione e all inclinazione della magnetizzazione osservata nei campioni; dette ( P, P) le coordinate geografiche di questo polo (P nella fig. VIII./), per esse valgono le relazioni: [VIII.*] sin P =cos sin S +sin cos S cosd m, con = arctan(2coti m ), e [VIII.*2] P = S arcsin(sin sind m /cos P ). È importante osservare che un polo paleomagnetico è significativo soltanto se esso deriva da campioni (di un determinato sito) riguardanti un periodo di tempo abbastanza lungo perché si possano ritenere sufficientemente mediate le variazioni temporali del CMT, e allora può essere assunto a rappresentare il polo geografico all epoca considerata. Per es., nella fig. VIII./2 sono rappresentati i poli paleomagnetici desunti da campioni del Plio-Pleistocene negli ultimi 5 Ma [megaanni, cioè milioni di anni]) riguardanti l intera Terra. Questi primi risultati, in particolare mostrando l addensarsi dei poli paleomagnetici intorno al polo nord attuale, hanno confermato il carattere dominante di campo di dipolo centrale con asse all incirca parallelo all asse della rotazione terrestre da attribuire al CMT medio anche nel passato; diciamo meglio, nel passato relativamente recente, perché via via che si retrocede nel tempo numerosi sono i poli paleomagnetici dispersi (qualcuno è visibile anche nella fig. VIII./2): come vedremo, ciò deriva dai movimenti dei continenti nei lontani tempi geologici, VIII.2. Cronologia geologica Attualmente la determinazione dell età delle rocce e, in genere, dei materiali terrestri vale a dire del periodo di tempo trascorso dalla formazione della roccia o del materiale, e ciò si chiama datazione geologica si effettua principalmente misurando, con opportuni strumenti, il contenuto di componenti radioattivi nel materiale, la quantità dei quali diminuisce nel tempo con legge nota; questa datazione radioattiva, che dà un età assoluta, entrò nell uso nei primi decenni del XX sec. e attualmente il metodo più usato è quello potassio-argon ; essa è integrata dai metodi usati in precedenza, in particolare stratigrafici e paleontologici. La datazione stratigrafica è di tipo relativo, nel senso che è sostanzialmente basata sull apparentemente ovvio criterio che materiali recenti sono sovrapposti a materiali più antichi; abbiamo detto apparentemente ovvio per questo criterio poiché esso è spesso falsato da movimenti, talora così ampi da avere determinato inversioni nella successione

2 verticale dei materiali, intervenuti nelle fasi di orogenesi ( formazione dei rilievi ), talché questa datazione non è sempre di facile applicazione. Carattere simile, ma tutto sommato più attendibile, ha la datazione con le varve, introdotta sul finire del XIX secolo. Le varve sono sedimenti argilloso-sabbiosi stratificati che sono depositati dalle acque di fusione di un ghiacciaio, di spessore tra qualche mm e qualche decina di cm, costituiti inferiormente da limo e argille di colore chiaro, depositati in estate, e superiormente da argille fini e oscure, depositate in inverno, cosicchè due strati consecutivi di questi due colori corrispondono a un anno. Questo metodo consente di misurare con accuratezza l età di depositi vecchi qualche decina di migliaia di anni; la sua ovvia limitazione è costituita dalla sua applicabilità a zone dove siano stati presenti ghiacciai. La datazione paleontologica è basata sul riconoscimento e sullo studio dei fossili presenti nelle rocce sedimentarie e sulla loro collocazione nella scala temporale evolutiva della loro specie; se possibile, si utilizzano cosiddetti fossili guida, che hanno avuto una larga diffusione in periodi relativamente brevi.\ Sulla base di questi criteri sono state proposte, in successione di tempo, scale geocronologiche, sia globali sia regionali. Riportiamo qui opportunamente semplificata rinunciando alle molte suddivisioni regionali quella proposta dall Unione Geologica Internazionale (UGI), che è periodicamente aggiornata (l età è in milioni di anni [Ma]). TAB. VIII.2- - CRONOLOGIA GEOLOGICA GLOBALE (UGI, 989) Eone Era Periodo Epoca Età [Ma] FANEROZOICO Cenozoica Quaternario Olocene attuale-0,0 Pleistocene Superiore 0,0-0,3 Medio 0,3-,0 Inferiore,0-,6 Neogene Pliocene Superiore,6-3,5 Medio 3,5-4,9 Inferiore 4,9-5,0 Miocene Superiore 5,0-0 Medio 0-2 Inferiore 2-24 Paleogene Oligocene Superiore Inferiore Eocene Superiore Medio Inferiore Paloecene Superiore Inferiore Mesozoica Cretaceo Superiore Inferiore Giurassico Superiore Medio Inferiore Triassico Superiore Medio Inferiore Paleozoica Permiano Superiore Inferiore Carbonifero Superiore Inferiore

3 Devoniano Superiore Medio Inferiore Siluriano Superiore Inferiore Ordoviciano Superiore Medio Inferiore Cambriano Superiore Medio Inferiore ARCHEOZOICO Proterozoico Archeano Azoico VIII.3. Le inversioni del CMT Generalmente parlando e tenendo conto del fenomeno della deriva dei continenti di cui diremo più avanti, tutte le analisi paleomagnetiche concordano sul fatto che il CMT è stato sempre, anche nei lontani tempi geologici, per la sua gran parte un campo di dipolo centrale all incirca coassiale con la rotazione terrestre. Peraltro, sono state rilevate in gran numero rocce (sia ignee sia sedimentarie) magnetizzate in verso opposto al CMT attuale, nel passato qualificate come rocce magnetiche anomale. Sono possibili soltanto due spiegazioni per questa circostanza: (a) ipotesi dell inversione del CMT: all epoca della formazione delle rocce anomale il CMT aveva la struttura di dipolo centrale come quello attuale, ma con una polarità inversa; (b) ipotesi dell autoinversione della magnetizzazione: quelle rocce si sono magnetizzate inversamente al CMT dell epoca, che ha sempre avuto la polarità di oggi (a proposito della polarità del CMT conveniamo di chiamare polarità negativa quella del CMT attuale, in quanto il momento magnetico dipolare è all incirca antiparallelo alla velocità angolare della Terra, e di chiamare magnetizzazione normale oppure magnetizzazione inversa, anche per campioni antichi, la magnetizzazione rispettivamente parallela oppure antiparallela al CMT attuale). L ipotesi dell autoinversione della magnetizzazione, per quanto sorretta da alcuni studi teorici sostanzialmente basati su particolari interazioni tra sottoreticoli ferrimagnetici, è decisamente la meno plausibile alla scala planetaria, cioè globale generale e non locale sporadica; gli argomenti più importanti contrari ad essa e favorevoli invece all ipotesi dell inversione del CMT (a questa s oppongono decisamente pesanti ragioni cosmologiche, come capiremo quando parleremo dell origine del campo nucleare, nel successivo cap. VIII) sono i seguenti: a) mentre si sono trovate meno di una decina di rocce (la più importante è la dacite del vulcano giapponese Haruna) che manifestano con sicurezza in laboratorio una magnetizzazione antiparallela al campo applicato, circa la metà delle molte migliaia di campioni di rocce delle più svariate specie (ignee e sedimentarie), provenienze ed età che sono stati esaminati finora hanno esibito una magnetizzazione inversa (è da notare che per le rocce sedimentarie non si conosce alcuna teoria né alcun esperimento di laboratorio atti a spiegare o a giustificare l autoinversione della magnetizzazione); b) campioni con magnetizzazione inversa sono stati frequentemente tratti da rocce coeve del Pleistocene inferiore, a prescindere dalla zona d origine e dalla natura delle rocce (ignee o sedimentarie); 3

4 c) le magnetizzazioni inverse che sono state riscontrate sono sensibilmente uniformi nell ambito di un esteso corpo di roccia, laddove la magnetizzazione per autoinversione dovrebbe avere, per sua natura, un carattere piuttosto casuale e locale nel corpo roccioso. L esistenza di periodi d inversione del CMT nel passato (l ultimo in ordine di tempo, noto come episodio di Laschamp, risale al Pleistocene Inferiore, circa 2 Ma fa, cioè, alla scala geologica, appena l altroieri) è ormai un accettata caratteristica del CMT, che negli utlimi anni è stata oggetto di numerose e accurate ricerche osservative. La fig. VIII.3/ mostra, a titolo di esempio, il modo con cui le inversioni si presentano nelle misurazioni di campagna; qui si tratta di una carota di sedimenti di fondo in una zona del Pacifico equatoriale, lunga (come dire profonda ) 25 m, e la grandezza magnetica misurata è la declinazione D; sono indicate in nero le zone di magnetizzazione normale e in bianco quelle di magnetizzazione inversa; sono anche indicate le denominazioni dei periodi nei quali ha prevlso l uno o l altro tipo di magnetizzazione. Come si vede, l inversione è a intensità circa costante, vale dire che l induzione, o l intensità, del CMT cambia di segno, ma praticamente non di valore assoluto medio, e qualcosa di simile avviene per le componenti angolari (inclinazione e declinazione); un inversione si compie in un periodo di tempo dell ordine di 5000 anni. Osserviamo subito che la scoperta delle inversioni del CMT, che si può fare risalire agli anni Trenta, è stata di enorme importanza per quanto riguarda le conoscenze sull origine del CMT: infatti essa come avremo modo di ricordare più avanti, nel successivo cap. IX costrinse a rivedere radicalmente le teorie che erano state sviluppate fino ad allora sull origine del campo magnetico nucleare, come dire della parte fondamentale del CMT. Le ricerche e gli studi riguardanti le inversioni del CMT sono tuttora portate avanti con grande intensità, soprattutto con lo scopo di determinare col migliore dettaglio possibile le caratteristiche morfologiche. La situazione avutasi negli ultimi anni 8 Ma) è sintetizzata nella fig. VIII.3/2, dove il nero indica polarità normale e il bianco polarità inversa e le indicazioni numeriche sono età geologiche, in Ma. Chiamando periodo geomagnetico (taluno preferisce parlare di epoca geomagnetica) il periodo di tempo in cui il CMT ha presentato una ben definita polarità prevalente, si vede che, andando a ritroso nel tempo, negli ultimi 7 Ma fa si sono succeduti quattro periodi, rispettivamente normale di Bruhnes, inverso di Matuyama, normale di Gauss, inverso di Gilbert (le denominazioni si riferiscono al nome di importanti cultori di geomagnetismo); le assai più brevi inversioni che si presentano in un periodo sono dette episodi d inversione, o eventi d inversione, e anch esse denominate con la polarità e con il nome di una località: episodio di Jaramillo, di Olduvai, ecc. (nella figure sono state omesse, per semplicità, le indicazioni delle epoche e degli episodi oltre 7 Ma fa). Si riconosce imme- 4

5 diatamente la mancanza di una qualunque regolarità temporale nelle inversioni. Quel che si può dire è che andando indietro nel tempo la durata dei periodi si allunga: per es., il periodo di Kiaman, durato tra circa 230 e circa 290 Ma fa (tra il Triassico Medio e il Permiano Inferiore), cioè ben 60 Ma, può essere considerato un vero e proprio periodo di staticità del CMT, almeno nrll America Settentrionale. Questa circostanza potrebbe dipendere dal numero relativamente scarso di campioni così longevi, ma elementari considerazioni di probabilità portano a dubitare di questa spiegazione. FIG. VIII SITUAZIONE DELLA POLARITÀ DEL CMT NEGLI ULTIMI 8 Ma. 5

6 VIII.4. Anomalie magnetiche dei fondi oceanici Un fenomeno che costituisce un ulteriore recente scoperta del geomagnetismo è costituito dalle anomalie magnetiche dei fondi oceanici, che sono collegate all altro fenomeno dell espansione dei fondi oceanici; si tratta di due fenomeni di grande interesse geologico, in quanto appartenenti all ambito della cosiddetta tettonica a zolle. Ricordiamo che l ipotesi geologica della tettonica a zolle (ingl. plate techtonics <pléit tektòniks) consiste nell immaginare la litosfera (o crosta terrestre, la parte superficiale della Terra), costituita da zolle, o placche, tettoniche, sensibilmente rigide e spesse circa km sotto i continenti e circa 5-0 km sotto gli oceani, che galleggiano sull astenosfera, il sottostante strato superiore fluido del mantello terrestre (quest ultimo è lo strato, tra qualche decina di km e di profondità, che circonda il nucleo della Terra: v. cap. II, par. II.3). Si hanno sei zolle principali (pacifica, antartica, americana, africana, eurasiatica, indoaustraliana) e alcune altre minori (arabica, filippina, caraibica, ecc.); queste zolle sono a contatto tra loro in distretti oceanici, lungo linee, dette dorsali ocaniche, che, se non altro a causa delle intensissime sollecitazioni di pressione e di trazione esercitate reciprocamente, sono molto attive sismicamente. Nel planisfero della fig. VIII.4/ sono ade- FIG. VIII.4/ - PLANISFERO DELLE DORSALI OCEANICHE. SONO INDICATE LE DIREZIONI E LE INTENSITÀ (in mm/anno) DELLE SPINTE guatamente evidenziate tali dorsali, le sollecitazioni ivi esistenti tra le zolle (frecce) e le velocità medie di allontanamento o di avvicinamento dalla o alla dorsale, Nella fig. VIII.4/2 è schematizzato ciò che avviene in una dorsale. Le dorsali di contatto tra zolle litosferiche sono sui fondi oceanici, laddove lo spessore delle zolle è minimo (pochi km), e quindi la crosta si frattura facilmente sotto la spinta esercitata dal sottostante magma fluido dell astenosfera/mantello, in risalita per semplice convezione termica; il magma fuoriesce, spingendo da una parte e dall altra le zolle a contatto (dorsali attive, con sollecitazioni di allontanamento: frecce divergenti); queste ultime scorrono sull astenosfera (espansione dei fondi oceanici) fino a immergersi 6

7 nell astenosfera/mantello infilandosi sotto altre zolle (fenomeno di subduzione) in corrispondenza delle cosiddette fosse oceaniche (dorsali di subduzione, con sollecitazioni di compressione: frecce convergenti); si ha quindi un situazione di equilibrio dinamico per la configurazione delle zolle, come dire della superficie terrestre e, in particolare, delle terre emerse: per dirla in breve, le zolle si accrescono lungo le dorsali attive (qui nasce crosta nuova) e, per compenso, diminuiscono nelle zone di subduzione (qui muore una parte di crosta). Si tratta di un fenomeno dinamico di piccola entità spaziale in quanto è caratterizzato da velocità molto piccole se viste alla scala temporale della vita comune (le massime velocità di allontanamen-to/avvicinamento delle zolle sono dell ordine di meno di 20 cm/anno, cioè dell ordine di meno di 200 m/millennio), ma comunque capaci di provocare giganteschi effetti nel corso dei lunghissimi tempi geologici (dire 20 cm/anno è come dire 200 km a milione di anni). Orbene, le prospezioni magnetiche nelle aree oceaniche mostrano caratteristiche anomalie magnetiche dei fondi oceanici nei pressi di dorsali; se si misura l induzione del CMT trasversalmente a una dorsale attiva, da una parte e dall altra di questa, si ottiene un diagramma simile a quello della fig. VIII.3/, relativa a un carotaggio magnetico; la distanza dal centro della dorsale può essere letta come una scala di tempo e le caratteristiche transizioni brusche sono interpretabili come dovute alla magnetizzazione propria, alternativamente normale e inversa, acquistata dalla roccia al momento del suo consolidamento superparamagnetico dal magma affiorante, secondo il CMT presente al momento dell effusione. Le zone dalle due parti di una dorsale oceanica attiva costituiscono quindi una sorta di diagramma della magnetizzazione in funzione dell ordine di effusione, interpretabile come diagramma dell intensità del CMT nel tempo (fig. VIII.4.3, nella quale è indicata, con gli stessi simboli, la correlazione con il ciclo delle epoche della fig. VIII.3/2). Questa interpretazione è piuttosto delicata, perché occorre ammettere che il flusso del magma effluente e quindi l allontanamento della roccia in consolidamento dal centro della dorsale (velocità di espansione della zolla) sia sensibilmente continuo e uniforme nel tempo e questo è tranquillamente ammissibile in media sui lunghi tempi geologici e occorre anche conoscere, o almeno stimare, la velocità media di espansione della zolla; confrontando le misure della magnetizzazione dalla dorsale con la successione delle inversioni del CMT rilevate su campioni analoghi datati con metodi radioattivi (che sono praticabili sulle rocce degli ultimi circa 5 Ma) si è visto che esiste un accordo temporale soddisfacente sul piano geologico non altrettanto soddisfacente, invece, sul piano geofisico se si assume una velocità di espansione da scegliere nel piuttosto ristretto intervallo di 6 cm/anno. 7

8 VIII.5. L intensità del CMT nel passato La questione di determinare l andamento dell intensità del CMT nel passato, anche molto lontano, è di grande importanza per gli studi riguardanti l origine del campo nucleare, di cui parleremo nel capitolo successivo. La difficoltà intrinseca in determinazioni di questo genere sta nel fatto che il punto di partenza è, ovviamente, la misurazione della magnetizzazione attuale di un campione di roccia di età nota; per risalire da questa misura alla magnetizzazione, e quindi all induzione magnetizzante, che si aveva all epoca di formazione della roccia in esame occorre avere una qualche idea sulla legge con cui la magnetizzazione iniziale è andata riducendosi nel tempo in virtù dei meccanismi naturali di suo decadimento nel tempo, come capita per tutte le sostanze magnetizzate. Le rocce che danno affidamento sono quelle ferrimagnetiche ignee, che per il processo, loro caratteristico, di superparamagnetismo di cui si parlerà nel cap. X, par. 8.3 acquistano nel raffreddamento da magma lavico a roccia consolidata una magnetizzazione intensa e piuttosto stabile, molto maggiore di quella che ci si aspetterebbe nel tutto sommato debole CMT ambiente (cosiddetta magnetizzazione termoresidua). L esperienza di laboratorio mostra che in queste condizioni è accettabile una dipendenza lineare tra induzione magnetizzante e magnetizzazione termoresidua. La procedura adottata è la seguente. Dopo aver lavato il campione in modo che esso perda le magnetizzazioni secondarie conservando la sola sua magnetizzazione termoresidua (par. X.8.2), si misura questa magnetizzazione, M f ; quindi lo si riscalda al disopra della sua temperatura di Curie, lo si raffredda in un campo noto, di induzione B 0 comparabile con quella del CMT e si misura la relativa magnetizzazione, M 0 ; in base alla detta ipotesi di linearità, si assume allora per l induzione B f del CMT all epoca di formazione della roccia il valore: [VIII.5*] B f = M f B0 M. 0 La prima consistente applicazione di questo metodo avvenne nel 938 ad opera di Johann Georg Königsberger <kenigsbèrgher ( , prof, di fisica matematica nell univ. di Friburgo in Brisgovia) su campioni dal Paleozoico al Quaternario (circa da 500 a 2 milioni di anni fa), con risultati che mostrarono subito le grandi difficoltà d interpretazione dei risultati; secondo alcuni di questi, infatti, il CMT nel Paleozoico avrebbe avuto un intensità pari a circa un decimo di quella attuale, mentre risultati successivi hanno mostrato che il CMT, a parte i cambiamenti di polarità le inversioni, è rimasto mediamente costante intorno al valore attuale, almeno per il periodo di tempo finora esplorato (fino a circa 500 milioni di anni fa). Quei primi risultati anomali di Königsberger erano relativi a un periodo vicino a un inversione, quando la situazione è particolarmente dinamica, specialmente se si presentano più inversioni relativamente vicine tra loro nel tempo; indicativa a tale riguardo è la precedente fig. VIII.3/, che riguarda il periodo all incirca tra e di anni fa, in cui si sono succedute ben quattro inversioni: come si vede, pur essendo il valore medio dell induzione praticamente coincidente con quello attuale, nell ambito di ogni fase di polarità (normale oppure inversa) sono evidenti molto ampie oscillazioni di essa. Nella pratica di queste misurazioni è apparsa un altra difficoltà (invocata anch essa per dare conto di risultati anomali) propria della procedura indicata, e cioè che nei riscaldamenti e raffreddamenti ai quali è sottoposto il campione da esaminare, in questo possono prodursi alterazioni chimico-fisiche capaci di modificare le sue proprietà mag- 8

9 netiche (ciò potrebbe verificarsi per via naturale nella vita della roccia in esame, ma un accurata storia geologica di essa è di norma in grado di fare capire se qualcosa del genere è avvenuto, e allora si scarta il campione, oppure no). A questo inconveniente ovvia una particolare procedura (metodo Thellier) di magnetizzazioni ripetute a differenti intervalli di temperatura. VIII.6. Evidenze geomagnetiche della deriva dei continenti VIII.6.. Polodie magnetiche apparenti Sono possibili due modi per presentare su scala planetaria i dati paleomagnetici relativi a una data regione della Terra. Il primo modo consiste nel tracciare per ogni data epoca una carta geografica della regione che interessa il cui reticolo sia costituito dai paleoparalleli e paleomeridiani di quella regione a quell epoca, cioè da paralleli e meridiani corrisponenti al polo paleomagnetico di quella regione a quell epoca; si ottiene così una serie di carte in ordine storico. Questa rappresentazione alla quale fanno ricorso, per es., gli studiosi di paleoclimatologia è, come ben si comprende, piuttosto onerosa e non dà un idea immediata di come siano andate le cose nel corso degli anni prima e dopo l epoca considerata. Da quest ultimo punto di vista è più significativo il secondo modo di rappresentazione, che consiste nel tracciare, più semplicemente, nel reticolo geografico paralleli/meridiani attuale la posizione, epoca per epoca, del polo paleomagnetico della regione considerata; la linea che congiunge, nell ordine cronologico, tali posizioni ha il nome di polodìa magnetica apparente (ingl. apparent polar-wander path) per la detta regione. La prima rappresentazione con polodie magnetiche risale al 954 (K.M. Creer e altri). A titolo indicativo, possiamo fare riferimento alla fig. VIII.6./, che mostra, in proiezione stereografica polare, le polodie magnetiche dal Cambriano al Cretaceo ( Ma fa) per l America Settentrionale e per l Europa (simboli: C, Cambriano; S, Siluriano; D, Devoniano; Cu, Carbonifero; P, Permiano; Tr, Triassico; TRl, Triassico Inferiore; Tru, Triassico Superiore; J, Giurassico; K, Cretaceo. Il problema che si presenta immediatamente riguarda le regole per interpretare rappresentazioni di questo genere. VIII.6.2. Polodie magnetiche e movimenti delle zolle tettoniche Abbiamo visto in precedenza che un carattere mantenuto dal CMT anche nel lontano passato almeno quello documentato da misure geomagnetiche attendibili è, inversioni di polarità a parte, la natura prevalentemente dipolare, con momento dipolare quasi par- 9

10 allelo all asse della rotazione terrestre; questo consente d identificare in prima approssimazione per regioni con piccola declinazione magnetica poli geografici e poli magnetici. Se le polodie magnetiche fossero poco differenti per le varie regioni, verrebbe spontaneo di correlarle con variazioni dell assetto dell asse della rotazione terrestre; a parte l impossibilità di spiegare soddisfacentemente queste variazioni oltretutto ampie e irregolari, la grande varietà delle polodie osservate per le varie regioni rende più accettabile l ipotesi che esse siano in relazione con movimenti delle regioni interessate sulla superficie di una Terra l asse di rotazione della quale anche considerando la componente di precessione s è sostanzialmente mantenuto costante nel tempo; questa ipotesi si è rivelata ben fondata ed è attualmente universalmente accettata; l essere stata verificata costituisce un potente aiuto che il paleomagnetismo ha dato e dà agli studi sull evoluzione della superficie terrestre. Sulla base dell accettabile identificazione di un asse paleomagnetico con l asse terrestre a quell epoca, un polo paleomagnetico a una certa epoca per una certa regione meglio, per la zolla tettonica cui appartiene la regione situa direttamente quest ultima in latitudine e longitudine attuali per quell epoca. Facciamo un esempio banale, supponendo che per una certa regione attualmente a media latitudine risulti incontestabilmente per una certa epoca una paleoinclinazione nulla e una paleodeclinazione parimenti nulla; il polo paleomagnetico competente dista 90 lungo il meridiano locale, come dire che quell epoca quella regione si trovava all equatore. L interpretazione geografica meglio, geotropica (in quanto volta alla determinazione di movimenti terrestri) dei dati paleomagnetici non è però sempre così semplice. Un procedimento che è spesso seguito quando si è sicuri di avere risultati univoci è quello d introdurre opportuni centri di rotazione virtuali (J. Francheteau, 970), che taluno chiama poli di rotazione (denominazione che potrebbe introdurre qualche confusione con i poli geografici e quelli paleomagnetici). Come mostra la fig. VIII.6.2/, se il polo paleomagnetico P gz a una certa epoca di una certa zona Z ha coordinate geografiche attuali Z Z, una rotazione rigida della zona sulla sfera terrestre intorno a un punto R dell equatore (attuale) di longitudine Z 90 (il detto centro di rotazione per Z; O è l origine delle longitudini: N è il polo nord geografico) nel verso antiorariocon un ampiezza = 90 Z piazza la zona considerata sia essa una regione oppure una zolla tettonica nella posizione Z che essa aveva all epoca considerata nel reticolato geografico attuale. Quanto ora detto non deve però portare a pensare che sia sempre possibile ipotizzare una corrispondenza univoca tra spostamenti dei poli paleomagnetici e spostamenti corrispondenti delle relative zolle tettoniche; spesso, infatti, non esiste una corrispondenza 0

11 di questo genere e questa situazione sfavorevole si dà, in particolare, quando il centro di rotazione viene a cadere in vicinanza dei poli geografici oppure dell equatore geografico. A tale riguardo è istruttivo l esame dei tre casi schematizzati nella fig. VIII.6.2/2. Nel caso () la regione B si sposta rispetto alla regione A (che è nella posizione a), portandosi da b in b, con un movimento che può essere descritto come una rotazione, di ampiezza, intorno a un centro di rotazione R che coincide col polo nord geografico N; la latitudine del polo paleomagnetico è stazionaria a 90, e viene a mancare una polodia da cui partire per ricostruire il movimento della regione. Una situazione di questo genere è stata riscontrata, per es., per la zolla tettonica dell America Meridionale, il cui polo paleomagnetico dal Triassico ( Ma fa) al presente è rimasto quasi fermo vicino all attuale polo geografico sud; il grande spostamento che in realtà quel continente ha avuto (v. successiva fig. VIII.6.3/3) è effettivamente avvenuto per latitudine, come risulta da probanti considerazioni geologiche, e il metodo del centro di rotazione dà un risultato clamorosamente errato. Errori notevoli si hanno anche se il centro di rotazione cade sull equatore, particolarmente grandi se la zolla in movimento è piuttosto vicina a questo centro, come nel caso (2), risultandone una polodia SS amplificata, per così dire, rispetto allo spostamento reale; l errore sarebbe particolarmente piccolo e al limite nullo se, come nel caso (3), il centro di rotazione sull equatore stesse a circa 90 dalla zolla in movimento, risultandone allora una polodia che ripete lo spostamento reale. Questa situazione singolare si è verificata, per es., nel era Paleozoica ( Ma fa) fra l Australia e l Antartide: la prima ha rotato intorno a un centro quasi equatoriale (ca. 6 S, 4 E) e a circa 90 dal centro del continente. Fortunatamente, deduzioni univoche relativamente al movimento reciproco di zolle possono trarsi dalle polodie magnetiche se le zolle interessate facevano parte a una certa epoca di una medesima zolla, come i due continenti indicati con A e B nella fig. VIII.6.2/3, in cui le posizioni dei loro poli paleomagnetici e le epoche corrispondenti sono indicate con i numeri, 2, 3,...Si sa, da dati geologici, che dall epoca all epoca 8 i due continenti costituivano un unica zolla, per cui i loro poli paleomagnetici coincidevano sensibilmente, e così le loro polodie; dopo l epoca 8 essi hanno preso ad allontanarsi e attualmente (epoca 2) mostrano polodie differenti (fig. a); il movimento relativo può essere ricostruito imprimendo alla zolla B traslazioni e rotazioni rispetto alla zolla A che portano a coincidere tra loro le due serie dei poli paleomagnetici dall epoca all epoca 8 (fig. b). Risultati particolarmente buoni s ottengono nel caso di

12 oceani in espansione, in cui due o più zolle vengono a separarsi perché un oceano prende a separarle, com è il caso degli Oceani Atlantico e Indiano attuali; a titolo di esempio, nella fig. VIII.6.2/4 è mostrata l espansione dell Oceano Atlantico tra 70 e 40 Ma fa, ricostruita considerando le rotazioni, a coppie intorno a vari centri di rotazione, delle sei zolle rigide interessate (America Settentrionale, Groenlandia, Europa continentale, Penisola Iberica, Africa, America Meridionale). Questo metodo può applicarsi, all inverso, per ricostruire il movimento reciproco di zolle affacciantisi su un oceano in contrazione, in cui le zolle tettoniche interessate sono entrate in collisione tra loro anziché distaccarsi tra loro. La situazione è quella b, l epoca essendo ora quella attuale; la coincidenza dei poli paleomagnetici da a 8 porta a fissare intorno all epoca 8 l istante di collisione tra le due zolle A e B. In tutti i casi che per qualche ragione risultino ambigui, si possono comunque avere risultati attendibili se è possibile integrare gli esposti schemi di traslazione e rotazione con dati storici di natura geologica sulle rocce coinvolte e anche con dati di natura geografica (per es., sulla conformazione delle coste). VIII.6.3. Deriva dei continenti Già negli Anni Trenta del sec. XX, da cui datano i primi lavori di paleomagnetismo, era stata avanzata l ipotesi che i (pochi) dati allora disponibili potessero trovare una coerente interpretazione in termini di scorrimenti opportuni delle masse continentali terrestri; la quasi contemporanea introduzione delle idee sulla tettonica a zolle e soprattutto ma per questo bisogna attendere gli anni successivi alla fine della 2 a guerra mondiale l acquisizione dei metodi sperimentali paleomagnetici (e dei risultati ottenuti con essi) ricordati nel paragrafo precedente hanno dato dignità di teoria ampiamente verificata a un ipotesi che nel lontano 99 era stata avanzata, su una base completamente differente, da un naturalista austriaco, Alfred. Wegener <véghener> ( ), prof. nell università di Amburgo e poi di Graz, e da lui espressivamente denominata teoria della deriva dei continenti. Wegener osservò preliminarmente che, semplicemente osservando un planisfero, salta agli occhi la corrispondenza geometrica del profilo costiero di continenti affacciati da un lato all altro di un Oceano; per es., la costa orientale dell America Meridionale (prominenza del Brasile) sposa abbastanza bene la rientrante costa occidentale dell Africa Centrale (Golfo di Guinea), l Antartide s inserisce abbastanza bene tra la costa orientale dell Africa Meridionale e la costa meridionale dell Australia, e così via con altri casi; a questa osservazione di tipo analogico-geometrico egli aggiunse il fatto che la fauna e la flora di zone corrispondentisi presentavano marcati casi di somiglianza e addirittura d identità, pur essendo le distanze reciproche così grandi da rendere assai problematica e in pratica inaccettabile l idea che ciò conseguisse a qualche forma di trasporto naturale (per un trasporto mediato dall uomo nei lontani tempi occorrenti per le osservate evoluzioni biologiche di differenziazione mancava un qualunque documento al riguardo, di qualsivoglia natura). La spiegazione che spontaneamente s affacciò alla mente di Wegener e dei non pochi scienziati che presto condivisero le sue vedute era che in tempi lontani i continenti fossero riuniti insieme e che poi si fossero instaurati lentissimi movimenti di allontanamento reciproco, fino al determinarsi della situazione geografica attuale; nell ambito della nascente geofisica tale spiegazione traeva 2

13 un indubbia attendibilità dal fatto che misurazioni geodetiche di grande accuratezza davano come tuttora in atto piccoli e lentissimi movimenti reciproci delle masse continentali. Un gran numero di lavori di geomagnetismo è tuttora volta allo studio dei movimenti di deriva delle zolle tettoniche. Rinviando per i dettagli a trattati specializzati, ci limiteremo qui a ricordare alcune tra le principali vedute attuali su questo fenomeno. Euramerica. La precedente fig. VIII.6./, mostra, in proiezione stereografica polare, le polodie magnetiche dal Cambriano (550 Ma fa) a oggi per l America Settentrionale e per l Europa; orbene, con una rotazione di 38 intorno a un centro di rotazione di coordinate 88,5 N e 27,7 E (in pratica, la chiusura dell Oceano Atlantico, provata anche dalla fig. VIII.6.2/4) si ottiene il risultato illustrato nella fig. VIII.6.3/: c è una coincidenza pressoché perfetta per i poli paleomagnetici dell America Settentrionale e dell Europa dal Siluriano al Triassico ( Ma), dopo di che le polodie divergono; ciò è interpretato nel senso che i due continenti sono stati uniti fino al Triassico, formando un supercontinente chiamato Euramerica, e poi si sarebbero separati, in accordo con quello che hanno mostrato gli studi particolari sulla forma-zione e sulla progressiva espansione del-l Oceano Atlantico (la detta fig. VIII.6.2/4). Terra di Gondwana. La fig. VIII.6.3/2 mostra la posizione dei poli paleomagnetici sud da 530 Ma fa (Cambriano) a 80 Ma fa (Giurassico), dedotti da campioni delle sei zolle tettoniche America Meridionale, Africa, Arabia, India, Antartide, Australia, sovrapposti al profilo della configurazione dei relativi continenti; la polodia è stata tracciata da un elaboratore elettronico che ha analizzato i molti dati paleomagnetici e geologici disponibili, e ha riposizionato i continenti applicando il metodo accennato in precedenza (Lottes e Rowley, 990); sono tracciate le linee corrispondenti ai meridiani e ai paralleli del reticolato geografico attuale. Come si vede, a quell epoca le zone continentali nominate erano riunite a costituire un supercontinente, denominato Terra di Gondwana <gonduàna> (denominazione di una regione storica dell India). È da osservare che gli accurati studi su questo supercontinente hanno fornito il più valido 3

14 corpo di risultati per la convalidazione dell attuale teoria geofisica della deriva dei continenti. Il gruppo dei poli più antico cadeva nel-l Africa nord-occidentale, mentre il gruppo più recente si trovava al largo dell Antartide e dell Australia. Il notevole aggrupparsi dei poli coevi indica una sostanziale unità del supercontinente, a parte minori movimenti di allontanamento denunciati da alcuni poli eccentrici, come, per es., i poli dell Australia già a partire dal Siluriano ( Ma fa). La Pangea. La mera sovrapposizione dei risultati degli studi che hanno portato all ipotesi dei due supercontinenti Euramerica e Terra di Gondwana ha portato a ipotizzare un raggruppamento iniziale dei due a formare un supercontinente primigenio al quale è stato dato il nome di Pangea (dal gr., Terra universale ). La fig. VIII.6.3/3 mostra la forma della Pangea durante il Triassico ( Ma fa), prima che la deriva dei continenti la frantumasse, e la fig. VIII.6.3/4 mostra (con la stessa simbologia della fig. VIII.6./) la distribuzione su essa dei poli paleomagnetici sud. Questi schemi sono consistenti con le deduzioni strettamente geologiche, a eccezione dell intervallo di tempo comprendente il Permiano e il Carbonifero Superiore ( Ma fa), nel quale i poli si presentano addensati in tre gruppi alquanto lontani tra loro (indicati con le sigle S-C, P-C e M nella fig. VIII.6.3/4). Per spiegare ciò sono state avanzate due ipotesi. La prima fa ricorso a consistenti campi non dipolari esistenti alle epoche considerate; per quanto questa ipotesi non sia manifestamente irragionevole, v è una forte riluttanza ad accoglierla, in quanto essa fa venir meno l asserita natura quasi dipolare del CMT nei tempi geologici, che non soltanto appare come il prezioso caposaldo degli studi paleomagnetici, ma non è messa in discussione da altri fatti. La seconda ipotesi, ben più facilmente accettabile, riposa sull esistenza di movimenti nella Pangea ed è ben in accordo con ciò che è stato accertato relativamente al movimento sulla Terra di Gondwana e quindi sulla Pangea del polo geografico sud (fig. VIII.6.3/2). I dati anteriori al Siluriano (prima di 438 Ma fa) mostrano che l Euramerica e la Terra di Gondwana erano separati da un oceano in contrazione, riunendosi poi dal Siluriano al Triassico ( Ma fa); ancora successivamente, le varie parti si sono separate in periodi differenti del Mesozoico (

15 Ma fa), andando ad occupare le posizioni attuali (questa separazione è rappresentata dalla stella di polodie divergenti indicata nella fig. con M [=Mesozoico]). Per quanto quallo che stiamo per dire sia abbastanza al di fuori dei temi del presente Corso di lezioni sul Geomagnetismo, è bene sapere che la fratturazione dele zolle tettoniche in continenti e il successivo allontanamento recioproco di questi ultimi potrebe derivare dal fatto che inizialmente la Terra in raffreddamento avesse un guscio esterno solido sferico (ben rispondente alle condizioni di raffreddamento isotropo di un corpo semifluido in rotazione, qual era la Terra) e successivamente, per un diminuire cosmico della costante di gravitazione, il raggio terrestre sia aumentato e la crosta si sia spaccata in zolle, che hanno preso a distanziarsi scorrendo sul sottostante mantello terrestre semifluido. Questa teoria geologica della Terra in espansione sembra cosistente con alcune evidenze sperimentali. 5