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 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: Wegener 1) Teoria dell isostasia (Airy;1855) 2) Teoria della deriva dei continenti (Wegener;1913) 3) Esplorazione dei fondali oceanici 4) Teoria dell espansione dei fondali oceanici (Hess; 1962) 5) Studio sul magnetismo terrestre 6) Studio sul paleomagnetismo 7) Corrispondenza nella distribuzione geografica di fosse oceaniche, vulcani e terremoti Hess 5
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 2 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. 3 7
Prove: geomorfologiche corrispondenza tra costa africana e sudamericana paleontologiche fossili di stessi organismi si trovano in continenti attualmente separati paleoclimatiche 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) formazione di nuova crosta oceanica in corrispondenza delle dorsali oceaniche consumo di vecchia crosta oceanica in corrispondenza delle fosse oceaniche fenomeno di subduzione crosta sprofonda nell astenosfera equilibrio tra formazione e consumo della crosta oceanica 11
5) Studio sul magnetismo terrestre Ipotesi sull origine: 1) Dipolo permanente non accettabile perché la temperatura interna della Terra è superiore al punto di Curie (Fe: 770 C) perdita della magnetizzazione di qualunque materiale 2) Dinamo ad autoeccitazione campo magnetico iniziale induce campo elettrico nel nucleo esterno metalli contenuti nel nucleo sono buoni conduttori elettrici campo elettrico induce campo magnetico Caratteristiche: poli magnetici non corrispondono a poli geografici (inclinazione di 11 30 ) linee di forza dirette da Polo Sud a Polo Nord campo magnetico è rappresentabile da direzione e intensità non è costante nel tempo Magnetosfera regione dello spazio che circonda la Terra e che risente del campo geomagnetico; rappresenta scudo di protezione da radiazioni cosmiche 12
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 magnetizzazione permanente Magnetizzazione termorimanente (nelle rocce magmatiche; soprattutto basalto) 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 6c) migrazione apparente dei Poli 13
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. 15
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 17
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 18
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. 19
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. 20
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. 21
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. 22
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. 23
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 25
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 26
d) Le dorsali oceaniche Divergenza tra due placche oceaniche Esempio: Dorsale est Pacifica 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 Þingvellir (Islanda 29
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 36
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 nelle rift valley delle dorsali medio-oceaniche ipocentri superficiali, intensa attività vulcanica 2) Margini di trascorrenza lungo faglie molto estese (faglia di San Andreas) ipocentri poco profondi, assenza di attività vulcanica 3) Margini convergenti di subduzione in prossimità delle fosse oceaniche, archi insulari, catene montuose costiere ipocentri profondi, vulcanesimo di subduzione 4) Margini convergenti continentali in prossimità di catene montuose interne ipocentri intermedi e profondi 37
Esiste una correlazione tra posizione degli ipocentri dei terremoti e piano di subduzione piano di Benioff Il 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. 38
e un modello della distribuzione geografica dei vulcani e del tipo di attività vulcanica 1) Vulcanesimo di rift 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 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 Attività vulcanica interplacca (oceanica o continentale), tipica di vulcani isolati, caratterizzata da eruzioni centrali di tipo effusivo (vulcani a scudo magma ultrafemico, proveniente da regioni profonde del mantello). 39
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