Mongo95 di Mongo95
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• La struttura della Terra
La densità media del nostro pianeta è di circa 5,5 grammi per centimetro cubo. Dato che le rocce che costituiscono la crosta hanno densità media di 3, ciò implica che l’interno del pianeta è formato da materiali a densità molto elevata. Grazie anche allo studio dei terremoti, si è arrivati a capire che il nostro pianeta presenta una struttura ad involucri concentrici.
1. Crosta: involucro rigido e sottile (35km di spessore sotto i continenti, 60km sotto le catene montuose, 6km sotto i fondi oceanici). Ha una composizione molto eterogenea. I continenti sono composti prevalentemente da rocce granitoidi, mentre i fondi oceanici sono composti da rocce basiche. La base della crosta è la discontinuità di Moho
2. Mantello: l’82% del volume della Terra. Da Moho si estende fino a 2900km di profondità, dove è presente la discontinuità di Gutenberg. Le rocce hanno notevole rigidità. Tra i 70 e i 250 chilometri si trova l’astenosfera, zona in cui il materiale è parzialmente fuso. È una zona plastica. La zona che comprende crosta e mantello fino all’astenosfera esclusa è la litosfera, che ha invece comportamento più rigido.

Le rocce del mantello sono assimilabili a peridotiti (rocce ultrabasiche). Nella parte più alta si originano le lave, hanno natura basaltica e contengono frammenti solidi di rocce (xenoliti).
Più in profondità il mantello è composto dagli stessi elementi (silicio, ossigeno, ferro, magnesio), ma organizzati in reticoli cristallini diversi che si adattano al crescere di pressione e temperatura.
3. Nucleo: il suo inizio è segnato dalla discontinuità di Gutenberg. Comprende il 16% del volume della Terra. Nella parte più esterna il materiale ha le caratteristiche di un fluido.
Dopo la discontinuità di Lehmann invece si passa ad un nucleo solido, fino al centro della Terra (che ha pressione di 13 grammi su centimentro cubo). Il nucleo ha natura di lega metallica, formata da ferro puro, silicio, zolfo, nichel.

• Il flusso di calore
Dato che l’interno del pianeta è caldo, esso perde continuamente calore dalla sua superficie. Quale è l’origine di tale calore? Si pensava che fosse il calore residuo dello stato primordiale della Terra, quando il pianeta era quasi totalmente fuso. Invece sono presenti degli isotopi radiottivi, cioè instabili, che con il tempo decadono emettendo particelle nucleari, trasformadosi in isotopi di elementi diversi. L’energia cinetica delle particelle emesse si trasfoma in calore che fluisce continuamento fino alla superficie.
Alcune zone hanno flusso più elevato (come le dorsali oceaniche). Cioè è dovuto alla presenza di correnti convettive, cioè reali spostamenti di materiale più caldo (meno denso) che risale dalle zone più profonde. Più in alto il calore si libera facendo aumentare il flusso termico locale, mentre il materiale ormai più freddo (più denso) ricade verso il basso. La presenza di materiale più caldo più in profondità è proprio dovuto alla presenza degli isotopi radioattivi. Essi non sono distribuiti in modo omogeneo, quindi si ha una disomogeneità termica del mantello.

La temperatura all’interno della crosta aumenta di 30 gradi ogni chilometro (gradiente geotermico). Il ritmo poi cala bruscamente. La curva che descrive l’andamento della temperatura è la geoterma. Il mantello è solido, quindi la geoterma si mantiene sempre sotto la temperatura di fusione. Nell’astenosfera invece i valori sono vicinissimi. Nel nucleo esterno la geoterma supera la temperatura di fusione, quindi si ha un’area fusa.
Nel nucleo interno la geoterma è di nuovo inferiore alla tempertura di fusione, quindi si ha un nucleo solido (4300°C).
• Il campo magnetico terrestre
Il campo magnetico terrestre è simile, per le sue linee di flusso, al campo che verrebbe prodotto se al centro della Terra fosse posta una gigantesca barra magnetica, spostata di 11° rispetto all’asse di rotazione. L’asse ideale di tale campo incontra la superficie terrestre in due punti, i poli magnetici, che sono molto vicini ai poli geografici. È però da escludere che esita un corpo simile nel nucleo terrestre (sopra i 500°, la soglia di Curie, i materiali magnetici perdono la loro proprietà). Il campo magnetico ha un modello quindi simile a quello di una dinamo ad autoeccitazione: il materiale fuso del nucleo esterno viene “agitato” da movimenti convettivi, estremamente veloci. Essi permettono ad un ipotetico primitivo magnetismo di mantenersi sempre attivo.
Molte rocce mantengono una propria magnetizzazione, dovuta ad un campo esistente al momento della loro formazione: paleomagnetismo. Si è quindi scoperto che il campo geomagnetico esiste da almeno 3,5miliardi di anni. La direzione di magnetizzazione in rocce antiche è però diversa dal campo attuale. Ciò sta a significare che il Polo nord magnetico ha nel tempo occupato posizioni differenti. Non sono però stati i poli a spostarsi, ma i continenti a muoversi.
Analizzando le rocce di nota anche la presenza di ripetute inversioni di polarità. Il campo magnetico è quindi spesso passato da normale a inverso. Si può costruire una scala stratigrafica paleomagnetica, che mostra tutti i cambi di polarità degli ultimi 5milioni di anni (epoche magnetiche di 700mila anni).

• La struttura della crosta
Esistono due tipi di crosta:
1. Crosta oceanica: costruisce il “pavimento” degli oceani ed è interamente coperta dalle loro acque. Ha uno spessore medio di 6km. Le rocce che la compongono hanno un’età massima di 190milioni di anni. Esse sono: un primo strato di sedimenti, un secondo considerevole strato di basalto e un terzo strato di gabbro (roccia magmatica, il corrispondente intrusivo del basalto)
2. Crosta continenatale: corrisponde ai continenti e alla loro prosecuzione sotto il livello del mare. Comprende la piattaforma continentale e buona parte della scarpata continentale. Ha spessore di 35km, in corrispondenza delle catene montuose arriva a 70km. Le rocce arrivano ad età di 4miliardi di anni. Ha una composizione molto eterogenea: rocce sedimentarie, magmatiche e metamorfiche in superficie. Ha avuto una complessa evoluzione detta orogenesi: formazione di grandi catene montuose. Si può distinguere in:
-)Aree cratoniche (cratoni): le parti più antiche che appaiono come ampie pianure bombate verso l’alto. Sono costituite da ammassi di rocce ignee e metamorfiche (scudi) e ricoperte da rocce sedimentarie di età più recente (tavolati). Sono i resti di catene montuose molto antiche, spianate dall’erosione.

-)Fasce orogeniche (orogeni): l’orogenesi si è verificata in tempi meno antichi, magari non è ancora conclusa, quindi non c’è stabilità. C’è attività geologica come vulcanismo, sismicità, forte erosione.

• L’espansione dei fondi oceanici
Il tedesco Wegener nel 1915 presentà una teoria “mobilista”, secondo la quale i continenti non sono statici ma si muovono lungo la superficie, creando spazi per nuovi oceani e facendone scomparire altri. Si tratta della deriva dei continenti. Circa 200 milioni di anni fa i lembi di crosta continentale si trovavano uniti in un unico continente, Pangea, circondato da un unico continente, Pantalassa. A partire da questo momento poi il supercontinente si sarebbe smembrato in più parti, secondo un meccanismo che è appunto la deriva dei continenti. Ciò è dovuto principalmente alla continua evoluzione dei fondali oceanici. La crosta oceanica si rinnova e si consuma incessantemente in un processo di espansione dei fondi oceanici.
1. Le dorsali oceaniche
Paragonabili ad una catena montuosa sommersa che si snoda per 60mila chilometri, le dorsali oceaniche sono una fascia di crosta oceanica inarcata verso l’alto fino a 3000 metri rispetto al fondo oceanico. La cresta del sistema di dorsali è segnata da un solco longitudinale, chiamato rift walley. Tale depressione è limitata sui due lati da sistemi di faglie. Ci sono poi delle faglie trasversali (faglie trasformi), che disarticolano le dorsali in segmenti ciascuno leggermente spostato rispetto a quelli contigui. Lungo il tratto di faglia compreso tra due segmenti il fondo oceanico si muove in due direzioni diverse provocando violenti terremoti. Da quest’area risale continuamente magma che si solidifica come roccia basaltica. In corrispondenza delle dorsali, sotto la crosta oceanica, esiste un flusso ascendente continuo di materiale molto caldo dal mantello. Arrivata in prossimità della superficie, tale massa si espande e si divide in due rami che si allontanano in direzioni opposte. Di conseguenza in superficie i due fianchi delle dorsali si allontanano l’uno dall’altro. Dalle numerose faglie che si aprono fuoriesce magma che si andrà poi a solidificare.

2. Le fosse abissali
Sono depressioni lunghe migliaia di chilometri. È presente sistematicamente l’attività vulcanica, localizzata però ad una certa distanza dalla fossa, dove si individua un arco vulcanico. Non ci sono effusioni di lave fluide ma un vulcanismo di tipo esplosivo. I sistemi arco-fossa sono accompagnati da una certa sismicità. Gli ipocentri dei terremoti si distribuiscono lungo la superficie di Benioff, che scende in profondità con un angolo tra i 30°-70°.
Il meccanismo di che sta alla base di tutto ciò è quello di espansione e subduzione.
Il collegamento tra dorsali e fosse e dato dall’espansione dei fondi oceanici. Le dorsali oceaniche sono sostenute dalla risalita di materiale caldo dal mantello. La litosfera si inarca e si crepa. Parte di materiale del mantello, ora allo stato fuso, alimenta il vulcanismo effusivo della dorsale, che va a formare nuova crosta oceanica. La litosfera si allontana man mano dal un lato e dall’altro della rift valley, raffreddandosi e diventando più densa. Essa forma quindi il pavimento delle piane abissali e si copre di sedimenti.
Ad una cera distanza dalle dorsali, la litosfera più vecchia (fredda e pesante), inizia ad affondare con un movimento di subduzione, immegerndosi nel mantello. Nella discesa si scalda sempre più e si fonde fino a venire riassimilata nel mantello. Vengono prodotti anche grandi masse di magma che, essendo meno denso, risale verso la superficie e alimenta il vulcanismo esplosivo degli archi vulcanici. La discesa della crosta nel mantello avviene con grandi attriti, generando quindi terremoti fino a 700km di profondità.

• Anomalie magnetiche sui fondi oceanici
Le rocce della crosta oceanica sono basalti che, al momento della loro formazione, acquisiscono una magnetizzazione conformata al campo geomagnetico terrestre al momento esistente. Esistono sui fondali quindi delle zone di magnetismo anomalo negativamente (orientazione contraria al campo odierno) oppure positivamente (orientazione uguale a quella del campo attuale). Cioè indica che la crosta oceanica si è formata in tempi diversi, confermando l’ipotesi di espansione dei fondi oceanici.
I basalti che si solidificano sul fondo della rift valley assumono magnetizzazione nella direzione del campo magnetico presente in quel momento. Si forma quindi una nuova striscia di crosta che inizia ad allontanarsi in due direzioni opposte. La nuova spaccatura viene invasa da altro magma, ma nel frattempo si è invertito il campo magnetico terrestre, quindi le nuove rocce avreanno opposta magnetizzazione. Il processo prosegue identico. Ciò spiega la distribuzione a fasce parallele delle anomalie magnetiche, disposte specularmente rispetto alla rift valley.
Ciò implica anche che l’età del pavimento oceanico è tanto più antica quanto più si è lontani dalle dorsali. Determinata la velocità di espansione delle dorsali, è stato possibile risalire all’età di tutte le fasce. La crosta oceanica ha quindi età massima di 190milioni di anni. La crosta più antica è stata ormai inghiottita nelle zone di subduzione.

• La tettonica delle placche
La litosfera è intersecata da fasce caratterizzate da sismicità e vulcanismo: le dorsali in espensione, le fosse in subduzione, le grandi faglie trasformi. Nel loro insieme esse formano un rete che divide la litosfera in una ventina di placche. Sono formate da litosfera oceanica, da litosfera continentale, o da porzioni di entrambe. I bordi delle singole placche, detti margini, vengono distinti in base alla loro funzione:
1. Margini costruttivi o divergenti: le dorsali oceaniche
2. Margini distruttivi o convergenti: le fosse abissali
3. Margini conservati: faglie trasformi, lungo e quali due placche scorrono l’una a fianco dell’altra in direzione opposta, senza variazione nel volume della litosfera.

• Orogenesi
I blocchi continentali vengono traposrtati alla “deriva” lungo la superficie terrestre dal movimento delle placche di cui fanno parte, movimento guidato dall’accrescersi e dal consumarsi della litosfera oceanica. Questo movimento ha grandi consueguenze se un lembo di crosta continentale va ad interferire con una fossa di subduzione: orogenesi, processo di intensa deformazione crostale che coinvolge grandi volumi di rocce, con il sollevamento di una nuova catena montuosa (orogeno).
1. Crosta oceanica in subduzione sotto un margine continentale
La crosta continentale a contatto con quella oceanica non va in subduzione, dato che è meno densa. Quindi è la crosta oceanica a infilarsi sotto il margine continentale, che viene deformato. Dalla crosta oceanica vengono strappati sedimenti e lembi sottostanti di basalti. Queste masse rocciose vanno poi a saldarsi definitivamente al margine del continente, formando una nuova striscia di crosta continentale. Essa di accresce di spessore, anche per via della risalita di grandi magmi. C’è quindi il sollevamento di una nuova catena montuosa.
2. Collisione continentale
Se la placca oceanica che va in subdzione sotto quella continentale contiene a sua volta delle porzioni di crosta continentale, una volta consumatasi tutta la crosta oceanica, avviene una collisione tra le due croste continentali. I due margini si deformano e si saldano facendo aumentare lo spessore della crosta. Nasce quindi una catena montuosa.
In questo processo si estingue un oceano. Gli accumuli di sedimenti prima presenti tra i due continenti vengono compressi durante la collissione,così come i lembi del pavimento basaltico dell’oceano. Formano quindi nella catena montuosa ammassi di rocce: ofioliti.
3. Accrescimento crostale
Frammenti di crosta di varia natura (isole, piccoli continenti, etc) si trovano “incastonati” in una placca oceanica in lento movimento verso una fossa di subduzione. Man mano che la crosta va in subduzione, questi frammenti si accavallano contro il margine continentale.
4. Crosta oceanica sotto crosta oceanica
Le due placche coinvolte sono entrambe oceaniche, i magmi che si formano per fusione della placca in subduzione traboccano sul fondo dell’oceano. Si forma una catena di vulcani sottomarini, che emergono dall’acqua. Si forma un arco insulare
• Ciclo di Wilson
I mutamenti dei moti del mantello possono far nascere una nuova dorsale e un nuovo oceano in tre stadi:
1. Grandi volumi di materiale caldo in risalita nel mantellano arrivano sotto un lembo di litosfera continentale, essa si inarca e si frattura. Da queste spaccature esce il magma che ricopre il fondo delle fosse. È lo stato embrionale
2. Se l’espansione continua, i due margini continentali iniziano ad allontanarsi e le lave in risalita formano una prima striscia di nuova crosta oceanica. Le acque dei mari vicini iniziano ad invadere la depressione formatasi. È lo stadio giovanile
3. Il nuovo oceano si amplia sempre più. Lungo i margini dei due continenti l’accumulo di detriti portati dai fiumi da origine ai prismi sedimentari: piattaforma continentale e scarpata continentale. È lo stadio di maturità.
Questo processo è un ciclo inarrestabile che porta alla continua formazione e dissoluzione di supercontinenti ogni circa 500milioni di anni.

• Vulcani: ai margini e all’interno delle placche
1. Il vulcanismo essenzialmente effusivo si concentra lungo le dorsali oceaniche ed è legato alla risalita dalle profondità del mantello di materiale solido e caldo che fa inarcare la litosfera. Il magma che deriva dalla fusione di queste rocce è basico, da vita a lava fluide che fluiscono tranquillamente e si solidificano in rocce basaltiche.
2. Il vulcanismo fortemente esplosivo è localizzato lungo gli archi insulari vulcanici o lungo il margine dei continenti che fronteggiano le fosse abissali. È collegato al processo di subduzione. La presenza di sedimenti imbevuti di acqua fa si che il magma prodotto dalla loro fusione sia ricco di silicie, quindi molto viscoso, e ricco di fluidi. Le lave sono quindi intermedie e acide.
3. Centri vulcanici all’interno delle placche: o in pieno oceano, o nel mezzo dei continenti. È vulcanismo collegato a grandi fratture nella crosta che preludono all’”apertura” di un continente. Oppure sono la manifestazione di punti caldi: risalita di materiale caldo di origine molto profonda.

• Terremoti: ai margini e all’interno delle placche:
1. Lungo le dorsali: le forze che fanno allontanare i due fianchi della rift valley provocano continuamente l’attivazione di numerose faglie, che producono sismi di modesta entità. Compresi nei primi 10km di profondità
2. Lungo le fosse oceaniche: Compresi nei primi 50km di profondità. Provocati dal forte attrito tra placca sovrastante e placca in subduzione.
3. Nelle catene montuose: non si sono ancora esaurite le gigantesche spinte che hanno prodotto l’orogenesi. Grandi masse rocciose vengono continuamente coinvolte negli sforzi in atto nella crosta.
4. Lontano dai margini: sforzi che si propagano all’interno di una placca litosferica, crescendo fino a superare localmente la resistenza delle rocce spesse

• Moti convettivi e punti caldi
La tomografia sismica è lo studio della struttura profonda del pianeta, tramite le registrazioni di onde sismiche effettuate da migliaia di sismografi in tutto il mondo. Si individua zone in cui le onde accelerano (materiali densi e freddi) e rallentano (materiali caldi e in grado di risalire per galleggiamento).
Nel mantello, correlate ai moti convettivi, ci sono varie strutture:
1. Vicino alla superificie (fino a 70km): struttura della tettonica delle placche. Le onde S viaggiano a bassa velocità in corrispondenza di risalita di astenosfera calda lungo le dorsali e risalita di magmi sotto gli archi vulcanici nelle zone di subduzione (colori caldi, giallo e rosso). Viaggiano a velocità sistenuto nella litosfera fredda, nei fondali oceanici e sotto i cratoni continentali (colori freddi, blu e viola).
2. Più in profondità (200km): la distribuzione di zone calde e fredde non è collegabile all’attività di superficie. Ci sono zone calde sotto i grandi bacini oceanici e fredde sotto i cratoni
3. A profondità maggiori (500km): non c’è più corrispondenza tra zone di diverse temperture e distribuzione dei continenti
4. Al limite tra mantello e nucleo (2800km): regione calda sotto l’Oceano Pacifico, circondata da anello di materiale freddo. Le zone fredde sono un “cimitero” di lembi di litosfera oceanica subdotti negli ultimi 100milioni di anni.
Ciò sta a indicare che i lembi di litosfera sprofondano attraverso l’interno mantello. Il sistema della tettonica a placche comprende moti convettivi che si estendono fino al limite mantello-nucleo. Esiste un grande ammasso di roccia più calda: un “super-pennacchio” di 120km di larghezza che si innalza obliquamente per 1500km al di sopra del limite nucleo-mantello.
Il grande calore presente nel nucleo interno si propaga verso l’esterno. Il nucleo esterno, allo stato fuso e quindi a minor pressione, assorbe questo calore e ce ne aggiunge altro prodotto da esso stesso. Quindi il nucleo esterno è agitato da forti moti convettivi, che trasferiscono calore al mantello.
Quindi nella parte inferiore del mantello si localizzano regioni con diverse condizioni termiche, che fanno verificare anche qui moti convettivi, molto più lenti. Dalle regioni più calde si innalzano pennacchi, colonne di materiali caldo che arrivano fino in superficie: punti caldi. Essi pompano calore direttamente dal nucleo alla superficie, che fora la superficie in luoghi diversi per via dei movimenti delle placche.

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