Riassunti esame "Scienze della Terra"

Struttura interna della Terra ed elementi morfologici

La Terra

• Raggio: equatoriale (6378 km), polare (6356 km). I due raggi sono diversi in quanto la Terra è uno sferoide oblato, schiacciato ai poli a causa del moto di rotazione.
• Circonferenza: 40.000 km.
• Forma: sferoide oblato (schiacciato ai poli). Non è uno sferoide perfetto e le irregolarità sono dovute al moto dei satelliti (maree terrestri), mentre la forma appiattita è determinata dal moto di rotazione.
• Densità media: 5,517 g/cm³, ma varia comunque molto da zona a zona.
• Gravità: 9,801 m/s².

Il lavoro del geologo è limitato solo alla parte superficiale della Terra, mentre la struttura interna della Terra è descritta in base a metodi indiretti, in particolare grazie allo studio della propagazione delle onde elastiche generate dai terremoti.

Le onde luminose

Le onde luminose possono essere:

• Riflesse
• Rifratte

L’onda riflessa è rimandata verso la sorgente iniziale. L’onda rifratta è l’onda che viene deviata tramite un mezzo. Per studiare l’interno della terra vengono analizzate le onde prodotte dai terremoti.

Onde generate dai terremoti

Durante un terremoto vengono generate due tipi di onde:

• Onde primarie (P): Le onde primarie sono onde di tipo longitudinale, ovvero si propagano longitudinalmente rispetto alla sorgente che le ha generate. Possono propagarsi sia nei solidi che nei liquidi.
• Onde secondarie (S): Le onde secondarie sono onde di tipo trasversale, ovvero si propagano secondo una sinusoide. Hanno velocità minore rispetto alle onde P e riescono a propagarsi solo nei solidi.

Vi sono altre due tipi di onde, che corrispondono a quelle che avvertiamo durante un terremoto:

• Love waves: sono quelle che provocano al momento del terremoto uno scuotimento di tipo sussultorio (di tipo orizzontale).
• Rayleigh waves: sono quelle che provocano uno scuotimento di tipo ondulatorio.

Le onde che si generano durante un terremoto percorrono traiettorie concave fino a ritornare in superficie: in base ai tempi intercorsi ed alle distanze percorse è stato possibile ricavare le velocità nei vari intervalli, che sono in funzione dei materiali attraversati, con il ricavo di un “modello costitutivo della Terra”.

Le onde P aumentano o diminuiscono la velocità a seconda del mezzo che attraversano, mentre le onde S si fermano prima in quanto non riescono ad attraversare mezzi liquidi. La prima immagine rappresenta la propagazione delle onde P che presentano circa 37° di zona d’ombra ovvero quella porzione in cui le onde P non riescono ad arrivare in quanto deviate prima. La seconda immagine rappresenta la propagazione delle onde S che presentano una porzione maggiore di cono d’ombra. Le onde S lambiscono il nucleo esterno ma non riescono a passare internamente. La velocità delle onde sismiche varia con la profondità in funzione della densità del mezzo che attraversano. Inizialmente possiamo notare due diverse velocità per quanto riguarda le onde P e le onde S. Le onde P partono dalla crosta con una velocità di circa 8 km/s, mentre le onde S con una velocità di circa 4,2 km/s.

Nella crosta e nella litosfera la velocità è costante, passando poi nell’astenosfera la velocità diminuisce (discontinuità Mohorovicic), in quanto diminuisce la densità del mezzo che attraversa. La velocità tende poi ad aumentare nuovamente fino al nucleo esterno. Qui le onde P diminuiscono notevolmente la velocità, mentre le onde S arrestano la loro velocità (non attraversano il nucleo esterno). Nel nucleo interno la velocità tende nuovamente a salire in funzione della densità. Nella superficie terrestre sono disposti dei sismogrammi che captano l’arrivo delle onde sismiche. I sismogrammi danno segnali di questo tipo: la prima scossa che si verifica è dovuta dall’arrivo delle onde P (onda longitudinale che non percepiamo). Successivamente dopo circa 300 secondi si capta l’arrivo delle onde S. Dalla riga gialla in su sono le onde che noi stessi possiamo percepire, che corrispondono alle onde superficiali più lente.

Zone di discontinuità

Mediante l’andamento delle onde P e delle onde S si evidenziano all’interno della terra diverse discontinuità. Le zone di discontinuità rappresentano l’avvenimento di passaggi di stato all’interno della terra.

1. Discontinuità di Mohorovicic, che separa crosta e mantello.
2. Discontinuità di Gutenberg, che separa mantello inferiore e nucleo esterno.
3. Discontinuità di Lehmann, che separa nucleo esterno dal nucleo interno.

Struttura della Terra

È possibile suddividere l’interno della terra in tre intervalli principali: crosta, mantello e nucleo.

• Crosta: può avere spessore da pochi Km a 60 Km.
• Mantello: si divide in mantello superiore ed inferiore, con spessore totale di circa 2900 Km.
• Nucleo: si divide in nucleo esterno e interno, con spessore totale di circa 3470 Km.

L’astenosfera è responsabile dei moti sulla superficie terrestre.

Crosta

La crosta si divide in continentale ed oceanica:

• Continentale: ha uno spessore variabile da 20 a 60 Km (massimo sotto le catene montuose, va più in profondità per la crosta continentale e meno in profondità per la crosta oceanica). Ha composizione variabile, principalmente composta da O, Si e Al, ha una composizione granitica con una copertura sedimentaria di composizione variabile. Densità di 2,7 g/cm³, circa metà della densità media della terra.
• Oceanica: ha uno spessore di circa 6-7 Km. È composta da O, Si, Mg e Fe. Densità di 2,9 g/cm³.

Quando le placche collidono (crosta continentale e crosta oceanica), tenderà a sprofondare la placca oceanica in quanto ha densità maggiore.

Crosta Oceanica

Nella crosta oceanica sono sempre visibili tre strati:

• La prima porzione (1) che incontro è una porzione sedimentaria, di circa 500 metri di spessore.
• La seconda porzione (2-3) ha composizione basaltica. Le rocce basaltiche derivano dall’astenosfera fusa, molto ricca di Si, Fe e Mg. Lo spessore è variabile tra 1-2,5 Km e velocità sismiche tra 3,4 e 6 Km/s.
• La terza porzione (4) è il Gabbro, che sarebbe la corrispondente intrusiva (raffreddamento lento in profondità) di una lava basaltica. Il gabbro è una roccia con stessa composizione del basalto. È l’intervallo volumetricamente più importante della crosta oceanica e ne costituisce la base intrusiva.

Modello costitutivo della Terra

La litosfera è composta da crosta terrestre e la parte alta del mantello (mantello litosferico). La litosfera è una parte a comportamento fragile. L’astenosfera è costituita dalla restante parte dell’astenosfera ed ha comportamento viscoelastico.

Litosfera

La crosta insieme alla parte superiore del mantello si comportano come un materiale fragile. La litosfera è considerata come la parte superiore fredda, rigida composta da crosta e parte superiore del mantello.

Astenosfera

L’astenosfera è la parte calda, parzialmente fusa del mantello superiore in cui sono presenti lenti movimenti di flusso.

Mantello

Si trova immediatamente al di sotto della crosta, ed è composto da Si, O, Fe e Mg, con densità media di 4,5 g/cm³.

Mantello Inferiore

Sebbene la temperature sia molto elevata non c’è fusione a causa delle pressioni estremamente elevate. È comunque presente un lento movimento di flusso.

Concetto di isostasia

L’isostasia è un fenomeno di equilibrio gravitazionale che si verifica sulla Terra tra la litosfera e la sottostante astenosfera, quindi tra la parte superficiale e quella sottostante.

Si verifica quando, durante l’orogenesi (formazione delle catene montuose), lo spessore delle rocce della crosta aumenta oppure durante i periodi glaciali quando aumenta lo spessore della calotta glaciale che poggia sopra la crosta terrestre alle alte latitudini. Questo comporta un aumento di peso e lo sprofondamento delle rocce nell’astenosfera. La parte sprofondata, definita radice, per stabilire un nuovo equilibrio con l’astenosfera, compirà una serie di movimenti isostatici. Questo si verifica in quanto l’astenosfera risponde con un comportamento plastico alla forza intensa e costante esercitata dalla soprastante radice.

Il concetto di isostasia si basa sul principio di Archimede che recita che un corpo immerso in un liquido, riceve una spinta dal basso verso l’alto pari al peso del volume del liquido spostato. Ci si può basare, per fare un esempio, sull’immagine di una nave. Essa tenderà ad emergere più o meno dalla superficie oceanica a seconda del peso che le viene posto sopra, stesso principio lo attua la crosta terrestre.

I principali modelli di isostasia sono 2:

• Modello Airy-Heiskanen: la crosta terrestre sarebbe costruita da blocchi rigidi, aventi la stessa densità, galleggianti su un substrato più denso. I blocchi affonderanno tanto più nel substrato quanto maggiore è la loro altezza. Lo spessore risulta essere più grande nelle zone montuose e più piccolo nelle zone oceaniche.
• Modello Pratt-Hayford: la crosta è costituita da blocchi rigidi galleggianti su un substrato più denso, ma essi avrebbero densità diversa. Essi tenderanno a immergersi tanto più nel substrato quanto più grande è la densità. La densità di un blocco montuoso è minore di quello terrestre.

Tutti i modelli sono delle applicazioni del principio di Archimede e si differenziano in base alla considerazione dei rapporti tra la variazione dello spessore crostale e l’andamento della topografia.

• Airy ci spiega il comportamento della crosta continentale, in quanto secondo lui la variazione dello spessore crostale è funzione della topografia. 3.3 rappresenta la densità dell’astenosfera.
• Pratt ci spiega le depressioni con un aumento della densità, secondo lui è la variazione della densità della crosta a definire la topografia. La esprime con una parità di galleggiamento. Gli strati a minor densità emergono più che quelli ad una maggior densità.

La crosta terrestre secondo Pratt verrebbe divisa in tanti prismi distinti, ciascuno di densità costante, ma con diversi volumi e densità. I blocchi che ospitano le montagne, a quota maggiore, devono possedere densità minore, mentre i blocchi corrispondenti a depressione (quota minore) devono avere densità maggiore. La base di tutti i prismi è la superficie di compensazione. Questo fenomeno spiega perché la crosta oceanica, di densità maggiore ha spessore minore, mentre la crosta continentale, di densità minore hanno uno spessore maggiore.

Questi modelli ci aiutano a capire cosa succede realmente. Questi modelli ci permettono di costruire le condizioni e la dinamica crostale. Le montagne (densità minore) galleggiano sull’astenosfera (con una radice all’interno del mantello). Ma la litosfera, situata al di sopra dell’astenosfera, sprofonda fino a che non sposta un volume di astenosfera pari al suo stesso volume raggiungendo l’equilibrio isostatico. Questo equilibrio è molto instabile, se la catena montuosa viene erosa dagli agenti atmosferici, forma lateralmente dei depositi sedimentari (rocce sedimentarie). Ho quindi uno spostamento del peso lateralmente. Ci deve essere un ulteriore aggiustamento dell’equilibrio, viene rimodificata la condizione precedente.

Cosa è successo nel passato?

Circa 18.000 anni fa avevamo delle calotte glaciali a volume notevole, che andavano a pesare sulla superficie crostale. Sotto il carico della calotta glaciale, l’astenosfera si deforma. La calotta glaciale è andata (con l’olocene, riscaldamento globale) a fondersi, il contenuto va al mare andando ad alzare il livello del mare. La cosa più importante è che ora la calotta glaciale fusa non va più a nuocere sull’astenosfera e litosfera. La litosfera deve raggiungere un nuovo equilibrio, innalzandosi nuovamente come originariamente prima del cedimento.

Flusso di calore e campo magnetico terrestre

Il flusso di calore rappresenta il calore presente all’interno della Terra che fluisce verso l’esterno tramite:

• Vulcani
• Geyser
• Sorgenti termali

N.B per magma primitivo si intende il magma che deriva direttamente dal mantello (Etna), sotto la Moho, a 70/80 Km di profondità. La dimostrazione che esiste un’energia termica all’interno della Terra è ormai un fatto certo e ben conosciuto. Vulcani, sorgenti termali, soffioni e geyser documentano bene la presenza di un calore interno alla Terra che fluisce verso l’esterno.

Gradiente geotermico

Per gradiente geotermico si intende l’aumento della temperatura con la profondità. Non è un valore fisso e uguale, ovvero parti diverse della nostra superficie possono avere un diverso gradiente geotermico. In media questo gradiente aumenta di 1°C ogni 33 metri di profondità, ma questo valore può variare notevolmente, arrivando vicino alle dorsali ad aumentare ¾°C ogni 33 metri di profondità. Queste variazioni della temperatura interna della Terra vengono chiamate gradienti geotermici anomali.

Flusso di calore

È la quantità di energia termica che si allontana dalla Terra per unità di area nell’unità di tempo. L’unità di misura è l’HFU (Heat Flow Unit).

Produzione di calore

La produzione di calore all’interno della Terra dipende dalle reazioni che avvengono all’interno di essa. Questa produzione è assicurata dal decadimento di isotopi radioattivi presenti soprattutto nel mantello (torio 232, uranio 238 e 235 e il potassio 40). 1 grammo di uranio 235 produce 4,34 calorie all’anno. Dal momento che con il decadimento la quantità di questi isotopi diminuisce si deduce che al momento della formazione della crosta terrestre il flusso di calore dovesse essere notevolmente maggiore e questo fa ritenere (ipotesi) anche che lo spessore delle zolle fosse minore rispetto allo spessore attuale.

Il nostro pianeta diffonde calore che, dal nucleo e dal mantello, si trasferisce alla crosta e all’atmosfera. Questa energia termica, per unità di tempo e di area, costituisce il flusso di calore e viene espressa in HFU, equivalente ad una microcaloria per centimetro quadro al secondo. Il “disperdere calore” della Terra si basa sul secondo principio della termodinamica, che recita appunto che un corpo tende a dissipare calore. Il flusso che registriamo in superficie è la conseguenza del fatto che per ristabilire l’equilibrio termico in un corpo il calore, che è energia, si sposta da zone ad alta T a quelle a bassa T in vari modi, di cui i principali sono la conduzione e la convezione.

Conducibilità termica

La conducibilità termica di una roccia esprime l'attitudine che essa presenta a trasmettere il calore e viene misurata sul campione; in un solido, la quantità di calore che viene condotta tra due punti è proporzionale alla differenza di temperatura esistente tra questi due punti ed alla conducibilità termica del materiale. Ma generalmente le rocce sono cattivi conduttori di calore:

• Una colata di lava dello spessore di 50 metri impiega circa 150 anni a raffreddarsi.

Quindi oltre a questo modo, ne deve esistere un altro, per permettere al calore di risalire in superficie: convezione.

Convezione

È l’altro modo che permette al calore di risalire in superficie. Questo meccanismo è tipico per i fluidi, quindi liquidi e gas. Questo metodo è molto efficace e rapido nella distribuzione del calore e dipende dal fatto che se riscaldiamo un fluido esso si espande diventando meno denso, cioè più leggero, rispetto al materiale circostante; tale fluido tende quindi a salire, mentre il materiale più freddo tenderà a scendere. Si instaura così un circolo che prende il nome di “cella convettiva”. Per cella si intende il flusso circolare che si viene ad instaurare all’interno della crosta terrestre.

Per fare un esempio, si può considerare una pentola piena d’acqua: l’acqua che si trova direttamente sopra la fiamma si riscalderà prima e tenderà a risalire verso l’alto lasciando così il posto all’acqua più fredda, e quindi più pesante, che tenderà a scendere.

L’intensità di una convezione è influenzata dal coefficiente di espansione termica, cioè quanto un materiale si espande all’aumento della temperatura. Questo trasporto di calore avviene a livello del mantello, e secondo recenti teorie interessa solo la parte superiore del mantello (astenosfera) fino ad una profondità di circa 400-600 Km. Il magma viene prelevato e portato in superficie.

Nei continenti, costituiti in prevalenza da rocce magmatiche acide, ricche di isotopi radioattivi, il flusso medio di calore è di 1,5 HFU. Il valore è inferiore nelle zone interne, geologicamente stabili, che presentano una crosta spessa, e maggiore nelle aree attive, dove la crosta è più sottile. L'Italia, geologicamente giovane, ha un flusso di calore superiore alla media, in particolare nelle aree vulcaniche della Toscana e del Lazio. Negli oceani il flusso di calore è diverso a seconda delle aree e, a parte nelle dorsali, è appena inferiore a quello dei continenti. Nei bacini oceanici è circa 1,3 HFU, mentre è inferiore a 1 HFU nelle fosse; lungo le dorsali il flusso è maggiore di 2 HFU. Poiché le rocce basiche contengono pochi minerali radioattivi, i valori dovrebbero essere nettamente inferiori a quelli dei continenti, invece la differenza è molto lieve.

Il motivo non è chiaro; si suppone che il flusso di calore degli oceani sia aumentato a causa de...