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Ho incorporato i file pdf del professore, gli appunti delle lezioni frontali e il libro. sono riassunti molto dettagliati scritti al computer....

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STRUTTURA DELLA TERRA STRUTTURA INTERNA ED ELEMENTI MORFOLOGICI LA TERRA:  Raggio equatoriale 6371km, raggio polare 6356 km  Circonferenza 40.000km  Forma, sferoide oblato (sfera schiacciata ai poli), non è uno sferoide oblato perfetto; le irregolarità sono determinate dal moto dei satelliti, maree terrestri.  La forma appiattita è determinata dal moto di rotazione  Densità media 5.517 g/cm3  Gravità 9.8 g/s2 L’INDAGINE GEOLOGICA DIRETTA È LIMITATA SOLO ALLA PARTE SUPERFICIALE. La struttura della terra è nota in base a metodi indiretti. In particolare grazie alla propagazione delle onde elastiche generate dai terremoti. Come funzionano? Riflessione e rifrazione delle onde ci permettono di seguire la propagazione delle onde elastiche, e capire come è fatto il centro della terra. Le onde che si vengono a generare durante un terremoto sono di due tipi: onde longitudinali P (= primaria) o di compressione moto delle particelle nella stessa direzione di propagazione delle onde; si propagano sia nei solidi che nei liquidi, arrivano per prima. onde trasversali S (= secondaria) o di taglio moto particelle perpendicolare alla direzione di propagazione delle onde; si propagano solo nei solidi, con velocità inferiore alle onde P, percepite in un secondo tempo. ENTRAMBE SI FORMANO IN UN TERREMOTO, ONDE P E S ATTRAVERSANO I SOLIDI, MA LE S NON ATTRAVERSO I LIQUIDI. Altre due onde si formano durante un terremoto, sono onde superficiali: Onde RAYLEIGH imprimono un movimento ondulatorio sulla parte superficiale della crosta Onde LOVE imprimono un movimento detto sussultorio. Le onde all’interno del globo terreste si propagano percorrendo delle traiettorie concave e ritornano in superfice: in base alla velocità delle onde P e S possiamo calcolare la DENSITÀ, la velocità con cui si propagano all’interno dei solidi varia a secondo della densità del materiale incontrato, e in questo modo possiamo ricostruire un modello di costituzione dell’interno terrestre. La velocità delle onde sismiche varia con la profondità in funzione della densità del mezzo che le attraversa. Mediante l’andamento delle onde P e onde S si evidenziano all’interno della terra diverse discontinuità. Possiamo suddividere l’interno della terra in tre intervalli principali: crosta, mantello e nucleo. Le discontinuità più importanti: MOHO separa crosta e mantello, GUTENBERG separa mantello e nucleo esterno. Le individuazioni sono basate su variazione delle caratteristiche di propagazione delle onde sismiche. CROSTA Crosta continentale: caratterizzata da uno spessore maggiore della crosta oceanica da 20-60km circa, lo spessore massimo si trova sotto le catene montuose. Composizione variabile con elementi principali, ma densità di 2,7g/cm3, O, Si, Al. Composizione GRANITICA, più copertura sedimentaria di spessore variabile. Crosta oceanica: spessore di circa 6-7 km, composizioni: sedimenti fini e basalti (2.9 g/cm3), elementi principali sono O, Si, Mg, Fe che la compongono. Si trova sotto uno spessore medio di acqua di 4,5km circa, sono sempre riconoscibili tre “intervalli” principali. 1 intervallo è la parte superficiale è molto ben conosciuta perché oggetto di perforazioni e carotaggi. Essa è costituita da sedimenti oceanici pelagici, sedimenti che si sono accumulati nel tempo, è spesso in media 0,4km.

2 intervallo è da sommare al 3 intervallo, spessore variabile da 1 a 2,5 km. Si tratta di basalti THOLEITICI contenenti olivina e plagioclasio calcico. 4 intervallo, intervallo volumetricamente più importante della crosta oceanica e ne costituisce la base intrusiva o plutonica. Ha uno spessore di circa 5km. Sulla base delle caratteristiche sismiche si suppone abbia composizione gabbrica, gabbro il corrispondente intrusivo del basalto (che si trova nell’intervallo 3) stessa composizione delle lave superficiali ma è come se la camera magmatica, la parte intrusiva non raffreddata all’esterno ma raffreddata lentamente all’interno della crosta. LA CROSTA OCEANICA FA PARTE DELLA LITOSFERA (crosta terrestre e spessore di mantello 60km rigido, mantello litosferico), all’interno della litosfera, nel passaggio tra crosta e mantello litosferico riconosciamo la discontinuità di MOHO. LITOSFERA, la crosta insieme alla parte superiore del mantello si comportano come un materiale fragile, in termini reologici la parte superiore fredda, rigida comporta da crosta e parte superiore del mantello. Al disotto entriamo nell’ASTENOSFERA è la parte superficiale del mantello tra 100 e 400km di profondità circa, parte del mantello parzialmente fusa, deformata, ma caratterizzata da dei movimenti convettivi. DISCONTINUITÀ MOHO (separa la crosta dal mantello superiore) MANTELLO Il mantello si trova immediatamente al di sotto della crosta. Ha una densità media di 4.5 g/cm3, si stima che sia composto di Fe e Mg. Sebbene nella temperatura sia molto elevata nel mantello inferiore non c’è fusione a causa delle elevate pressioni. È comunque presente un lento movimento di flusso. DISCONTINUITÀ GUTENBERG (separa il mantello inferiore dal nucleo esterno, liquido) NUCLEO ESTERNO. DISCONTINUITÀ DI LEHMANN (che separa il nucleo esterno, liquido, da quello interno, solido) NUCLEO INTERNO.

ISOSTASIA Concetto  perché sulla superfice terrestre abbiamo montagne e bacini oceanici? Per GALLEGGIAMENTO e DENSITÀ. Si verifica quando, durante l’orogenesi (è la formazione di catene montuose che vengono dette, catene collisionali, che si originano da collisioni tra masse continentali, che vengono a collidere e a deformarsi), lo spessore della crosta aumenta oppure durante i periodi glaciali, GLACESOSTASIA che interessa l’accrescimento delle calotte glaciali che poggia sopra la crosta terrestre alle alte altitudini. Questo comporta un aumento di peso e quindi le rocce sprofondano nell’astenosfera. La parte sprofondata, detta radice, per stabilire un nuovo equilibrio con l’astenosfera, compirà una serie di movimenti isostatici. L’astenosfera risponde con un comportamento plastico alla forza esercitata dalla radice. GALLEGGIAMENTOPRINCIPIO DI ARCHIMEDE, proprio con questo principio si spiega il concetto di isostasia, abbiamo due principali modelli: 1) Modello di AIRY: dove diverse altezze topografiche sono dovute a variazioni di spessore della crosta terrestre, in cui la crosta ha una densità costante. la variazione dello spessore crostale è funzione della topografia. 2) Modello di PRATT: dove diverse altezze topografiche sono dovute a variazioni laterali di densità di roccia. È la variazione della densità della crosta a definire la topografia. Tutti i modelli sono delle applicazioni del principio terrestre, si differenziano in base alla considerazione dei rapporti tra la variazione dello spessore crostale e l’andamento della topografia.

N.B. la gravimetria si occupa nello studio della forza di gravità che nel nostro pianeta gioca un ruolo fondamentale. I valori di g sono misurati sperimentalmente con gravimetri che generalmente confermano le previsioni teoriche. A volte, però si discostano dai valori attesi creando delle anomalie gravitazionali, questo perché nel sottosuolo possono trovarsi zone di ridotta o elevata densità, come giacimenti petroliferi e minerali, o da movimenti verticali di settori di crosta. La crosta terrestre non è un unico blocco ma è composta di numerosi blocchi prismatici di diversa altezza, composizione e densità che galleggiano nel mantello sottostante più denso, secondo il principio di ARCHIMEDE (=un corpo immerso in un liquido riceve una spinta, verticale, dal basso verso l’alto, pari al peso del liquido spostato). Più il blocco crostale emerge in altitudine, più affonda le sue radici in profondità nel mantello, abbassando anche il limite crosta-mantello (discontinuità moho), che quindi sarà più profonda sotto la crosta continentale che sotto in quella oceanica. I blocchi soggetti a erosione tendono a diminuire lo spessore e così l’equilibrio si ristabilisce se il blocco si muove verso l’alto, innalzando le radici. I blocchi sui quali vengono accumulati sedimenti tendono ad aumentare il loro spessore e quindi tenderanno a sprofondare ed affondare più in profondità le loro radici. Va da sé che anche la profondità della MOHO varia a seconda che il blocco tende ad emergere o a sprofondare. ISOSTASIA È LA TENDENZA DEI BLOCCHI CROSTALI A STABILIRE UNA CONDIZIONE DI EQUILIBRIO GRAVITAZIONALE. Certamente è un equilibrio dinamico raggiunto da movimenti verticali e continue variazioni di profondità della MOHO. questo concetto di isostasia viene introdotto inseguito a misurazioni con il filo di piombo effettuate in prossimità dell’Himalaya da PRATT. Teoria: un eccesso di massa, in prossimità di catene montuose, deve necessariamente deviare il filo a piombo dalla verticale del luogo di misurazione, a causa della maggiore forza attrattiva esercitata localmente. Ma Pratt rilevò che la deviazione reale del filo di piombo era solo 1/3 rispetto al valore calcolato teoricamente ammettendo la stessa profondità per tutti i blocchi crostali. La registrazione di una deviazione inferiore al valore calcolato indicava un “difetto” di massa spiegabile in due modi Hp PRATT: c’è una densità minore dei materiali che costituiscono la catena montuosa. Hp AIRY: l’eccesso di massa che provoca la deviazione del filo è in parte compensato da un difetto di massa dovuto alla presenza di radici profonde costituite da materiale meno denso del mantello. Pur ammettendo lievi variazioni di densità nella crosta continentale, bisogna riconoscere che il fattore principale che provoca la minore deviazione del filo di piombo è la diversa profondità dei blocchi crostali. secondo PRATT (comportamento crosta oceanica): i prismi crostali a densità diverse poggiano uniformemente sul mantello. Secondo AIRY (comportamento crosta continentale): i prismi crostali hanno uguale intensità e radici con profondità diverse. I prismi che formano le montagne sono più leggeri e sprofondano di più nel mantello (più denso), mentre quelli della crosta oceanica sono più sottili e più pesanti. La crosta continentale e quella oceanica tendono a stabilire una condizione di equilibrio gravitazionale con le rocce del mantello. Questa condizione di equilibrio, che varia a seconda della densità e dello spessore della crosta, viene chiamata ISOSTASIA. Le rocce del mantello si comportano in modo plastico se sottoposte a sollecitazioni costanti e per periodi molto lunghi. Ogni variazione della massa dei blocchi crostali dovuta a EROSIONE, DEPOSIZIONE o FORMAZIONE DI GHIACCIAI, provoca un aggiustamento isostatico con spostamento verticale fino al raggiungimento dell’equilibrio. Es. penisola della Scandinavia, la quale si alza di 2cm all’anno, l’ultima glaciazione venne ricoperta da un letto di ghiaccio spessa 2/3km che provocò

l’abbassamento della crosta. GLACIOISOSTASIA. Il cambiamento climatico provocò lo scioglimento dei ghiacciai e di conseguenza l’innalzamento della penisola.

FLUSSO DI CALORE Esiste una energia termica all’interno della terra, dal fatto che ci sono vulcani, sorgenti termali, soffioni e geyser che documentano bene la presenza di un calore interno alla terra, che fluisce verso l’esterno. - Gradiente geotermico: l’aumento della temperatura in funzione della profondità. Che non è un valore fisso. Il valore medio è di 3 °C ogni 100m di profondità ma può variare notevolmente, come vicino alle dorsali dove si può arrivare a valori di 3-4 °C ogni 33 m. queste variazioni della temperatura interna della terra vengono chiamate GRADIENTI GEOTERMICI ANOMALI. - Flusso di calore: la quantità di calore che viene emessa dalla terra per unità di superficie in una unità di tempo. Si misura in HFU (Heat Flow Unit- unità di flusso di calore). La produzione di calore all’interno della terra è assicurato dal decadimento di isotopi radioattivi presenti soprattutto nel mantello (TORIO 232, URANIO 238 E 235 e il POTASSIO 40). Es. un g di uranio 235  produce 4,34 cal. all’anno. Una considerazione che dobbiamo fare è che con il decadimento la quantità di questi isotopi diminuisce quindi ci immaginiamo che all’inizio della formazione della terra che questo flusso di calore dovesse essere molto maggiore rispetto a quello che è attualmente e anche questo ci fa pensare che anche lo spessore delle zolle (vedi dopo, nella tettonica delle placche) fosse minore rispetto allo spessore attuale. Come avviene la diffusione del calore all’interno del nostro globo terrestre? Dal nucleo al mantello si trasferisce alla crosta e all’atmosfera (anche se il calore che assume l’atmosfera è minore di quello che è fornito dal Sole). Come arriva questo flusso di calore? Il flusso che registriamo in superfice è la conseguenza del fatto che per ristabilire (legge della termodinamica) l’equilibrio termico in un corpo il calore, che è energia, si sposta da zone ad alta temperatura a quelle a bassa temperatura e per faro ciò questo avviene in vari modi, i principali sono CONDUZIONE e CONVEZIONE. Le rocce hanno DIVERSA CONDUCIBILITÀ TERMICA, ovvero l’attitudine che una roccia presenta per trasmettere il calore e viene misurata sul campione, ci sono materiali che sono pessimi trasmettitori di calore, invece ci sono materiali che hanno un’ottima conducibilità. Le rocce di per sé sono pessimi conduttori di calore. Es. una colata di lava per raffreddarsi impiega circa 150 anni. La convenzione è estremamente efficace e rapida per la 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 quindi tende a risalire mentre il materiale più freddo tenderà a scendere. L’INTENSITÀ DI UN MOTO CONVETTIVO DIPENDE DAL COEFFICENDI DI ESPANSIONE TERMICA, CIOÈ QUANTO MATERIALE SI ESPANDE ALL’AUMENTO DELLA TEMPERATURA. (=pentola con acqua sul fuoco). Questo trasporto avviene nel mantello e secondo le teorie interessa solo la parte superiore del mantello (astenosfera). 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 intorno a 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

materiali 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 delle correnti connettive del mantello che fanno risalire il materiale caldo lungo le dorsali, e perché la crosta oceanica è molto più sottile di quella continentale. Per concludere, in dettaglio sulla nostra penisola, il flusso di calore è molto elevato e ci fa capire che la nostra zona non è per niente stabile, ed è interessata a processi geodinamici che fanno si che il calore sia più elevato, superiore a 2 HFU nella zona del mediterraneo, ed è intorno a 3 HFU nella regione vulcanica TOSCO-LAZIALE.

CAMPO MAGNETICO TERRESTRE Che cos’è? La terra produce un campo magnetico che può essere descritto supponendo che al centro della terra ci sia una barra magnetica, inclinata di 11° 30’ rispetto all’asse di rotazione; esso genera linee di forza che escono dal Sud magnetico per rientrare dal Nord magnetico. Il campo influenza gli oggetti magnetici come l’ago di una bussola, che si dispone parallelamente alle linee forza. Essendo inclinato il polo nord magnetico e il polo sud magnetico, e seguono l’andamento di questo dipolo all’interno della terra, succede che i poli geografici non corrispondo al punto dal quale fuoriescono le linee di forza del campo magnetico terrestre. QUINDI I POLI MAGNETICI NON SONO DIAMETRALMENTE OPPOSTI COME QUELLI GEOGRAFICI, ma la loro congiungente passa a circo 1200km dal centro della terra. Come misuro l’intensità del campo magnetico? Lo misuro con il magnetometro, e l’unità di misura è il gauss; sulla superfice terrestre il campo magnetico è circa 0,5 gauss, 20 volte più piccolo di quello di un normale magnete a ferro di cavallo. - declinazione magnetica è l’angolo formato dalla direzione del polo NORD magnetico con la direzione del polo NORD geografico. - Inclinazione magnetica si misura con particolari bussole in cui l’ago è libero di ruotare in un piano verticale. Tenendo presente che l’ago magnetizzato si dispone sempre tangente alle linee di forza del campo, ai poli esso si disporrà verticalmente rispetto alla superfice terrestre (angolo di inclinazione 90°), mentre l’equatore si orienterà parallelamente alla superfice (angolo di inclinazione 0°). Il campo magnetico terrestre, cambia nel tempo. Cambia leggermente, ma cambia in maniera drastica come se si rovesciasse il dipolo, cioè come se il polo Nord attuale diventasse il polo Sud ogni tot intervallo di tempo. L’inclinazione che noi troviamo al polo Nord e al polo Sud si rovescia di 180°, ci sono dei momenti durante il tempo geologico che hanno registrato delle variazioni di 180°, inversione magnetica. Il paleomagnetismo è lo studio della variazione del campo magnetico nel passato, informazione che possono essere ricavate dallo studio delle rocce, in particolare di quelle che contengono minerali ferrosi (magnetiti, ematite). Gli atomi e i minerali se sono sensibili al campo magnetico, si possono orientare secondo la orientazione del campo magnetico a secondo del luogo in cui si trovano. Se i minerali dotati di suscettività magnetica (sensibilità al campo magnetico) e si trovano ad una temperatura superiore al punto di CURIE (=punto al di sopra della quale i minerali si dispongono in una certa maniera e li rimangono) i minerali sono liberi di orientarsi in maniera caotica o seguendo l’orientamento del campo magnetico. A mano a mano che la temperatura diminuisce sotto questo valore e il magma comincia a solidificarsi, gli atomi si orientano secondo la direzione del campo magnetico presente in quel momento, in quel punto e la loro posizione rimane “fossilizzata”, quando la roccia si è

completamente solidificata. In questo modo è possibile ricostruire la storia delle variazioni del campo magnetico della Terra. I primi rilievi geomagnetici dei fondi oceanici risalgono alla seconda guerra mondiale e furono messi in atto dalla Marina statunitense per scopi bellici. I primi rilievi geomagnetici rivelarono una curiosa configurazione a bande parallele del fondo oceanico, con bande intensamente magnetizzate alternate a bande a magnetizzazione più debole. Questa configurazione di anomalie lineari del fondo marino rimase a lungo un enigma interpretativo. Ogni qualche centinaio di migliaia o pochi Milioni di anni accade che i poli magnetici si scambiano reciprocamente le loro posizioni. Si definisce “normale” l’attuale campo magnetico ed “inverso” quello di altre epoche in cui si invertono per l’appunto i poli magnetici. Vine e Matthews (1963) le anomalie magnetiche dei fondi oceanici rappresentano il prodotto della combinazione di due processi geologici distinti: le inversioni di polarità che ha subito il campo magnetico terrestre nel tempo e il meccanismo di accrezione lineare che subisce la crosta oceanica in corrispondenza della dorsale. Il modello prevede che il basalto, raffreddandosi al di sotto del punto di Curie acquisisca magnetizzazione permanente di direzione e verso coincidenti con quello del campo magnetico esistente al momento. Se il campo magnetico inverte la sua polarità, l’espansione dei fondali oceanici genera bande di magnetizzazione normale e inversa parallele e simmetriche rispetto all’asse della dorsale. il paleomagnetismo ci permette di ricostruire la posizione delle masse continentali nel passato, le anomalie magnetiche dei fondi oceanici sono uno strumento per ricostruire la storia dei moti delle placche nel passato geologico: esse forniscono un elemento determinante per ricostruire in maniera quantitativa la cinematica delle placche che è la velocità di separazione dei due limiti della dorsale (equivalente alla velocità di accrezione della crosta). La registrazione delle inversioni magnetiche avviene anche nei sedimenti, in questo caso non parliamo di punto di CURIE, ma immaginiamo di avere particelle ferrose all’interno di sedimenti, che quando viene depositato, compattato e poi cementato e si forma la roccia corrispondente vengono congelate nella loro posizione, posizione che rifle...