STRUTTURA DELLA CROSTA OCEANICA E CONTINENTALE

Prerequisiti: conoscenza di minerali e rocce; conoscenza della struttura della Terra. Obiettivi cognitivi: Conoscenza della struttura e della dinamica di crosta oceanica e continentale. Obiettivi metacognitivi: relazione struttura-funzione. Contenuti: crosta oceanica e continentale: struttura e dinamica. cenni di tettonica delle placche. Tempi: 3 ore lezione con ausilio di sussidi audiovisivi, 1 ora di verifica.

Crosta continentale: 35 Km Crosta oceanica: 6 Km Crosta. E’ la parte più esterna del pianeta, paragonabile ad un involucro rigido e sottile. E’ separata dal mantello da una superficie di discontinuità, detta Moho. Mantello. E’ più denso della crosta. Se ne distinguono 2 strati: mantello superiore e mantello inferiore. Nucleo. E’ la parte più interna della Terra e può essere paragonato ad un cuore rovente ricco di Ferro e Nichel. Mantello: 2900 Km Nucleo esterno: 2100 Km Nucleo interno: 1370 Km

La litosfera è formata dalla crosta terrestre più la parte superiore del mantello. L’astenosfera è for-mato dalla zona di mantello parzialmente fuso.

Ci sono 2 tipi di crosta: oceanica e continentale. La crosta continentale è più spessa di quella oceanica. Le rocce della crosta continentale sono di ogni età (fino a 4 miliardi di anni fa). Le rocce della crosta oceanica non sono più antiche di 190 milioni di anni. La struttura delle rocce oceaniche è molto regolare: un modesto spessore di sedimento (detto strato 1), un grosso strato di rocce effusive basaltiche (strato 2) ed un terzo strato di gabbro (rocce basaltiche intrusive). La crosta continentale presenta strutture assai diverse: rocce sedimentarie, magmatiche e metamorfiche. Le strutture della crosta continentale ed oceanica non sono stabili. L’orogenesi, che si verifica nella crosta continentale, ha portato alla formazione delle catene montuose, fino a delle strutture stabili come gli scudi e i tavolati a volte riuniti a formare i cratoni.

La crosta continentale, per gravità, affonda più o meno nel mantello. Densità della crosta = 2,7-3,0 g/cm3 Densità del mantello = 3,3-5,6 g/cm3 Avendo densità minore, la crosta galleggia sul mantello. La crosta tende a raggiungere una posizione di equilibrio con il galleggiamento (isostasia o aggiustamento isostatico). La spinta di galleggiamento è dovuta alla spinta di Archimede. Una catena montuosa può restare sollevata perché è sostenuta da “radici”, fatte di materiale crostale leggero. A mano a mano che l’erosione alleggerisce la catena e si riduce la spinta dal basso, la discontinuità di Moho si risolleva fino a raggiungere il valore medio che ora ritroviamo sotto gli scudi ed i tavolati.

Struttura delle dorsali oceaniche Sul fondo degli oceani c’è un sistema di dorsali montuose sommerse. Sono fasce di crosta oceanica che possono sporgere dal mare (Islanda, Isole Azzorre). La cresta delle dorsali è solcata longitudinalmente da rift valley. Tale depressione è limitata sui due lati da scalinate di ripide pareti, che corrispondono ad un sistema di faglie. Il flusso di calore lungo l’asse delle dorsali è molto elevato e lungo le spaccature che delimitano le rift valley, dal mantello risale magma basaltico che solidifica in superficie. In queste zone si verificano numerosi terremoti.

Dorsali oceaniche: zone di formazione di crosta oceanica Sotto la crosta oceanica, in prossimità delle dorsali, c’è un flusso ascendente di materiale fuso. Poiché questo è meno denso dei materiali circostanti, tende a “galleggiare” rispetto ad essi e ciò spiega la posizione leggermente soprelevata delle dorsali oceaniche (aggiustamento isostatico). Il materiale magmatico che arriva in superficie si espande dividendosi in rami che si allontanano in direzioni opposte rispetto alla dorsale. I fianchi della dorsale pertanto si allontanano a partire dalla rift valley. Poi si aprono nuove faglie dalle quali fuoriesce materiale che ripete il fenomeno suddetto. I fondali oceanici si accrescono; questo movimento non riguarda solo la crosta , ma tutta la litosfera

Zone di subduzione: zone di distruzione di crosta oceanica La litosfera, trascinata dai movimenti del mantello, si allontana dalla dorsale, si raffredda, diviene più pesante e si abbassa di quota formando il pavimento delle piane abissali. Ad una certa distanza dalle dorsali, il materiale del mantello, ormai divenuto freddo e pesante, tende a ridiscendere. La sovrastante litosfera segue tale movimento, si flette verso il basso, si immerge nel mantello (subduzione) e viene da questo assimilata. La subduzione produce grandi quantità di magma che risale alimentando gli archi magmatici.

Fosse abissali Le fosse abissali sono depressioni lunghe migliaia di Km e strette. Sono sede di intensa attività sismica e vulcanica di tipo esplosivo. Sono zone di subduzione.

Tettonica delle placche La litosfera è suddivisa in placche. Esse possono essere costituite da sola litosfera oceanica, da oceanica e continentale o solo da continentale. Ogni placca è delimitata da margini che possono essere costruttivi (dorsali oceaniche), distruttivi (fosse oceaniche) o conservativi (faglie trasformi). Le placche sono in stretto contatto reciproco senza lasciare spazi vuoti. Le placche si muovono le une rispetto alle altre in corrispondenza dei margini, che sono tipicamente sede di intensa attività sismica e vulcanica.

Fasce di orogenesi e vulcanismo: zone di formazione della crosta continentale I blocchi continentali vengono traslati e/o ruotati lungo la superficie terrestre dal movimento delle placche. Se una placca continentale finisce a ridosso di una fossa oceanica, la crosta continentale si arresta, mentre la crosta oceanica va incontro a subduzione. Ciò è dovuto al fatto che la litosfera continentale è meno densa di quella oceanica e tende a galleggiare su di essa.

Il margine continentale, per frizione con la crosta oceanica che subduce, si deforma e si solleva in catene montuose (orogenesi). Di queste entrano a far parte anche i sedimenti superficiali della crosta oceanica, che si saldano al margine continentale, accrescendolo. I magmi, che si formano per fusione della litosfera in subduzione, risalgono e raggiungono il margine della placca continentale dando origine a vulcanismo esplosivo.

Orogenesi per collisione continentale ed accrescimento crostale Se la placca in subduzione comprende un continente, l’oceano si chiude ed il continente arriva alla fossa. I due margini entrano in collisione dando origine a catene montuose (orogenesi per collisione continentale). Es. catena dell’Himalaya Se una placca oceanica in subduzione comprende anche frammenti di crosta, questi, giunti nella zona di subduzione, si accavallano contro il margine del continente e vengono strappati dalla placca oceanica in corso di sprofondamento (orogenesi per accrescimento crostale). Es. cordigliera nordamericana