STRUTTURA DELLA CROSTA STRUTTURA DELLA CROSTA OCEANICA E CONTINENTALEOCEANICA 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. 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.

Crosta continentale: 35 KmCrosta oceanica: 6 Km

Mantello: 2900 Km

Nucleo esterno: 2100 KmNucleo 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 Struttura delle dorsali oceanicheoceaniche

• 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: Dorsali oceaniche: zone di formazione di zone di formazione di

crosta oceanicacrosta 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 subduzione: zone di distruzione di zone di distruzione di

crosta oceanicacrosta 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 abissaliFosse 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 placcheTettonica 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.

• 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.

Fasce di orogenesi e vulcanismo: Fasce di orogenesi e vulcanismo: zone di formazione della crosta continentalezone di formazione della crosta continentale

• 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 Orogenesi per collisione continentale ed accrescimento crostaleaccrescimento 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