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Concetti, assunti e basi della Geologia Stratigrafica

Un pò di numeri per capire quando "collocare" nel nostro passato questi nomi che ogni tanto sentiamo:

Pleistocene superiore o Calabriano da 1.800.000 a 781.000 anni fà
Pleistocene medio da 781.000 a 126.000 anni fà
Pleistocene inferiore o Eemiano da 126.000 a 11.000 anni fà
Paleolitico inferiore, che in Italia va da 1.000.000 a 120.000 anni fà
Paleolitico medio, che va da 120.000 a 45.000 anni fà
Paleolitico superiore, che va da 45.000 a 10.000 anni fà
Il Mesolitico va da 10.000 a 6.000 anni fà
Il Neolitico È l'età della pietra levigata, e va dal 6.000 al 3.500 a.C.

ed in periodi più recenti ..:

1300-500 a.C.: clima secco e molto freddo. Sotto la spinta dei grandi cambiamenti climatici che caratterizzano tale era, si accentua la pressione degli Indoeuropei verso il Medio Oriente, le cui civiltà si sono nel frattempo indebolite forse a seguito di un periodo di persistente siccità. La Mesopotamia, una volta sede dell' "Eden" subisce un rapido processo di desertificazione. Scompaiono le foreste da Libano e Galilea. Le favorevoli condizioni climatiche del bacino mediterraneo favoriscono la nascita della civiltà greca, assira, fenicia.
500 a.C.-400 d.C.: clima mite soprattutto sui paesi mediterranei. Le civiltà romana e greca raggiungono il loro massimo splendore.
400-1200 d.C.: il clima mite, e insieme anche la prosperità si sposta verso l'Europa centro-settentrionale, favorendo le popolazioni "barbare" di tale area (Visigoti, Ostrogoti, Vandali).
Tra 1800 e il 1200 si afferma anche la grande civiltà vichinga. Invece sulla parte centrale del vasto continente asiatico imperversano venti freddissimi e siccità cosicché da tali remote contrade parte la grande migrazione dei popoli mongoli (Unni) verso le miti sponde del Mediterraneo. Poi anche gli Arabi si muoveranno dalle loro aride regioni alla conquista delle più confortevoli e prosperose terre del Mediterraneo.

GLOBAL CHANGE: si tratta di un argomento su cui tutti parlano ma solo i geologi e i meteorologi se ne occupano. Tutte le altre sono solo chiacchiere.

È dal 1700 che si hanno dati storici di glaciazioni mentre il geologo puro non ha limiti temporali a riguardo delle fluttuazioni glaciali che ci possono essere state nella storia del pianeta.

Quindi, queste variazioni climatiche sono usate come scale (anche se tendono ad essere molto ma molto più grossolane di tutte le altre viste finora. Queste scale solo applicabili (quelle di tipo glaciale), essenzialmente al QUATERNARIO.

SCALA CALDO-FREDDO: le calotte glaciali non sono sempre esistite: infatti, probabilmente, nel cretaceo esse non esistevano.

Si calcola che nell’ultima glaciazione il volume totale di H₂O congelato nelle calotte glaciali fosse di circa 43-45 * 10⁶ km³.

Si ricorda che la superficie dei continenti è di circa 180 * 10⁶ km²
Mentre la superficie dei mari è di circa 350 * 10⁶ km².

Di conseguenza, dando un certo valore medio di profondità degli oceani, (valore di circa 2.000-3.000 metri), ottengo i seguenti risultati:

2.000 metri * 350 * 10⁶ km² = 700 km³ (caso A)
3.000 metri * 350 * 10⁶ km² = 1.050 km³(caso B)

Nel caso (A) la glaciazione rappresentava il 5% mentre nel caso (B) era il 6% della massa complessiva d’acqua in superficie del pianeta. Tali valori non sono affatto trascurabili dati i volumi che essi rappresentano. Di conseguenza tutto quel ghiaccio (dato da precipitazioni di acqua evaporata e cioè distillata), provoca un’enorme serie di fluttuazioni/variazioni nel mare e nella terra, (come ad esempio processi isostatici e idrostatici).

GLACIAZIONE QUATERNARIA: è data dall’ultima grande glaciazione pleistocenica. La massima estensione di questa glaciazione è data da una linea che toccava le capitali del nord Europa, (Berlino, Varsavia, Parigi). È anche quella che si conosce meglio (anche se possiede molte stranezze ed anomalie):

Prima del pleistocene non vi era alcuna calotta glaciale, poi essa si instaura e ciò si ripercuote sulla composizione delle acque degli oceani. Tutto questo sarebbe provato dalle grandi crisi (ricostruite) del Messiniano di tipo biologico avvenute nel mar Mediterraneo. In ogni caso si ipotizza che essa sia durata più di 3 milioni di anni e si pensa che sia collegata con l’innesco e la formazione delle calotte polari: si pensa che la durata delle calotte sarà ancora molto lunga (deduzione nata dal confronto con i dati provenienti dalle altre glaciazioni).

Tabella età durata

Glaciazione Permo-Carbonifera³ (P-C) circa 250-300 circa 50

Glaciazione Ordoviciana² (O) circa 440-470 circa 25

Glaciazione EoCambriana (E-T) circa 700-800 > 100

Note:

²: questa è quella di cui si hanno maggiori informazioni perché la calotta era in africa ed era circondata dal mare (motivo che ha permesso di avere maggiori informazioni). Le foto del satellite la confermano (?).

³: ha coinvolto soprattutto l’emisfero sud della Pangea, (soprattutto il sud America), e coà vi sono molte prove della sua esistenza. È dalla durata di questa glaciazione che si è dedotto il fatto che le calotte dovrebbero continuare ad esistere ancora per molto tempo.

Attenzione che gli intervalli di durata delle glaciazioni sono documentati dalla formazione delle calotte e di conseguenza dalle relative evidenze morfologiche e NON dai ghiaccia di montagna. Quindi occorre distinguere molto chiaramente le morene e le tilliti di ambiente di pianura da quelli di altitudine (cioè formatesi a quote diverse da quelle del mare).

Nel cretaceo non sono documentate calotte glaciali anche se sono documentati intervalli più freddi e salta fuori una certa periodicità di circa 30 milioni di anni (ciclicità). Dove non ci sono calotte gli intervalli freddi-caldi vengono datati e ricostruiti con lo studio degli isotopi di O₂. Questa ciclicità di valore è stata evidenziata dai paleontologi attraverso “il ciclo di estinzione preferenziale” (periodo o ciclo di 27 milioni di anni), generando in questo modo un “effetto-causa” e sottolineando il controllo ambientale su un’evoluzione traumatica. In sintesi il controllo ambientale domina i processi a lungo periodo di estinzione.

Un altro aspetto da prendere in considerazione è dato dal fatto che la glaciazione quaternaria è di tipo BIPOLARE (cioè sono presenti 2 calotte), mentre le altre si sono manifestate sulla calotta (ora ben separata) del polo sud. Anche oggigiorno la calotta maggiormente sviluppata è quella del polo sud. Un elemento fortemente condizionante a tutto ciò è dato dalla presenza al polo sud di un continente al contrario del polo nord che non ce l’ha: la presenza di un continente fa da “calamita” per la formazione del ghiaccio.

L’altro problema è dato dalla glaciazione EoCambriana, in quanto essa và di pari passo con la fauna di DIAKARA. (che è sempre associata ai depositi di tilliti precambriane). Questa fauna, in sintesi, è composta da organismi senza scheletro ma alquanto differenti tra di loro. In questa glaciazione si ha una distribuzione areale dei ghiacci (e delle sue tracce) molto vasta: praticamente a livello globale contro le altre che erano praticamente concentrate solo ai poli. Di tutto ciò si danno 2 possibili spiegazioni:

a) effettivamente si trattava di una glaciazione di tipo globale;

b) vi è stata successivamente una frantumazione (a causa della tettonica a placche) del continente “ospite” che è proseguita fino ad oggi;

Attenzione che non occorre un grosso sconvolgimento climatico per avere un periodo glaciale o meno, (massimo una variazione di 5-6 C°). Attualmente ci si trova in uno stadio caldo. Comunque sia è sufficiente avere una variazione di 5-6 C° per avere una glaciazione e quando ciò accade si forma una calotta, e se poi successivamente scompare la variazione dei 5-6 C° non è detto che scompaia anche la calotta in quanto essa (la calotta) ha una sua inerzia. Infatti, non esiste una corrispondenza lineare tra la calotta e le variazioni climatiche e questo perché la calotta possiede una forte ALBEDO e di conseguenza di base essa riflette molto calore che le permette di sopravvivere a lungo anche a fronte di avverse condizioni climatiche.

Tutto ciò lo si può riassumere schematicamente nel seguente modo:

Formazione rapida (della calotta) >>> Distruzione lenta (della calotta)

Nozioni di base sugli elementi e tecniche usate per le datazioni
Posted by Gabriele Ponzoni (gabriele) on 08-11-2006 at 10:22 AM
Geologia Stratigrafica >> Elementi per Datazioni

Carbonio Elemento chimico di simbolo C e numero atomico 6, appartenente al gruppo IVB (o 14) della tavola periodica. È il costituente fondamentale di tutti i composti organici, biologici e non, e riveste quindi un ruolo molto importante nella vita degli organismi viventi.

Proprietà
Il carbonio ha peso atomico 12,01115 ed esiste in natura in tre forme caratterizzate da diversa struttura cristallina: il diamante, in cui ogni atomo è legato ad altri quattro atomi formando un reticolo con struttura tetraedrica; la grafite, in cui gli atomi sono disposti in modo da formare degli esagoni affiancati su piani orizzontali; e il carbonio amorfo, caratterizzato da un basso grado di cristallinità. Queste forme, che si differenziano in molte proprietà fisiche, hanno punti di fusione estremamente alti e, a temperatura ambiente, sono insolubili in tutti i solventi.
Una quarta forma di carbonio naturale è costituita da una intera classe di fullereni, il più famoso dei quali è il buckminsterfullerene.
Il carbonio ha la proprietà unica di combinarsi con se stesso per formare catene di atomi e anelli estremamente complessi. Per questo motivo esiste un numero idealmente infinito di suoi composti, tra cui i più comuni sono quelli che contengono carbonio e idrogeno. I primi composti di carbonio furono identificati in organismi viventi all'inizio del XIX secolo, e da allora lo studio del carbonio costituisce l'importante ramo della chimica noto come chimica organica.
Il carbonio è poco reattivo a temperatura ambiente, ma a temperature elevate reagisce facilmente con molti metalli per formare i carburi, e con l'ossigeno per formare il monossido di carbonio (CO) e il diossido di carbonio, noto anche come anidride carbonica (CO2). Forma inoltre composti con la maggior parte degli elementi non metallici, sebbene alcuni di questi composti, ad esempio il tetracloruro di carbonio (CCl4) debbano essere prodotti indirettamente. Il coke, una forma di carbonio amorfo, è usato per rimuovere l'ossigeno dai minerali formati da ossidi metallici per ottenere il metallo puro.
Diffusione

Sebbene rappresenti solo lo 0,025% della crosta terrestre, il carbonio è piuttosto diffuso in natura, in particolare sotto forma di carbonati. Il diossido di carbonio è un importante costituente dell'atmosfera ed è la fonte di carbonio più importante per gli organismi viventi. Nel processo di fotosintesi, le piante trasformano diossido di carbonio in composti organici complessi, che vengono successivamente utilizzati da altri organismi.
Allo stato amorfo il carbonio si trova, in vari gradi di purezza, nel carbone, nel coke, nel nero di gas e nel nerofumo. Il nero di gas è prodotto bruciando idrocarburi liquidi come il kerosene in difetto d'aria, e raccogliendo il fumo in una camera separata; per lungo tempo è stato usato come pigmento nero negli inchiostri e nelle vernici, ma attualmente è stato sostituito dal nerofumo, composto da particelle più sottili e ottenuto dalla combustione incompleta del gas naturale. Il nerofumo è utilizzato come stucco e come rinforzante nell'industria della gomma.
Applicazioni scientifiche
Oltre alle numerose applicazioni industriali, il carbonio ha importanza anche nel settore scientifico. Nel 1961 l'isotopo più comune, il carbonio-12, fu scelto per sostituire l'ossigeno-16 come standard per i pesi atomici.
Gli isotopi di peso atomico 13 e 14 sono largamente usati come traccianti isotopici nella ricerca biochimica. Il carbonio-14, noto anche come radiocarbonio, è un isotopo radioattivo che viene prodotto in continuazione nell'atmosfera per cattura dei neutroni della radiazione cosmica da parte dei nuclei di azoto; è incorporato in tutti gli organismi viventi e quando questi muoiono, il contenuto di carbonio-14 decresce, con tempo di dimezzamento di circa 5760 anni. L'analisi del rapporto tra carbonio-12 e 14 presente in un organismo rappresenta la base del cosiddetto metodo di datazione al radiocarbonio, che permette la stima dell'età dei fossili e di altri materiali organici.

E più in generale...

Il tasso di decadimento radioattivo è caratteristico di ogni isotopo e non esiste alcuna forza nota in grado di farlo variare. Il tasso di decadimento è espresso come "periodo di dimezzamento" o "semiperiodo" dell'isotopo, il tempo occorrente cioè affinché metà degli isotopi presenti in origine si trasformi nel prodotto finale del decadimento (per esempio, gli isotopi dell'uranio si trasformano in piombo, gli isotopi del carbonio C14 in azoto).
I semiperiodi sono piuttosto variabili, e variano dai 4 miliardi e mezzo dell'isotopo 238 dell'uranio, ai 166 anni di un isotopo del radio, sino ai 26,8 minuti di uno degli isotopi radioattivi del piombo.
Il sistema della datazione delle rocce attraverso lo studio degli isotopi radioattivi di alcuni elementi (o radiodatazione) permette una cronologia geologica così detta "assoluta", in cui l'età viene indicata in migliaia o centinaia di milioni di anni, ad esempio. Una roccia la si può anche datare attribuendola ad un periodo geologico caratterizzato da particolari eventi, per es. una glaciazione, un sollevamento del livello marino, etc (eventi che decretano l'inizio di un’era o periodo geologico, e la fine di un altro). Quest'ultimo sistema si basa in parte sullo studio paleontologico dei fossili e prende il nome di "cronologia relativa".
Ci sono diversi sistemi che permettono lo studio radiometrico delle rocce per la loro datazione assoluta. Ognuno utilizza uno o più determinati isotopi radioattivi, e possono essere utilizzati per periodi geologici differenti. Per esempio i geologi del Quaternario e gli archeologici utilizzano il metodo dell'isotopo radioattivo del carbonio (metodo proposto nel 1940), o carbonio 14 (radiocarbonio). Il C 14 ha un semiperiodo di 5567 con un errore ( in più o in meno) di 30 anni. Il metodo del radiocarbonio si può utilizzare per rocce, terreni ed oggetti di età fino a 30.000-40.000 anni.
Un altro metodo è quello uranio-piombo. Il semiperiodo dell'isotopo radioattivo 238 dell'uranio è di 4,5 miliardi di anni, grosso modo l'età della Terra. L'isotopo U 235 ha un periodo di dimezzamento di 710 milioni di anni. In una roccia la proporzione fra i due isotopi è costante. Il semiperiodo del Torio è di 13,9 miliardi di anni. Questi tre isotopi si trasformano rispettivamente in piombo 206, 207 e 208.
Veniamo al perché il decadimento radioattivo può dare indicazioni sull'invecchiamento della roccia, e quali sono le eccezioni.
E' stato dimostrato sperimentalmente che in un cristallo di minerale di uranio la disintegrazione ha inizio al momento della cristallizzazione. Se questo minerale appartiene ad una roccia magmatica, il tempo che di determina su di esso è quello del raffreddamento e consolidamento del magma. Il minerale può tuttavia appartenere ad un frammento di roccia sedimentaria, ed in questo caso l'età viene falsata, poiché la roccia sedimentaria è evidentemente più giovane del frammento esaminato. In questo
caso l'età determinata si riferisce al frammento, e non alla roccia. In una roccia metamorfica (modificata chimicamente e fisicamente, cioè, a causa di mutate condizioni di pressione e/o temperatura) l'età misurabile è quella del metamorfismo, e non quella della roccia originaria.
Ritornando al metodo del radiocarbonio, è il caso di aggiungere che il C 14 è un isotopo radioattivo del C 12 e si forma nell'alta atmosfera (sino a 15-20 mila metri di quota) a causa delle collisioni della radiazione cosmica coi gas della stratosfera. Si generano in questo modo dei neutroni.
L'aria è composta grosso modo dal 21 % di ossigeno e dal 79% di azoto.
Quando un atomo di azoto (numero atomico 7) cattura un neutrone, diventa instabile e perde un protone, trasformandosi in un atomo con 6 protoni, cioè il carbonio 14, instabile (poichè possiede 8 neutroni anzichè 6 come nel carbonio 12, stabile). Il radiocarbonio si ossida formando anidride carbonica, che insieme a quella formata dal C 12 viene fissata nella materia organica degli esseri viventi. Nei tessuti degli organismi i due isotopi C12 e 14 si trovano nella medesima proporzione nell'atmosfera, ma quando l'organismo muore il carbonio 14 comincia a diminuire per disintegrazione radioattiva, impiegando come abbiamo visto, circa 5567 anni. La radiodatazione con il C 14 quindi indica l'età della morte dell'organismo.
Altri metodi di radiodatazione sono, oltre ai sopradescritti C12-14 e uranio/torio-piombo, i metodi del potassio-argon (scoperto nel 1948) valido per molti tipi di rocce, per età superiori al milione di anni (il potassio radioattivo o K 40 ha un semiperiodo di 1300 milioni di anni; il metodo del rubidio-stronzio: il rubidio 87 decade in stronzio 87 con un semiperiodo di 4,7 miliardi di anni. Questo metodo è indicato ed applicabile senza limitazioni per le rocce più antiche.
Inoltre esistono metodi che si basano sulla misura degli isotopi del'uranio e del radio dei sedimenti dei fondali marini, utili nelle ricerche oceanografiche e di geologia marina.

A partire dagli anni ‘50 numerose scoperte ravvivarono l’interesse per la teoria della deriva dei continenti formulata da Wegener nel 1912. In particolare ebbero un ruolo fondamentale le esplorazioni dei fondali oceanici, avvenute in questo periodo, che permisero di giungere alla elaborazione dell’ipotesi dell’ espansione e del riciclo della crosta oceanica.

LA MAPPATURA DEI FONDALI OCEANICI
Prima del diciannovesimo secolo i fondali oceanici non erano mai stati oggetto di studio, si ipotizzava comunque che fossero piatti e praticamente immutabili nel tempo.
Nel 1885 venne pubblicata, dal tenente della marina americana Matthew Maury, la prima carta batimetrica che rivelava la presenza di una catena montuosa sottomarina nell’Oceano Atlantico (definita "Middle Ground").
L’esistenza di questa catena montuosa fu in seguito confermata dall’attività delle navi che scandagliavano l’Atlantico per installare i cavi telegrafici.
Le immagini del pavimento oceanico divennero molto più precise dopo la Prima Guerra Mondiale quando si incominciò a misurare la profondità dell’oceano utilizzando gli eco-scandagli. Grazie a questi strumenti una misura della profondità dei fondali veniva fornita dal tempo impiegato da un segnale acustico, emesso da una nave, per ritornare al punto di partenza dopo essere rimbalzato sul pavimento dell’oceano. Queste misurazioni rivelarono che la catena montuosa sottomarina, evidenziata dalla prime indagine batimetriche, attraversava l’Oceano Atlantico in modo continuo e con un percorso irregolare.
Nel 1947, i sismologi della nave americana Atlantis scoprirono che lo strato di sedimenti posto sul pavimento dell’Oceano Atlantico era molto più sottile di quanto originariamente si pensava. Gli scienziati avevano prima ritenuto che l’Oceano esistesse da 4 miliardi di anni, quindi lo strato di sedimenti doveva essere molto spesso. Perché c’era invece un così piccolo accumulo di materiale sedimentario roccioso e detritico sul pavimento oceanico? La risposta a questo interrogativo, che venne dopo ulteriori misurazioni, si dimostrò fondamentale per la formulazione del concetto di tettonica delle placche.
Negli anni 50, l’esplorazione dell’Oceano si incrementò ulteriormente. I dati raccolti dalle rilevazioni svolte da molte nazioni condussero alla scoperta che la catena montuosa dell’Oceano si sviluppa attorno a tutta la Terra. Questa immensa catena, che venne definita "Global Mid-Ocean Ridge" (dorsale medio-oceanica), era lunga 50000 chilometri e si estendeva a zig-zag tra i continenti del globo terrestre come le cuciture su un pallone da baseball. Raggiungeva l’altezza di 4500 metri sul pavimento dell’Oceano , superando in altezza tutte le vette degli Stati Uniti ad eccezione del monte McKinley in Alaska (6190 m). Sebbene nascosta al di sotto della superficie dell’Oceano, la "Global Mid-Ocean Ridge" rappresentava, quindi, la caratteristica topografica di maggior rilievo presente sulla superficie del nostro pianeta.

ESPANSIONE DEI FONDALI OCEANICI E RICICLO DELLA CROSTA OCEANICA
Nel 1961, gli scienziati iniziarono ad ipotizzare che la dorsale rappresentasse un punto in cui il fondale oceanico si espandeva attraverso la fuoriuscita di magma. Una conseguenza dell’espansione dei fondali oceanici sarebbe però la continua formazione di crosta ai margini della dorsale oceanica. Questa idea indusse alcuni scienziati a ritenere che l’allontanamento dei continenti potesse essere semplicemente dovuto ad un aumento delle dimensioni della Terra. In realtà questa ipotesi era poco credibile, la maggior parte degli scienziati riteneva che la Terra avesse modificato molto poco le proprie dimensioni dal momento della sua formazione, 4.6 miliardi di anni fa, ad oggi. Nasceva così un nuovo problema: come poteva essere comparsa nuova crosta oceanica dall’origine della Terra ad oggi senza che questa avesse modificato le sue dimensioni? Questo problema interessò particolarmente Harry Hess.
L’ipotesi formulata da Hess era la seguente: se la crosta terrestre si stava espandendo, in corrispondenza della dorsale medio oceanica, in qualche altro punto doveva essere riassorbita. Egli suggerì che la nuova crosta, originatasi a livello della dorsale, si allontanasse dal punto in cui si era formata e, dopo milioni di anni, essa raggiungesse le cosiddette fosse oceaniche: dei canyon molto profondi e stretti posti ai margini dell’Oceano Pacifico. Secondo Hess l’Oceano Atlantico si stava espandendo e il Pacifico restringendo. Mentre la vecchia crosta veniva riassorbita a livello delle fosse oceaniche, nuovo magma veniva eruttato lungo la cresta della dorsale oceanica per formare nuova crosta. Il fondale oceanico in questo modo veniva continuamente riciclato
La teoria di Hess fu in grado di spiegare perché la terra non aumenta le proprie dimensioni nonostante l’espansione dell’Oceano e perché l’accumulo di sedimenti sul fondale oceanico è così limitato. L'ipotesi dell'espansione dei fondali oceanici apparve molto interessante fin dalla sua prima formulazione; mancava però la prova che ne potesse confermare l'attendibilità. Non passò molto tempo, perché un contributo decisivo venne dalle osservazioni paleomagnetiche.
STRIATURA MAGNETICA E INVERSIONI DI POLARITA’
Negli anni ‘50, gli scienziati iniziarono a individuare, sui fondali oceanici, delle strane anomalie magnetiche. In questo tipo di ricerca vennero utilizzati particolari strumenti, definiti magnetometri, già impiegati dagli aerei durante la seconda guerra mondiale per individuare i sottomarini.
La scoperta delle anomalie magnetiche non era del tutto inaspettata perché era noto che il basalto (la roccia vulcanica che costituisce il fondale oceanico), contenendo un gran numero di minerali magnetici, può localmente alterare l’orientamento della bussola. Fin dall’inizio del diciottesimo secolo, i marinai islandesi avevano osservato queste particolari anomalie nell’orientamento dell’ago della bussola.
All’inizio del ventesimo secolo, i paleomagnetisti, tra cui Bernard Brunhes in Francia (nel 1906) e Motonari Matuyama in Giappone (negli anni 20), scoprirono che le rocce, in base alle loro proprietà magnetiche, possono essere suddivise in due gruppi. Un gruppo viene detto a polarità normale ed è caratterizzato da minerali magnetici che hanno la stessa polarità del campo magnetico terrestre attuale. Un altro gruppo invece ha una polarità invertita cioè opposta a quella del campo magnetico terrestre attuale. Infatti i cristalli di magnetite, comportandosi come piccoli magneti, possono allinearsi al campo magnetico terrestre. Quando il magma basaltico si raffredda, per formare la roccia vulcanica solida, la disposizione dei cristalli di magnetite viene bloccata, ed in questo modo registra l’orientamento, ovvero polarità, del campo magnetico terrestre presente al momento del consolidamento.
Man mano che il fondale oceanico veniva mappato, le variazioni magnetiche rivelarono una disposizione regolare: sui due versanti della dorsale medio-oceanica si alternavano bande costituite da rocce con polarità normale (quella del campo magnetico attuale) e bande costituite da rocce con polarità invertita.
Due giovani geologi, Frederick Vine and Drummond Matthews, ed anche Lawrence Morley sospettarono che il "pattern zebrato" non fosse accidentale. Nel 1963, essi ipotizzarono che le bande magnetiche fossero prodotte da ripetute inversioni del campo magnetico terrestre.
Circa nello stesso periodo in cui veniva fatta questa scoperta, si stavano rapidamente sviluppando delle nuove tecniche per determinare l’età geologica delle rocce. Un team di scienziati composto dai geofisici Allan Cox e Richard Doell e dal geochimico Brent Dalrymple, ricostruirono la storia delle inversioni magnetiche degli ultimi 4 milioni di anni usando una tecnica basata sull’utilizzo degli isotopi del potassio e dell’argon. Cox ed i suoi colleghi usarono questo metodo per datare le rocce vulcaniche continentali di tutto il mondo. Essi misurarono anche l’orientazione magnetica di queste rocce utilizzandole per datare la più recenti inversioni del campo magnetico terrestre. Nel 1966, Vine e Matthews (e Morley lavorando indipendentemente) compararono questi risultati con le strisce magnetiche trovate sul fondo oceanico. Assumendo che il fondo oceanico si allontani dalla dorsale di qualche centimetro per anno, essi trovarono che ci fosse un correlazione tra l’età delle inversioni magnetiche della terra ed il pattern a strisce.

In corrispondenza o in prossimità della dorsale le rocce erano molto giovani e diventavano progressivamente più antiche man mano che ci si allontanava dalla dorsale, le rocce più giovani poste in vicinanza della dorsale mostravano la stessa polarità del campo magnetico terrestre attuale. Il fondale oceanico venne, quindi, interpretato come un nastro trasportatore in cui è registrata la storia delle inversioni di polarità del campo magnetico terrestre.
L’interpretazione delle anomalie magnetiche presenti nelle rocce del fondale oceanico, fornita da F. Vine e D. Matthews, diede un forte contributo alla formulazione della teoria dell’espansione dei fondali oceanici. Questa teoria rappresenta l’elemento necessario per giungere alla successiva definizione del modello della "tettonica delle placche".
Un ulteriore prova dell’espansione dei fondali oceanici venne fornita dai mezzi impiegati per la ricerca del petrolio. Infatti negli anni che seguirono la seconda guerra mondiale, le riserve continentali di petrolio si esaurirono rapidamente ed iniziò la ricerca di nuovi giacimenti petroliferi. Per svolgere questa ricerca le compagnie petrolifere realizzarono delle navi attrezzate con sistemi di perforazione molto efficienti in grado di trivellare per chilometri il fondale oceanico e recuperare campioni sotto forma di "carote". Questa particolare attrezzatura fu successivamente applicata alla nave di ricerca Glomar Challenger, appositamente creata per studi di geologia marina. Nel 1968 questa nave iniziò una spedizione (Deep Sea Drilling Project) durante la quale venne perlustrato il fondale oceanico dal Sud America all’Africa recuperando campioni prelevati in località specifiche poste ai due lati della dorsale medio-oceanica. Quando questi campioni furono datati, attraverso l’analisi dei radioisotopi, si ebbe la conferma dell’espansione del fondale oceanico.
Attualmente la Glomar Challenger è stata sostituita da una nave più moderna, la Jodes Resolution che può perforare fondali fino a 8000 m di profondità.

ESPLORAZIONE DEI FONDALI OCEANICI: IL CONTRIBUTO DELLA GLOMAR CHALLENGER E DELLA JOIDER RESOLUTION
Il "Deep Sea Drilling Project" iniziò nel 1966 quando venne stipulato un contratto tra la National Science Foundation e l’Università della California. Dopo un periodo di prova fu scelta la nave che si doveva occupare delle opere di trivellazione del fondale oceanico, la Glomar Challenger, che iniziò la sua attività nel 1968.
La prima missione della nave terminò nel 1972 e fu caratterizzata dal recupero di numerosi campioni di crosta oceanica provenienti dai fondali dell’Atlantico, del Pacifico, dell’Oceano Indiano, del Mar Rosso e del Mediterraneo.
Il progetto si rivelò da subito un successo dal punto di vista scientifico: l’analisi dei campioni prelevati consentì l’individuazione di alcuni giacimenti petroliferi e le perforazioni effettuate lungo la dorsale medio oceanica, tra il Sud America e l’Africa, fornirono le prove definitive della validità della teoria dell’espansione e del riciclo dei fondali oceanici. Una scoperta di notevole importanza realizzata dalla attività della Glomar Challenger fu la dimostrazione che i fondali oceanici si sono formati recentemente, rispetto all’età che si attribuisce alla Terra, poiché risalgono al massimo a 200 milioni di anni fa. Grazie al lavoro di questa nave furono definiti i presupposti necessari alla elaborazione del modello della tettonica a placche.
I campioni di crosta oceanica prelevati dalla Glomar Challenger sono tuttora conservati al Lamont-Doerthy Erth Observatory, alla Columbia University e allo Scripps Institution of Oceanografy. La massima profondità raggiunta dalle trivellazioni fu di 7044 m al di sotto della superficie dell’oceano e la massima penetrazione all’interno del fondale fu di 1741 m.
L’attività della Challenger fornì, inoltre, importanti elementi per lo sviluppo delle tecnologie necessarie al progredire delle opere di trivellazione dei fondali oceanici. Un problema tecnico particolarmente delicato, che venne risolto durante le attività di recupero dei campioni di crosta, fu la sostituzione della parte terminale, ormai usurata, della trivella e il suo reinserimento nello stesso sito di perforazione in cui si trovava. La Glomar Challenger realizzò le sue attività fino al 1983; attualmente alcune parti della nave sono conservate allo Smithsonian Institute.
Nel 1985 la Glomar Challenger fu sostituita dalla più moderna Joider Resolution, nave che già da alcuni anni era impiegata nella identificazione di giacimenti petroliferi e che in questo momento diede inizio al nuovo progetto ricerca scientifica definito Ocean Drilling Program.
Le dimensioni della Joder Resolution sono considerevoli basti pensare che la torre di trivellazione raggiunge 61 m di altezza e l’attrezzatura presente può raggiungere una profondità 8235 m. Inoltre la nave dispone di numerosi laboratori per la conservazione dei campioni prelevati e per la loro analisi chimica, microscopica e paleontologica. E’ presente anche un laboratorio di fisica e paleomagnetismo. Il personale a bordo è formato da 50 tra scienziati e tecnici e 65 membri dell’equipaggio.
Alcuni dati (raccolti tra Gennaio 1985 e Marzo 2001) possono fornire una visione globale dell’intensità del lavoro svolto dalla Joider Resolution:

Trivellazione più profonda: 2111m
Minore profondità a cui è stato realizzato un campionamento: 37.5 m
Maggiore profondità a cui è stato realizzato un campionamento: 5.980 m
Lunghezza totale del materiale prelevato dai fondali: 279.721 m
Numero di siti perlustrati: 593.

MAGNETOMETRI

In passato il campo magnetico terrestre era rilevato con l’impiego di strumenti molto simili all’ago magnetico di Coulomb (costituito da un ago magnetico sospeso nella parte centrale ad un filo). Questo tipo di strumento, impiegato per più di 150 anni, non era in grado di fornire dati precisi ed inoltre era particolarmente delicato tanto da dover essere maneggiato con molta cautela. A partire dalla Seconda Guerra Mondiale vennero introdotti strumenti elettronici, tra cui il cosiddetto "magnetometro fluxgate" che è tuttora in uso ed è basato sulla saturazione di materiali magnetici. Un elettromagnetometro di questo tipo è costituito da una parte centrale in ferro attorno alla quale è avvolto a spirale un filo elettrico. Normalmente i campi magnetici generati dagli atomi di ferro hanno un asse che si orienta casualmente tanto che la loro somma è praticamente uguale a zero. Il passaggio di corrente nel filo elettrico determina però l’allineamento degli assi dei campi magnetici prodotti dagli atomi di ferro che si vanno così a sommare tra loro e al campo generato dal passaggio di corrente rafforzandolo. Questo effetto di potenziamento dovuto alla presenza del ferro ha un limite di saturazione oltre il quale l’incremento del campo magnetico totale è dovuto semplicemente all’eventuale aumento dell’intensità della corrente elettrica che passa attraverso il filo. Se questo strumento è posto all’interno di un campo magnetico esterno, questo tipo di andamento, relativo al raggiungimento della saturazione, è alterato e può essere percepito elettronicamente. Esistono anche altri tipi di magnetometri elettronici, per esempio quelli basati sulle proprietà ottiche dei vapori di alcuni metalli. Un altro magnetometometro è il "proton precession magnetometer" che costituisce la base per la formazione delle immagini prodotte con la tecnica della risonanza magnetica, utilizzata, in campo medico, per osservare organi interni che non possono essere visti con i raggi X. L’impiego dei magnetometri si realizza in molti settori: vengono usati dai satelliti e dagli aerei che tracciano la struttura locale del campo magnetico terrestre, finalizzata, per esempio, alla ricerca di petrolio, mentre negli aeroporti servono a rilevare la presenza di armi e le navi li usano per individuare i sottomarini.

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Nozioni di base sugli elementi e tecniche usate per le datazioni