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Analogamente in alto mare è trascurabile il termine dipendente da V x 

 •e quelli dipendenti da V 2 V 3 diventano 



— 2nfqwi + 2nfh 



W. = 2*/fe jf - 1 j »i + W* , 



dove il primo termine è negativo. Assumendo come gravità normale la gra- 

 vità nell'interno del continente al livello del mare, e ponendo che anche 

 in alto mare sia U = 0 l'anomalia in alto mare è 



Am g = W, W c = 2*/|| ^~ 2 B B g - (g - 1) ] h. 



Per q = 2,8 e fi.— j essa è negativa ed eguale a — 2,§nfh. In 

 unità assolute (cm., gr., sec.) è /= 6, 67. IO -8 : per h =4000 m. è quindi 

 A<? = — 0,2 : siamo quindi nell'ordine di grandezza delle anomalie real- 

 mente osservate. 



Nel passaggio dal continente all'oceano attraverso la zona costiera, sub- 

 aerea e subacquea, la Ag deve diminuire regolarmente, se la h cresce in 

 modo continuo. Ma a questa variazione dovuta esclusivamente ai moti ver- 

 ticali si aggiunge quella dovuta agli spostamenti orizzontali, rappresentata 

 dall'ultimo termine della (8). Questo termine è nullo sull'asse mediano 

 della zona di sollecitazione, ove qi = q 2 , e si mantiene piccolo in un in- 

 torno abbastanza ampio attorno a quest'asse neutro; ma, quando ci avvici- 

 niamo ai due limiti della zona di perturbazione, può assumere valori assai 

 rilevanti, tendendo teoricamente all' infinito nei limiti stessi. 



L'anomalia che esso determina è negativa sul continente (q x < q 2 ) po- 

 sitiva in mare (q x >• gì) e a sufficiente prossimità dei confini essa prevarrà 

 sull'anomalia indotta dagli spostamenti verticali, determinando un minimo 

 in una zona parallela a quella di massimo sollevamento, un massimo in 

 una zona parallela a quella di massimo sprofondamento. Il primo fatto può 

 dar ragione delle zone di anomalia negativa che seguono le catene montuose ; 

 il secondo può forse dar ragione delle eccezionali anomalie positive delle 

 isole d'alto oceano. 



Il meccanismo generatore di queste anomalie dovute agli scorrimenti 

 orizzontali è di facile comprensione. Sul limite continentale della zona di 

 sollecitazione si inizia lo scorrimento verso il mare, senza afflusso compen- 

 satore dalla terra, e quindi vi è dilatazione ; sul limite oceanico si arresta 

 tale scorrimento, e quindi vi è condensazione. Già Helmert attribuì a scor- 

 rimenti orizzontali le anomalie che non si accordano coli' ipotesi di Prati 



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