Geologia

Materie:Riassunto
Categoria:Scienze
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Testo

Introduzione alla geologia
I materiali della Terra solida
Un elemento è una sostanza che non può essere separata in forme più semplici di materia tramite normali processi chimici. Gli elementi che di trovano nello strato più esterno della Terra sono normalmente combinati chimicamente con altri e solo raramente sono presenti in forma non combinata. Quando ciò accade, si ha un cosiddetto elementi nativo. Due o più elementi chimicamente combinati formano un composto. mentre gli elementi nativi sono costituiti da atomi uguali, i composti sono costituiti da ioni o molecole. Gli elementi che formano un composto sono presenti in proporzioni costanti. Il composto può pertanto essere pertanto indicato da una precisa formula chimica. Un minerale è un corpo solido che si trova allo stato naturale; può essere costituito da un solo elemento o da un composto chimico; deve essersi formato attraverso un processo inorganico; la sua composizione si deve poter esprimere mediante una formula chimica; le particelle che lo costituiscono devono essere disposte spazialmente in modo geometricamente ordinato e ben definito, deve essere cioè un solido cristallino; infine è caratterizzato da specifiche proprietà fisiche che devono avere, almeno entro certi limiti, un valore costante e definito.
Ogni minerale si presenta come un solido dotato di un particolare forma geometrica definita abito cristallino, che dipende dalla struttura del reticolo cristallino, cioè dalla disposizione spaziale delle particelle costituenti. I minerali però non hanno sempre una forma esterna geometricamente regolare perché essa dipende in larga parte dalle condizioni in cui i minerali di formano e dalla possibilità di svilupparsi liberamente nello spazio circostante. Mentre la forma esterna quindi può essere variabile, la struttura del reticolo cristallino deve essere costante. La cella elementare è la più piccola unità tridimensionale che conserva composizione chimica e struttura cristallina tipiche di un dato minerale. I vertici delle celle elementari dei reticoli cristallini, detti anche nodi del reticolo cristallino, possono essere occupati da atomi, ioni o molecole.
Affinché un minerale possa formarsi occorrono due requisiti chimici fondamentali:
1. Le dimensioni delle particelle che si combinano devono essere tali da potere costituire un’impalcatura cristallina stabile. Le dimensioni relative degli ioni determinano la loro disposizione nel reticolo cristallino. A causa della reciproca attrazione gli ioni tendono a disporsi in modo che la loro distanza sia minima. Se ioni positivi e negativi hanno dimensioni molto diverse, intorno allo ione più piccolo (quello positivo) possono trovare posto solo tre ioni negativi di dimensione maggiore. La struttura viene definita con coordinazione a tre. man mano che la differenza tra le dimensioni degli ioni positivi e negativi diminuisce, la coordinazione diventa a quattro, a sei, a otto, e infine a dodici quando le dimensioni dei due ioni sono quasi uguali.
2. Le cariche negative e positive devono bilanciarsi esattamente, affinché la cella elementare sia elettricamente neutra. Se gli ioni di segno opposto non hanno lo stesso numero di cariche, gli ioni con numero di cariche minore sono presenti in quantità maggiore, così da bilanciare esattamente le cariche di segno opposto.
In molti casi la forma dei cristalli è la combinazione di più forme semplici, che hanno in comune la stessa cella elementare.
L’analisi della struttura cristallina può essere effettuata mediante l’impiego dei raggi X, ottenendo una specie di radiografia del cristallo, che in termini scientifici si chiama spettro di diffrazione o diffrattogramma. I raggi X sono una varietà di radiazione elettromagnetica, come la normale luce, ma hanno una lunghezza d’onda estremamente corta e quindi hanno una capacità penetrativa enorme. Quando un fascio di raggi X colpisce un reticolo cristallino, viene diffratto: le radiazioni X sono deviate e diffuse in tutte le direzioni dagli atomi del campione. In base all’angolo di riflessione dei raggi X è possibile determinare la distanza tra i piani reticolari. I vari effetti di interferenza fra le radiazioni provenienti dai diversi atomi producono uno spettro di diffrazione caratteristico per ogni minerale.
Oltre che dalle caratteristiche della cella elementare, ogni minerale è caratterizzato da proprietà fisiche, che sono colore (prima a notarsi; dipende soprattutto dalla composizione chimica), lucentezza, peso specifico (rapporto tra il peso del corpo e il peso di un uguale volume di acqua distillata a 4 °C), durezza (determinata mediante comparazione con la scala di Mohs), sfaldatura (proprietà di rompersi facilmente lungo piani preferenziali di debolezza), temperatura di fusione, suscettibilità magnetica, fluorescenza, fosforescenza, ecc.
Il polimorfismo dei minerali si ha quando due o più minerali hanno identica composizione chimica, ma diversa struttura del reticolo cristallino. Il polimorfismo dipende dalle diverse condizioni ambientali in cui avviene la cristallizzazione della sostanza.
L’isomorfismo è un fenomeno per cui lo stesso reticolo cristallino è mantenuto da minerali con composizione chimica diversa, a causa della intercambiabilità tra ioni di elementi chimici diversi.

La classificazione dei minerali
I componenti solidi della Terra sono le rocce, cioè corpi fisicamente omogenei costituiti da aggregati caratteristici di minerali. Finora sono state scoperte 2000 specie di minerali, ma solo una trentina di essi costituiscono principalmente la crosta terrestre. La classificazione delle rocce è di tipo chimico perché si basa prevalentemente sull’anione che caratterizza il minerale.
Il caso più semplice si ha quando l’anione (ione negativo) è l’ossigeno, che si combina direttamente con cationi metallici (positivi) → ossidi.
E’ però molto frequente il caso in cui l’ossigeno entra prima in combinazione con un altro elemento per formare un anione poliatomico, che poi si lega a sua volta con uno o più cationi metallici. Esistono tre ioni poliatomici importanti: lo ione silicato → silicati; lo ione carbonato → carbonati; lo ione solfato → solfati.
Una minima quantità di minerali ha come anione un elemento diverso dall’ossigeno: lo ione solfuro → solfuri; lo ione cloruro e lo ione fluoruro → aloidi.
La famiglia dei silicati è la più abbondante nelle rocce della Terra. L’unità fondamentale del reticolo cristallino dei silicati è lo ione silicato, formato da uno ione silicio circondato da quattro ioni ossigeno, equidistanti dallo ione silicio. Lo ione silicio ha forma tetraedrica che deriva dalla coordinazione a quattro fra lo ione silicio e i quattro ioni ossigeno.
Il tetraedro dei silicati non è elettricamente neutro. La combinazione di quattro ioni ossigeno (ognuno dei quali con due cariche negative) con uno ione silicio (con quattro cariche positive) lascia il tetraedro con quattro cariche negative in eccesso. per compensare l’eccedenza di cariche negative, il tetraedro si deve legare con ioni positivi o deve mettere in comune i propri ioni ossigeno con altri tetraedri adiacenti.
I silicati sono classificati in base alla disposizione dei tetraedri.
Esistono silicati nei quali i tetraedri non condividono alcun atomo di ossigeno e silicati nei quali i tetraedri condividono tutti e quattro gli atomi di ossigeno.
I silicati quindi sono divisi in sette gruppi principali:
• silicati a tetraedri isolati → nesosilicati
• silicati a tetraedri doppi → sorosilicati
• silicati ad anelli di tetraedri → ciclosilicati
• silicati a catena (inosilicati) singola → pirosseni
• silicati a catena doppia → anfiboli
• silicati a piani → fillosilicati
• silicati con struttura a sviluppo tridimensionale → tettosilicati
I silicati a tetraedri isolati bilanciano tutte le cariche negative in eccesso nello ione silicato mediante la presenza di ioni metallici positivi. Sono noti anche come nesosilicati e sono classificati in base agli ioni positivi presenti. Hanno una struttura molto compatta e una densità elevata. Sono relativamente poco presenti nella crosta terrestre, mentre sono molto abbondanti negli strati più profondi. (olivina)
I silicati a tetraedri doppi sono costituiti da due tetraedri uniti per il vertice: un atomo di ossigeno è condiviso tra due tetraedri adiacenti. Sono noti anche come sorosilicati e non sono molto diffusi nella crosta terrestre. (epidoti)
I silicati ad anelli sono costituiti da anelli di tetraedri sovrapposti come una pila di dischetti. Ogni tetraedro condivide due vertici con i tetraedri dello stesso anello e di conseguenza la forma dei cristalli è sempre prismatica. Sono noti anche come ciclosilicati. (berillo, tormalina)
I silicati a catena sono caratterizzati da una struttura lineare, nella quale i tetraedri sono legati dalla condivisione di due o tre atomi di ossigeno. Sono noti anche come inosilicati e ne esistono due strutture possibili:
1. Ciascun tetraedro condivide due atomi di ossigeno con due tetraedri adiacenti: si forma una catena singola → pirosseni
2. I tetraedri condividono alternativamente due o tre atomi di ossigeno: si forma una catena doppia → anfiboli
I silicati a catena sono caratterizzati da legami molto resistenti all’interno delle catene, mentre i legami tra catene adiacenti sono piuttosto deboli, questi minerali quindi si sfaldano molto facilmente. La più importante differenza tra anfiboli e pirosseni sta nel fatto che gli anfiboli sono idrati, cioè contengono lo ione ossidrile (OH‾). Alcuni inossilicati hanno consistenza fibrosa. (pirosseni → augite; anfiboli → orneblenda)
Nei silicati a piani ciascun tetraedro condivide tre atomi di ossigeno con tre tetraedri adiacenti. Si forma una struttura costituita da una rete piana di tetraedri. La struttura a piani di tetraedri si riflette anche nelle proprietà fisiche dei minerali, che tendono a sfaldarsi in sottili lamine parallele. Sono noti anche come fillosilicati. (miche; metalli argillosi → talco)
I silicati a struttura spaziale sono caratterizzati dalla condivisione di tutti e quattro gli atomi di ossigeno di ciascun tetraedro con altrettanti tetraedri adiacenti. Hanno una struttura tridimensionale in cui ogni atomo di silicio fa da ponte fra due di ossigeno. Sono noti anche come tettosilicati.
Esistono anche silicati a struttura spaziale chiamati feldspati, caratterizzati dalla presenza di ioni metallici. La condivisione dei quattro atomi di ossigeno rende elettricamente neutra la struttura, ma in alcuni tetraedri avviene la sostituzione del silicio con l’alluminio. Il silicio forma quattro legami con i quattro atomi di ossigeno che lo circondano nel tetraedro, l’alluminio ne forma solo tre. Questa situazione rende necessario l’inserimento di ioni positivi per compensare le cariche negative in eccesso. Esistono due tipi di feldspati:
• il feldspato ortoclasio, in cui lo ione metallico è K+
• il feldspato plagioclasio, in cui gli ioni positivi sono Na+ e Ca2+
Regolarità e stabilità della struttura rendono i tettosilicati i minerali di gran lunga più abbondanti della crosta terrestre.
I silicati possono essere distinti in due grandi gruppi per composizione mineralogica, colore e densità.
I silicati mafici presentano un basso rapporto Si/O e di conseguenza una discreta quantità di cationi metallici, sono ricchi di magnesio e ferro, di colore scuro e hanno densità elevata.
I silicati felsici, con un rapporto Si/O più elevato, sono ricchi di silicio e alluminio, hanno colorazione chiara e densità meno elevata.
I minerali non silicati, che formano nel loro complesso circa l’8% dei materiali crostali, sono i carbonati ( calcite e dolomite; si formano principalmente nei processi chimici e biochimici nell’acqua di mare), i solfati e gli aloidi(minerali che precipitano per evaporazione di soluzioni acquose concentrate; solfati → gesso, anidrite; aloidi → salgemma, fluorite, silvite), gli ossidi e idrossidi (minerali in cui un elemento è combinato con l’ossigeno e, a volte, anche con molecole d’acqua; contengono ferro → magnetite, ematite, limonite; tingono di giallo o rosso; il quarzo è chimicamente un ossido, strutturalmente un silicato), i solfuri (composti metallici dello zolfo; pirite, calcopirite, galena, sfalerite, cinabro) e gli elementi nativi (minerali costituiti da un metallo o semimetallo, che si rinvengono in natura allo stato elementare; oro, argento, rame, diamante, grafite).

Il ciclo litogenetico e le rocce magmatiche
Ogni roccia è caratterizzata da una particolare aggregazione di minerali che dipende dal processo di formazione della roccia, il quale però non porta alla completa separazione dei diversi minerali. Il criterio fondamentale per la classificazione delle rocce si basa proprio sul processo di formazione, che sono: il processo magmatico, il processo sedimentario e il processo metamorfico.
La Terra ha una struttura a strati composta da tre gusci che sono, a partire dall’esterno, una sottile crosta, un mantello che si estende fino a quasi metà del raggio terrestre e un nucleo che occupa la sezione più interna del pianeta.
Una massa di minerali allo stato fuso, spesso contente in soluzione anche gas, prende il nome di magma. La composizione del magma, sempre silicatica, può avere una notevole variabilità. All’analisi del magma quindi si preferisce l’analisi della composizione mineralogica delle rocce, cioè dei materiali solidi derivati dalla solidificazione di una certa massa magmatica. La formazione di rocce a seguito della solidificazione del magma fluido è chiamato processo magmatico. Le rocce che hanno avuto questa origine sono dette rocce magmatiche o ignee. Il processo magmatico, che diede origine in tempi remoti alla crosta terrestre, avviene anche attualmente, per esempio nel corso delle eruzioni vulcaniche. Le condizioni ambientali in cui si originano le rocce magmatiche sono caratterizzate da una temperatura piuttosto elevata, di almeno 700 °C
L’azione dell’aria e dell’acqua tende a trasformare e a demolire i minerali delle rocce magmatiche, le quali subiscono un lento ma continuo processo di disgregazione, che produce frammenti. Lo stesso effetto si può ottenere con fenomeni chimico-fisici e per l’azione di organismi. Tutti questi materiali si accumulano e formano le rocce sedimentarie. Minerali e rocce caratteristici di questo processo sono diversi da quelli propri del processo magmatico. Le rocce sedimentarie si formano in condizioni di bassa temperatura e bassa pressione.
Le rocce sedimentarie e magmatiche, a causa di imponenti movimenti crostali, possono essere trasportate in profondità. Qui le rocce incontrano temperature e pressioni molto più elevate di quelle in cui si sono originate. Le rocce stabili in superficie diventano instabili al variare delle condizioni fisiche. Il processo metamorfico consiste nella trasformazione della struttura cristallina a causa dell’aumento della temperatura o della pressione, o di entrambe. Le rocce che subiscono il metamorfismo sono chiamate rocce metamorfiche.
Se la temperatura raggiunge valori superiori al punto di fusione dei minerali, si forma di nuovo magma. Questo processo prende il nome di rifusione.
I processi di formazione delle rocce indicano che i diversi gruppi di rocce possono trasformarsi gli uni negli altri. L’insieme di tutte queste relazioni prende il nome di ciclo litogenetico o ciclo delle rocce, che è un processo che ha avuto inizio con la formazione della Terra solida ed è destinato a continuare finché il pianeta manterrà la propria struttura. Questi processi di trasformazione indicano che la crosta terrestre è in continua evoluzione.
Circa i due terzi della crosta terrestre sono costituiti di rocce magmatiche. Le caratteristiche del processo di raffreddamento del magma hanno grande importanza per la classificazione delle rocce magmatiche. La forma e la disposizione spaziale dei cristalli dei minerali di una roccia ne determinano la struttura.
Un processo lento e graduale porta alla formazione di strutture cristalline ben definite. I processi caratterizzati da lento raffreddamento avvengono all’interno della crosta (dove i gas hanno difficoltà a disperdersi) e le rocce formate in questo modo si chiamano intrusive.
Un processo di raffreddamento che avviene in superficie è invece caratterizzato da un repentino abbassamento della temperatura. I gas si disperdono subito. Il passaggio allo stato solido si verifica bruscamente. I cristalli che si formano sono molto piccoli (microcristalli). I processi di raffreddamento caratterizzati da una brusca diminuzione di temperatura avvengono sulla superficie nel corso dei fenomeni vulcanici. Le rocce magmatiche che si formano in superficie sono chiamate effusive.
Se il processo di raffreddamento è particolarmente veloce, le particelle rimangono disposte disordinatamente come nello stato fluido, non si ha la formazione di strutture cristalline ordinate: la struttura della roccia è vetrosa.
Il principale carattere che permette di suddividere le rocce magmatiche in effusive e intrusive è la dimensione dei cristalli.
Una roccia magmatica intrusiva è caratterizzata da una struttura cristallina a grana grossolana: i vari cristalli sono ben visibili a occhio nudo. (granito, diorite, gabbro)
Una roccia magmatica effusiva possiede invece una struttura microcristallina o vetrosa. In certi campioni di roccia magmatica sono visibili a occhio nudo solo pochi cristalli, chiamati fenocristalli, immersi in una pasta di fondo microcristallina o vetrosa. Una struttura di questo tipi è chiamata porfirica. (riolite, andesite, basalto)
Una roccia effusiva dalle caratteristiche inconsuete è la pomice, che si origina da un magma ricco di gas, solidificandosi prima che il gas abbia potuto fuoriuscire; la sua struttura è ricca di porosità e microporosità ed è così leggera da galleggiare sull’acqua. La struttura porfirica è molto frequente nelle rocce magmatiche che hanno effettuato il processo di solidificazione in prossimità della superficie. Le rocce a struttura porfirica sono dette rocce ipoabissali. (porfidi)
Un altro importante carattere distintivo delle rocce magmatiche è la composizione mineralogica, che è definita dai minerali presenti nella roccia e dalla loro abbondanza in percentuale.
Le rocce magmatiche possono essere suddivise in felsiche (= rocce ricche di feldspato e silice) e mafiche (= rocce ricche di ferro e magnesio). Il criterio è basato sulla prevalenza di minerali dell’uno o dell’altro tipo e sul contenuto in silice. Rocce contenenti percentuali in silice molto basse, in quanto composte soltanto da minerali mafici, sono chiamate ultrafemiche. La densità delle rocce mafiche è maggiore di quella della felsiche; le felsiche hanno una colorazione prevalentemente chiara, mentre le mafiche scura.
L’origine dei magmi e dei plutoni
Un corpo all’interno della Terra è sottoposto a una pressione litostatica, proporzionale al peso dei materiali che gravano su di esso e quindi proporzionale alla profondità.
Rocce calde, che in superficie sarebbero fluide, in profondità rimangono allo stato solido perché sottoposte a forti pressioni. Se si verifica un locale aumento di temperatura, una massa rocciosa si dilata e subisce una spinta verso l’alto a causa della presenza di rocce circostanti più fredde e dense. La massa rocciosa si sposta in zone in cui la pressione diventa via via minore. Quando i valori di pressione scendono sotto un certo limite, le rocce cominciano a fondere e originano il magma. La fusione è facilitata dalla presenza di acqua.
Il luogo di origine del magma è di solito il mantello (profondità tra 8-70 km).
Una massa magmatica, una volta originatasi, può rimanere per tempi molto lunghi dove si è formata, se si trova in equilibrio litostatico con le rocce circostanti. Se però si verifica un aumento di temperatura del magma o una diminuzione della pressione litostatica, la massa si sposta verso la superficie.
Un liquido scorre meglio se ha bassa viscosità, la quale presenta valori molto variabili: essa cresce al diminuire della temperatura ma, a parità di temperatura, dipende dalla composizione chimica del magma (la presenza di acqua rende i magma più fluidi).
I magmi sono tanto più viscosi quanto maggiore è il loro contenuto in silicio, ossigeno e alluminio. Gli attriti sono maggiori nei magmi felsici. Mentre i magmi mafici hanno bassa viscosità e scorrono velocemente.
I magmi viscosi si muovono con difficoltà e solidificano più velocemente.
Esistono rocce intrusive ed effusive con composizione mineralogica molto diversa tra loro. Ci sono due diversi meccanismi che danno origine alle diverse varietà di rocce magmatiche: la fusione parziale e la cristallizzazione frazionata.
La fusione parziale di parti del mantello e della crosta origina rispettivamente magmi mafici e magmi felsici. La causa della fusione parziale è la diversa temperatura di fusione dei minerali che formano le rocce della crosta e del mantello. Anche la pressione e la presenza di acqua sono fattori che influenzano notevolmente la temperatura di fusione dei minerali delle rocce.
La cristallizzazione frazionata è un processo che avviene nei magmi on lenta risalita. Nel corso della risalita il magma può subire un frazionamento, cambiare composizione e originare magmi diversi.
Questo processo si verifica perché i minerali del magma hanno diversi punti di solidificazione, variabili a seconda della pressione e della presenza di acqua e di elementi volatili.
Ogni magma cristallizza gradualmente in un intervallo relativamente ampio di temperatura, nel quale coesistono minerali solidi e materiale fuso. Durante questa fase di coesistenza, i cristalli reagiscono con il fuso. All’abbassarsi della temperatura, i minerali di prima formazione fondono nuovamente e se ne formano altri, in equilibrio alla nuova temperatura. il processo continua con successivi riassorbimenti e solidificazioni fino alla temperatura di solidificazione di tutti i minerali.
Sono note due serie di reazioni, denominate serie di Bowen, che si verificano durante la solidificazione di un magma:
• la serie discontinua: così detta perché da un minerale si passa a un altro diverso in modo repentino
• la serie continua: dove si ottiene con passaggi graduali un plagioclasio sempre più ricco in sodio a partire da uno ricco in calcio
I minerali che si formano per primi nel magma che si raffredda sono quelli mafici nella serie discontinua e i plagioclasi calcici in quella continua. Ciò determina la permanenza allo stato fluido di un magma sempre più felsico e ricco in sodio man mano che il processo di formazione dei cristalli solidi va avanti.
Durante il periodo di coesistenza della fase solida con quella fusa, particolari fenomeni geologici e fisici possono determinare la separazione dei cristalli dal fuso. In questi casi il materiali già solido forma una roccia con composizione diversa rispetto al magma di partenza, come anche il fluido residuo. La separazione può avvenire per:
• frazionamento per gravità: un accumulo verso il basso dei cristalli più pesanti; se si ripete più volte porta a una stratificazione di rocce ultramafiche in basso, mafiche al centro e felsiche in alto
• compressione: il fluido viene iniettato dentro a delle fratture e lascia sul posto i cristalli
• mescolamento di magmi di diversa provenienza e origine
Gli ammassi di rocce intrusive si formano in profondità per solidificazione del magma e sono circondati da rocce di altri tipi. I fenomeni erosivi che si attuano in superficie possono mettere a nudo i corpi intrusivi. Molto spesso la messa a nudo delle rocce intrusive è facilitata dal sollevamento delle montagne. Le rocce che affiorano si sono originate prima all’interno della crosta, a chilometri di profondità, in condizioni di temperatura e pressione completamente diverse da quelle in cui si trovano in superficie. Lo studio delle rocce intrusive è indispensabile per comprendere la storia e l’evoluzione delle catene montuose.
I corpi magmatici consolidati nel sottosuolo sono detto plutoni.
I batoliti sono plutoni di grosse dimensioni, che costituiscono una sorta di zoccolo delle aree continentali.
Nel caso di dimensioni minori si chiamano ammassi o masse satelliti.
I batoliti si formano in situ per progressiva granitizzazione delle rocce circostanti a seguito del processo di anatessi (dal greco anatemi = fusione). Questo termine indica il processo in cui le rocce sono sottoposte a una fusione parziale per azione dei gas e delle soluzioni ad altissima temperatura in risalita dalle parti più profonde della crosta.
Le rocce che derivano da questo processo sono dette graniti anatettici.
L’anatessi spiega la grande abbondanza di rocce granitiche.
Plutoni di piccole dimensioni possono formarsi in prossimità della superficie, intrudendosi nelle rocce circostanti in modo concorde o discorde.
Nel primo caso l’intrusione può avvenire per separazione degli strati già presenti o per inarcamento delle rocce sovrastanti, e si ottengono filoni-strato (di forma tubolare e di spessore variabile da qualche centimetro a centinaia di metri; si distinguono da una normale colata lavica per le maggiori dimensioni dei cristalli, dovute a una lenta solidificazione nel sottosuolo, e gli effetti termici sulle rocce con cui sono a contatto) o laccoliti (sono convessi verso l’alto, inarcano le rocce sovrastanti e assumono la forma di un fungo; Colli Euganei).
Nel secondo caso si creano filoni, o dicchi, (sono tabulari e tagliano secondo vari angoli la stratificazione delle rocce incassanti; si intrudono lungo fessure aperte dalla pressione dell’iniezione magmatica o nelle fratture che si verificano in zone in via di sprofondamento; lo spesso varia da pochi centimetri a parecchie decine di metri).
Le rocce magmatiche che costituiscono la crosta terrestre sono in prevalenza il granito, roccia felsica intrusiva, e il basalto, roccia mafica effusiva. Tra le rocce felsiche quindi sono dominanti quelle intrusive, mentre tra le rocce mafiche quelle effusive. Ma ciò è una pura coincidenza. I magmi felsici hanno origine nella crosta, quelli mafici nel mantello. Nel caso dei magmi felsici e mafici la pressione influisce sulla temperatura di fusione in modo opposto: il magma granitico solidifica avvicinandosi alla superficie, mentre quello basaltico raggiunge la superficie allo stato fluido. I magmi granitici possono formarsi per anatessi di rocce crostali.
I vulcani
Un magma in condizioni di minore densità rispetto alle rocce circostanti risale all’interno del mantello e durante la risalita costituisce grandi corpi a forma di goccia, i diapiri magmatici. Durante la risalita l’azione del magma sulle rocce incassanti determina una tipica attività sismica. I terremoti associa al movimento del magma sono detti tremori. Giunti in prossimità della superficie, i diapiri tendono a fermarsi per un periodo di tempo più o meno lungo. Lo spazio da loro occupato costituisce la cosiddetta camera magmatica, detta anche serbatoio magmatico (situato in genere a 2-10 km sottoterra). Nella camera magmatica esistono condizioni di equilibrio citostatico, e quando questo equilibrio viene alterato si ha l’eruzione vulcanica.
Il magma può salire in superficie a seguito della iniezione nella camera magmatica di nuovo magma proveniente dagli strati profondi. Più frequentemente però la causa è un’altra: ogni magma è caratterizzato da un certo contenuto di gas e quando la pressione citostatica esercitata sul magma diminuisce, diminuisce anche la solubilità dei gas. I gas sfuggendo al liquido si separano, si accumulano nella parte superiore della camera ed esercitano una spinta sulle rocce sovrastanti. Quando la spinta supera un certo limite, provoca la frantumazione delle rocce e la creazione di un varco verso l’esterno: il camino vulcanico. Questo è un evento esplosivo.
I gas sono responsabili anche del trasporto in superficie del magma.
Il magma emesso in superficie è chiamato lava. La differenza tra magma e lava consiste nel fatto che la lava è quasi completamente priva dei gas che erano contenuti nel magma.
L’attività vulcanica può manifestarsi con modalità assai diverse, che dipendono essenzialmente dalla quantità dei gas presenti nel magma e dalla sua percentuale in silice. La presenza dei gas favorisce l’attività esplosiva. L’abbondanza di silice rende il magma viscoso, poco mobile e quindi, in presenza di gas, favorisce anch’essa le esplosioni; con minore presenza di gas i magmi viscosi determinano la formazione di prodotti semisolidi che fuoriescono dall’edificio vulcanico e prendono il nome di estrusioni. Altri prodotti semisolidi possono insinuarsi nelle fratture delle rocce, formando protusioni. La scarsità di gas e il minore contenuto in silice favoriscono invece le colate laviche fluide, senza esplosioni.
La fuoriuscita di magma viscoso, accompagnata da violente esplosioni, prende il nome di attività esplosiva ed è tipica di lave riolitiche ricche in gas.
I frammenti, o clasti, eiettati sono detti piroclasti e le rocce che ne derivano piroclastiti. I frammenti più piccoli sono chiamati ceneri; all’aumentare delle dimensioni si hanno lapilli, bombe e blocchi.
Polveri e ceneri vulcaniche possono essere trasportate a grandissime distanze.
Si distinguono tre tipi principali di depositi piroclastici, che derivano da tre differenti meccanismi di deposizione:
1. caduta gravitativa; 2. colata piroclastica; 3. ondata basale.
La caduta gravitativa è il meccanismo di deposizione proprio dei piroclasti (ceneri, cristalli, frammenti vetrosi e blocchi) lanciati in alto, che successivamente ricadono a varie distanza dal centro eruttivo.
Le ceneri più fini possono raggiungere gli strati alti dell’atmosfera e fare più volte il giro della Terra. Le polveri vulcaniche emesse in seguito a grandi esplosioni determinano anche una diminuzione dell’insolazione sulla Terra.
I depositi piroclastici che si formano dalla compattazione e trasformazione in roccia dei frammenti più fini sono dette cineriti. All’aumentare della dimensione dei detriti seguono poi i tufi vulcanici e le brecce vulcaniche.
Se cristalli, frammenti vetrosi e ceneri finiscono in acqua (generalmente mari), possono essere rielaborati da onde e correnti o addirittura mischiarsi con altri sedimenti e formare le tufiti.
Le colate piroclastiche derivano dal movimento verso valle di materiale piroclastico altamente concentrato, in cui una certa proporzione di gas presente tra i frammenti agisce da lubrificante.
Tipiche colate piroclastiche sono le nubi ardenti, che sono un fenomeno del tutto particolare, legato e esplosioni con forte emissione di gas. Si tratta di “valanghe”, pericolosissime per la vita umana, in cui ceneri, lapilli e altri frammenti incandescenti, emulsionati con i gas che li sostengono, a volte salgono verso l’alto, ma spesso fluiscono lungo i fianchi del vulcano a grandissima velocità.
Quando si depositano, i prodotti solidi di una nube ardente sono ancora incandescenti, spesse volte molli, per cui si saldano assieme e si compattano con matrice vetrosa a formare le cosiddette ignimbriti.
Un altro fenomeno associato a eventi esplosivi è quello delle colate di fango o lahar, che sono flussi di materiale incoerente formato da frammenti di piccole dimensioni che, reso fluido dall’acqua, si riversa verso valle.
Le ondate basali sono flussi molto diluiti di gas e materiale piroclastico che si espandono radialmente e “raso terra” dal condotto vulcanico, in modo simile all’ondata basale che si origina durante le esplosioni atomiche.
L’ondata basale si verifica spesso quando le acque sotterranee entrano nel condotto vulcanico e talvolta fino alla camera magmatica. In questi casi la grande quantità di vapore determina un velocissimo aumento di pressione e quindi l’esplosione di parte o di tutto l’edificio vulcanico. Questo fenomeno è simile allo scoppio di una caldaia a vapore e prende il nome di esplosione freatomagmatica, in quanto provocato dall’acqua sotterranea.
La fuoriuscita di lava molto fluida in assenza di fenomeni esplosivi, prende il nome di attività effusiva ed è tipica delle lave basaltiche.
Le lave si distinguono in base forme particolari delle superfici e a strutture interne dipendenti dalla loro genesi. Ci sono:
• lave scoriacee: dalla superficie accidentata e irregolare; originate da magma ricco di gas
• lave a corda o a budella: originate da magma povero di gas; sulla superficie della lava si forma una pellicola consolidata, ma sotto la pellicola la lava continua a fluire e deforma la pellicola superficiale stessa
• lave a blocchi: se la lava è assai viscosa, la parte superficiale della colata può suddividersi a blocchi isolati che la corrente trascina in superficie
• lave a cuscini: formate da eruzioni subacquee dove il magma a contatto con l’acqua consolida rapidamente formando una specie di pellicola, all’interno della quale continua ad accumularsi magma: si formano così delle specie di palloncini pieni di lava che si ammassano uno sull’altro
• lave autoclastiche: avvengono quando il raffreddamento è così rapido da provocare un consolidamento allo stato vetroso e un’autoesplosione con sminuzzamento della colata; questo tipo di colate assumono l’aspetto di una breccia o di una sabbia di minuscolo pezzetti vetrosi, detta ialoclastite.
Le eruzioni centrali si verificano quando il magma fuoriesce da sorgenti puntiformi dopo essere salito attraverso il camino vulcanico. Esse danno luogo alla forma vulcanica più conosciuta, il cono.
Tuttavia esistono diversi tipi di edifici vulcanici:
• vulcani a scudo: originati da colate laviche di tipo basaltico, molto fluide; vulcani con pendii poco ripidi
• cupola di ristagno: accumulo a forma di focaccia formato da lava felsica (molto viscosa) che quindi non riesce a uscire dal cratere
• coni di scorie: originati da eruzioni centrali esplosive; sono assai ripidi; si possono formare in pochi giorni e di solito sono di limitate dimensioni
• strato-vulcano o cono composto: formato da strati alternati di lava e piroclasti emessi a intermittenza dal vulcano stesso
• coni avventizi: sono coni vulcanici formati su lati di altri vulcani già esistenti e di originano quando il vulcano principale diventa troppo alto o quando il camino centrale è ostruito e quindi la lava è costretta a fuoriuscire di lato
• caldere: grandi depressioni, occupate spesso da un lago o dal mare, che si formano per esplosione (caldere di esplosione) o collasso (caldere di sprofondamento) di un vulcano
• diatrema: è il riempimento di un camino vulcanico
• maar: rilievi anulari dovuti a esplosioni freatomagmatiche e spesso occupati da laghetti sub circolari; sono spesso associati ai diatremi
Nelle eruzioni lineari o fessurali i prodotti vulcanici escono da lunghe e strette fratture della crosta terrestre.
Se la lava è basaltica, essendo molto fluida, si espande e inonda vastissime regioni. Le colate laviche. impilandosi eruzione dopo eruzione, originano i plateau basaltici, sorta di tavolati o altipiani dello spessore di qualche chilometro ed estesi per centinaia di migliaia di km. Imponenti eruzioni fessurali di basalti si verificano continuamente lungo gli assi centrali degli oceani..
Quando il magma è felsico, invece di lava, dalle fratture escono nubi ardenti e si formano in questo modo estesi accumuli di ignimbriti definiti plateau ignimbritici.
I gas vulcanici sono studiati dai vulcanologi direttamente all’interno dei crateri. Il loro studio riveste grande interesse scientifico, poiché proprio da essi si originarono, nei tempi primordiali, sia l’atmosfera che gli oceani.
Le quantità di gas che si liberano durante un’esplosione sono enormi.
Le ultime fasi dell’attività vulcanica consistono in emissioni di gas e vapori e in manifestazioni idrotermali. Il vapore acqueo emesso è in parte di origine magmatica, in parte di origine meteorica. Può infatti accadere che le acque circolanti nel sottosuolo scendano in profondità lungo fratture e di surriscaldino, o per normale incremento termico o perché si avvicinano a un magma sotterraneo. Tali acque, vaporizzate, possono risalire e dar luogo a sorgenti termali, geyser, soffioni e fumarole.
I geyser emettono alti getti d’acqua a intervalli regolari. il fenomeno si verifica in presenza di una camera magmatica poco profonda che riscalda acque di falda.
Fumarole e soffioni sono invece dovuti alla emissione di gas di tipo vulcanico da fratture del terreno. I getti di vapore e gas sono meno forti nel caso delle fumarole o più violenti nel caso dei soffioni.
I vulcani della Terra non sono distribuiti a caso: la maggioranza di essi è allineata a formare lunghe fasce, che percorrono spesso i bordi dei continenti.
Le rocce sedimentarie
Le rocce che si sono formate in condizioni fisiche e chimiche diverse da quelle della superficie terrestre sono instabili quando si trovano a contatto con l’atmosfera. Nelle nuove condizioni i minerali si alterano chimicamente, le rocce si disgregano e formano detriti di dimensioni molto varie. Le acque dei fiumi e dei mari, il vento e i ghiacciai trasportano i detriti e li accumulano nelle depressioni della superficie terrestre. I detriti depositati prendono il nome di sedimenti sciolti.
I sedimenti si accumulano nel tempo gli uni sugli altri, fino a formare gruppi di grande spessore. La pressione dei materiali sovrastanti provoca l’espulsione dell’acqua che circola tra i sedimenti sciolti e la progressiva compattazione del materiale.
L’acqua negli interstizi dei sedimenti contiene sostanze disciolte, che consolidano maggiormente i materiali sedimentari. La cementazione è uno dei processi più importanti della formazione delle rocce sedimentarie e consiste nell’introduzione di nuova materia minerale nei pori di un sedimento.
Contemporaneamente alla compattazione e alla cementazione si verificano reazioni chimiche tra i minerali costituenti il sedimento e tra i minerali del sedimento e i fluidi circolanti.
I processi descritti agiscono per tempi lunghissimi, dell’ordine di milioni di anni. Il sedimento sciolto si trasforma gradualmente in vera e propria roccia dura e compatta. L’insieme dei processi chimico-fisici che trasformano i sedimenti sciolti in rocce sedimentarie compatte prende il nome di diagenesi.
La deposizione dei sedimenti non avviene con velocità costante. Per questo motivo gli accumuli di rocce sedimentarie sono generalmente costituiti da strati, i quali possono avere spessore molto variabile.
All’interno degli strati si possono a volte distinguere ulteriori unità molto sottili chiamate lamine: la loro formazione è dovuta all’azione del vento o dell’acqua che hanno trasportato il sedimento.
Le rocce sedimentarie contengono anche altri minerali, oltre ai silicati: tra i più importanti vi sono i minerali carbonatici, i quali hanno avuto un’origine del tutto differente, successiva alla formazione della crosta terrestre.
Rocce costituite da almeno il 50% di minerali carbonatici sono dette rocce carbonatiche. Dal punto di vista mineralogico le rocce carbonatiche presentano una grande varietà di composizione: i minerali come calcite e dolomite, formano rocce come calcare e dolomia.
I principali produttori di carbonati sono gli organismi (i gusci dei molluschi, gli scheletri esterni dei coralli e quelli interni dei ricci di mare).
Le ooliti sono palline ovoidali, con diametri varianti da 0,2 a 1 mm, costituite da un piccolo nucleo circondato da varie lamelle concentriche; sono generalmente marine, ma in certi casi si trovano pure in laghi, grotte e suoli calcarei. I sedimenti oolitici si formano prevalentemente in zone tropicali, dove acque sono particolarmente agitate, perché qui il carbonato di calcio, che si trova in soluzione nell’acqua marina, precipita attorno ai nuclei in movimento sotto forma di sottili pellicole concentriche.
Le rocce sedimentarie sono normalmente classificate, a seconda dei processi che le hanno formate, in rocce clastiche, organogene e chimiche.
Le rocce clastiche, dette anche detritiche, sono formate da frammenti di rocce preesistenti.
La classificazione delle rocce clastiche e dei sedimenti sciolti si basa primariamente sulle dimensioni dei frammenti:
DIMENSIONI
in mm
FORMA
SEDIMENTO SCIOLTO
ROCCIA COMPATTA
AREE DI ACCUMULO
x > 2
arrotondata
ghiaia
conglomerato
coste rocciose, spiagge, base di pareti montuose, parte pedemontana delle pianure
angolosa
pietrisco
breccia
2 < x < 0,06
sabbia
arenaria
0,06< x 32
blocchi
brecce vulcaniche
cadono prima e più vicino al cratere
32 < x < 4
lapilli
tufi a lapilli
4 < x < 0,25
cenere grossolana
tufo
x < 0,25
cenere
cinerite (prodotta per diagenesi)
la cenere trasportata dal vento può fare anche più volte il giro della Terra
E’ possibile classificare ulteriormente le rocce in base alla loro composizione mineralogica, e in questo caso vengono utilizzati i termini usati per le rocce magmatiche effusive.
Le rocce organogene sono costituite da frammenti provenienti da resti dello scheletro o dai prodotti dell’attività degli organismi, che con il passare del tempo si accumulano nei bacini sedimentari e attraverso un processo di diagenesi diventano vere rocce:
• fanghi diagenizzati nei fondali marini originano rocce come calcari pelagici (carbonatiche), radiolariti e diatomiti (silicee)
• le spongoliti sono costituite da depositi di spicole di spugne che possono essere sia calcaree sia silicee
• i peloidi (dall’inglese pellet = pallina) sono granuletti sub sferici di fango carbonatico con dimensioni variabili da qualche decina di micron ad alcuni millimetri
• le stromatoliti sono costituite da sottili straterelli variamente ondulati, a volte formanti vere e proprie strutture colonnari, e sono il prodotto dell’attività di colonie di alghe azzurre che estraggono carbonato di calcio dall’acqua
Sono rocce organogene anche il guano, formato dall’accumulo di escrementi di uccelli marini, e i carboni fossili, derivati da resti vegetali sottoposti a diagenesi, e che sono noti anche come combustibili fossili.
Durante la diagenesi queste sostanze vegetali perdono gradualmente l’idrogeno, l’ossigeno e l’azoto. Il materiale residuo si va progressivamente arricchendo in carbonio. Per questo motivo più il carbonio è antico, migliore è il suo potere calorifico e maggiore è il suo valore. SI distinguono quattro varietà di carbone a contenuto di carbonio crescente: torba → lignite → litantrace → antracite.
Il processo di arricchimento può andare anche più avanti fino alla formazione di grafite o di diamanti, minerali costituiti di solo carbonio.
Possono essere considerate un tipo particolare di rocce organogene gli idrocarburi, sostanze che derivano dalla decomposizione dei resti di organismi in assenza di ossigeno. Essi si accumulano nelle rocce porose e si presentano in forma solida, liquida o aeriforme, rispettivamente come bitume, petrolio e gas naturale, i quali possono formare veri e propri giacimenti.
Le rocce chimiche si formano in bacini sedimentari marini o continentali in cui si verificano particolari fenomeni chimici. Esse si formano per:
• mescolamento di acque fluviali con acque marine → si formano sali insolubili che si depositano sul fondo
• cambiamenti di temperatura che provocano l’evaporazione anche parziale dell’acqua→ evaporiti (calcite, gesso, salgemma, silvite)
• processi chimici di alterazione → rocce residuali: rocce chimiche a tutti gli effetti in cui i minerali residui sono principalmente ossidi e idrossidi di ferro e di alluminio; le lateriti sono composte da entrambi i componenti; la bauxite solo da ossidi e idrossidi di alluminio
I sedimenti silicei sono quasi interamente di origine biogenica.
Una della più comuni rocce silicee è la selce: roccia estremamente compatta e dura, composta quasi interamente da cristalli di quarzo talora microscopici.
Alle rocce silicee vengono dati vari nomi, a seconda delle impurezze e del colore: si chiamano disapri le selci rosse e ftaniti quelle grigie o nere. L’opale è composto da silice amorfa.

Le rocce metamorfiche
Le rocce magmatiche e sedimentarie, quando sono surriscaldate o compresse all’interno della Terra, possono trasformarsi lentamente in altre rocce, dette rocce metamorfiche.
Il metamorfismo è l’adeguamento della struttura e della composizione di una roccia a condizioni diverse da quelle nelle quali si è formata. Perché si possa parlare di metamorfismo, occorre che il processo avvenga allo stato solido, altrimenti si ha la formazione di magma.
La fusione parziale di una roccia in seguito a un processo metamorfico particolarmente intenso e prolungato determina fenomeni di anatessi.
Le temperature tipiche del processo metamorfico sono intermedie tra quelle della formazione delle rocce sedimentarie e quelle del processo magmatico, mentre le pressioni sono molto variabili.
I processi metamorfici sono divisi in tre tipi:
• metamorfismo regionale (o termodinamometamorfismo), dovuto all’azione sia della temperatura, sia della pressione;
• metamorfismo di contatto (o termometamorfismo), dovuto all’azione prevalente della temperatura;
• metamorfismo cataclastico (o metamorfismo di frizione), dovuto all’azione prevalente della pressione.
Il grado metamorfico esprime l’intensità delle azioni, principalmente quella della temperatura, alle quali è stata sottoposta la roccia durante le trasformazioni metamorfiche. Si distinguono metamorfismi di bassissimo, basso, medio, alto e altissimo grado.
Rocce di origine e composizione anche diversa, ma sottoposte alle stesse condizioni metamorfiche, sono comprese in una medesima facies metamorfica. La facies (dal latino = aspetto) indica un insieme di caratteristiche che consentono di risalire alle condizioni ambientali di formazione di una roccia. Ogni facies è caratterizzata dalla presenza di uno i più minerali tipici.
Il metamorfismo regionale è il processo metamorfico sicuramente più importante, sia per i grandi volumi di roccia interessati, sia per l’ampiezza di trasformazioni provocate; interessa rocce che sono trasportate a profondità maggiori rispetto alla posizione originaria.
Rocce con la stessa composizione mineralogica di partenza e che abbiano subìto trasformazioni sempre più accentuate formano una serie metamorfica. Filladi, micascisti e gneiss formano in ordine crescente di grado una serie metamorfica delle argilliti e delle arenarie. Roccia metamorfiche di basso grado tipiche del metamorfismo regionale sono l’ardesia (derivata dalle argilliti) e le quarziti (derivate da arenarie ricche in quarzo). Le rocce carbonatiche e le marne danno origine a una serie di rocce note come calcescisti.
Il metamorfismo di contatto è l’effetto termico prodotto sulle rocce circostanti dal magma o dalla lava incandescenti che sottopongono a “cottura” le rocce circostanti senza provocarne la fusione.
Le rocce che derivano da processi metamorfici di contatto sono chiamate genericamente cornubianiti. Da rocce carbonatiche sottoposte a metamorfismo di contatto deriva il marmo.
Le rocce interessate al metamorfismo cataclastico sono situate in prossimità della superficie. L’aumento della pressione non può pertanto derivare dal peso delle formazioni rocciose sovrastanti. Le rocce che subiscono metamorfismo cataclastico sono sottoposte a forze di compressione, dovute a movimenti della crosta terrestre, che spingono grandi masse rocciose le une contro le altre.
Si verifica metamorfismo cataclastico anche quando le rocce scorrono le une sulle altre. In questi casi si produce una frizione che causa lo sbriciolamento dei materiali rocciosi, i quali vengono poi compattati e metamorfosati dalla pressione e anche dal calore che si libera localmente a causa del forte attrito.
Il grado di metamorfismo della rocce cataclastiche dipende dalla intensità della pressione. Dapprima di hanno frantumazioni della roccia originaria fino alla formazione di frammenti a spigoli vivi: rocce cataclastiche. Quando le fatturazione interessano i cristalli o i granuli dei minerali si ottengono le cataclasiti. In certi casi si formano nuovi minerali di dimensioni maggiori, detti “occhi”: miloniti. Quando tutti i cristalli hanno assunto dimensioni submicroscopiche, si parla di ultramiloniti.
Quando il metamorfismo di una roccia non è molto spinto, sono ancora visibili tracce della struttura originaria. All’aumentare delle trasformazioni metamorfiche, le tracce della struttura originale svaniscono.
Nel metamorfismo di contatto si formano strutture non orientate: la roccia presenta cioè una disposizione e una forma dei cristalli senza una direzione preferenziale di sviluppo. (marmi)
Nel metamorfismo regionale la temperatura determina ricristallizzazione e la pressione la formazione di strutture orientate. Le strutture più note di questo processo sono:
• la scistosità: tipo di struttura in cui sono bene evidenti, spesso anche a occhio nudo, piani o bande, più o meno contorti; si riconosce perché si svolge su piani non paralleli a quelli di stratificazione, che presentano numerosi accavallamenti e distorsioni
• struttura occhiadina: caratterizzata da grossi cristalli, i cosiddetti “occhi” immersi in una pasta di fondo di cristalli molto più piccoli
• clivaggio: struttura simile alla scistosità, ma costituita da un sistema di piani di fatturazione paralleli e molto sottili, trasversali alla originaria stratificazione sedimentaria
• foliazione: facilmente riconoscibile a occhio nudo, è costituita da una alternanza di bande con scistosità e di bande contenenti cristalli granulari non orientati nella stessa roccia
Nel metamorfismo cataclastico la struttura tipica è dovuta alla frantumazione dei cristalli. Quando la frantumazione è parziale, si parla di struttura cataclastica; quando è completa, di struttura milonitica.
Molti minerali si formano solo in condizioni di temperatura e pressione ben determinate. La loro presenza è rivelatrice del tipo di metamorfismo che ha interessato la roccia. Questi minerali sono chiamati minerali indice.
I minerali indice sono testimoni dell’ultima trasformazione metamorfica di una roccia. Se l’ultimo evento metamorfico si è verificato a temperatura e pressione inferiori rispetto alle trasformazioni precedenti, i minerali indice si riequilibrano e formano minerali tipici di un grado di metamorfismo più basso. Il fenomeno prende il nome di metamorfismo retrogrado.
I terremoti
Il terremoto è una vibrazione del terreno prodotta dalla rottura di grosse masse di roccia situate nel sottosuolo. La sismologia è la branca della geofisica che li studia: si basa sulle onde sismiche che transitano nel sottosuolo, ovvero le vibrazioni generate dai terremoti stessi. Ciò permette di studiare l’interno del pianeta Terra.
Il terremoto è provocato dallo scorrimento di masse rocciose in corrispondenza di una faglia, ovvero una frattura scomposta della crosta terrestre. In corrispondenza di una faglia, quindi, i due blocchi rocciosi separati hanno un movimento reciproco. I materiali sono sottoposti a deformazioni (compressioni o stiramenti) che dipendono dalle caratteristiche del materiale stesso:
• Comportamento plastico: applicando una forza, il materiale subisce una deformazione permanente, che si mantiene anche quando la forza cessa di essere applicata;
• Comportamento elastico: applicando una forza, il materiale subisce una deformazione proporzionale alla forza stessa, e cessata l’applicazione, recupera la forma originaria;
Quando un blocco crostale è sottoposto a sforzi (trazione o flessione), si comporta elasticamente: si deforma lentamente, accumulando nel contempo energia elastica. Continuando lo sforzo, l’energia accumulata supera il punto critico detto carico di rottura, provocando la spaccatura improvvisa delle rocce. L’energia accumulata si libera sotto forma di intense vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni.
- Ipocentro: è il luogo dove ha origine il terremoto;
- Epicentro: è la sua proiezione sulla superficie terrestre.
Esaurito il sisma, incomincia ad accumularsi nuova energia: i terremoti sono quindi fenomeni ciclici, hanno perciò un periodo di ritorno condizionato dalle caratteristiche geologiche del suolo e dalle forze che vi partecipano. Più ravvicinati sono i terremoti, minore è l’energia elastica accumulata.
L’energia che si libera durante un terremoto si diffonde per le rocce circostanti sotto forma di onde sismiche. Si possono propagare due tipi di onde tra loro indipendenti:
1. Onde longitudinali = si propagano per compressioni e dilatazioni successive, provocando variazioni di volume. Le particelle vibrano in direzione della propagazione;
2. Onde trasversali = le vibrazioni delle particelle avviene in piani perpendicolari alla direzione di propagazione.
Si possono distinguere le onde sismiche anche secondo un’altra differente classificazione:
1. Onde prime (P) = sono le più veloci, arrivano per prime agli strumenti che li rilevano.
Si identificano nelle onde longitudinali;
2. Onde seconde (S) = pur partendo contemporaneamente alle onde P dall’ipocentro, arrivano con un ritardo proporzionale alla distanza percorsa.
Si identificano nelle onde trasversali;
3. Onde lunghe (L) = sono relativamente lente, hanno la massima ampiezza: proprio per ciò (massima ampiezza = massima oscillazione) provocano i danni maggiori.
Si propagano solo sulla superficie terrestre. Si originano dall’epicentro.
La velocità dipende parzialmente dalla densità di materiale e dal suo coefficiente di elasticità; se si propagano nei mari profondi, danno origine ai maremoti.
Le onde sismiche sono registrate da appositi strumenti, i sismografi. Il sismografo rivela il passaggio dell’onda, la registra e ne produce un grafico del movimento, detto sismogramma.
I terremoti si caratterizzano per due fattori: energia e intensità.
• Energia: è l’energia rilasciata dal terremoto. Si misura in magnitudo (M), grandezza indirettamente legata ad essa, dipendente dalla ampiezza della traccia prodotta sul sismogramma, comparata con quella di un terremoto strandard. La scala di riferimento è la Richter, scala logaritmica in base 10;
• Intensità: è la misura degli effetti degli effetti del sisma, l’intensità dello scuotimento del terreno. La scala di riferimento è la Mercalli, che distingue 12 diversi gradi. È poco attendibile come scala perché basata su elementi in parte soggettivi, come la valutazione degli effetti del sisma.
La rivelazione dell’intensità permette di ricavare le isosisme, aree nelle quali il terremoto si è manifestato con uguale intensità, riflettendo la natura geologica della zona interessata.
L’interno della Terra
La conoscenza diretta dell’interno della Terra è limitata ai soli strati superficiali. E’ solo attraverso metodi indiretti che può essere studiata la struttura profonda della Terra.
Lo strumento fondamentale per la conoscenza dell’interno del pianeta è la sismologia: lo studio della propagazione delle onde sismiche fornisce informazioni sulle caratteristiche dei materiali che le onde attraversano. Oltre alla sismologia si usano anche altre discipline quali petrologia e geochimica.
I geofisici hanno supposto che la Terra non sia costituita da un solo tipo di materiale, ma da sostanze con diversa densità che, per azione della forza gravitativa siano distribuiti in strati: i materiali pesanti più vicini al centro, quelli più leggeri vicino alla superficie. Questa è la differenziazione gravitativa.
Come tutti i tipi di onde, anche quelle sismiche, passando da un materiale a un altro, subiscono un cambiamento di velocità, una rifrazione e in alcuni casi anche la riflessione. Dalle variazioni di velocità delle onde sismiche provocate da terremoti o da esplosioni atomiche è possibile risalire alla tipologia delle rocce che formano l’interno della Terra.
Le onde P, longitudinali, si propagano nei solidi e nei fluidi. Le onde S, trasversali, si propagano solo nei solidi. I cambiamenti di velocità delle onde P e S segnalano variazioni di temperatura e pressione, oppure variazioni di composizione chimica o ancora variazioni di stato di aggregazione, liquido o solido.
Nel 1909 il geofisico serbo Andija Mohorovicic capì che certe caratteristiche dei sismogrammi potevano essere interpretate asumendo un struttura stratificata della Terra.
La Terra è un corpo sferico con diversi strati al suo interno. Tranne pochi casi, il passaggio da uno strato all’altro no né netto e definito. Si registrano per lo più modificazioni graduali. Solo in corrispondenza di tre livello di profondità si hanno passaggi ben distinti, salti repentini nella composizione chimica o nello stato fisico di aggregazione. Queste sono chiamate superfici di discontinuità.
La prima superficie di discontinuità è chiamata discontinuità di Mohorovicic (o Moho) e si trova a circa 30 Km si profondità. La velocità delle onde sismiche aumenta bruscamente. Sotto i continenti la Moho è molto più profonda rispetto agli oceani. La parte della Terra che si trova sopra la Moho è denominata crosta.
Sotto la crosta si trova il mantello, che si estende fino alla 2.900 km, dove si trova la discontinuità di Gutenberg. Qui le onde P diminuiscono bruscamente di velocità, mentre le onde S non si propagano oltre.
Sotto la discontinuità di Gutenberg c’è la parte più interna del pianeta, il nucleo. La discontinuità di Lehmann si trova a circa 5.100 km di profondità e suddivide il nucleo in due strati, il nucleo esterno e il nucleo interno. In questa discontinuità c’è un aumento della velocità delle onde P.
La crosta corrisponde circa allo 0,5% della massa del pianeta e all’1,4% del volume.
Per lo studio della composizione della crosta i geofisici si sono basati anche su osservazioni effettuate in laboratorio. La composizione dei diversi strati della crosta è stata dedotta associando a ciascuno strato la roccia in cui le onde sismiche si propagano con velocità più prossima a quella rilevata sperimentalmente.
La crosta dei continenti è costituita prevalentemente di rocce granitiche sovrapposte a uno strato di gabbri. La crosta dei fondali oceanici è invece formata da uno strato di basalto che sovrasta uno di gabbro.
La crosta continentale ha una composizione piuttosto eterogenea ed è difficile rappresentarla con uno schema valido per tutte le località.
La costa oceanica è più uniforme di quella continentale.
Il mantello costituisce il 67% della massa della Terra e l’82,4% del suo volume ed è presumibilmente costituito da peridotite, una roccia ultramafica più rigida e più densa del gabbro e del basalto.
In base alle modificazioni fisico-chimiche della peridotite, i geofisici suddividono il mantello in due parti. Fino a 700 km si individua il mantello superiore. Oltre e fino alla discontinuità di Gutenberg si ha il mantello inferiore.
Il mantello si estende da poco al di sotto della superficie fin quasi a metà del raggio terrestre. In questo elevato spessore si verificano variazioni quantitativamente rilevanti di pressione e temperatura. Si tratta di variazioni che determinano una ulteriore stratificazione interna al mantello. Le stratificazioni del mantello sono state ricostruite utilizzando principalmente i dati relativi al comportamento delle onde S. Queste onde, dopo un aumento di velocità nella crosta inferiore e nel mantello superiore, mostrano una diminuzione di velocità nell’attraversamento di uno strato chiamato strato a bassa velocità. Il rallentamento delle onde è spiegato ipotizzando una fusione parziale della peridotite.
La massa del nucleo corrisponde al 32,5% della massa della Terra, mentre il suo volume corrisponde al 16,2% del totale.
La presenza della discontinuità di Gutenberg è evidenziata dal comportamento delle onde sismiche che, come i raggi luminosi, subiscono deviazioni nel passare attraverso materiali di diversa densità. Se la densità del materiale varia progressivamente con la profondità, le traiettorie sono curve. Quando le onde incontrano obliquamente le superfici che separano mezzi di densità differente, esse subiscono rifrazioni e riflessioni.
L’esistenza di una fascia della superficie, situata tra 11.000 e 16.000 km dall’epicentro, che non è raggiunta direttamente dalle onde P è chiamata zona d’ombra. Le onde S hanno una zona d’ombra ancora più ampia.
La presenza delle zone d’ombra fa capire che le onde S non penetrano nel nucleo terrestre e che le onde P diminuiscono sensibilmente la propria velocità e sono rifratte quando penetrano nel nucleo. Possiamo pertanto dedurre che il nucleo esterno deve trovarsi allo stato fuso.
Un’ipotesi molto accreditata attribuisce al nucleo una composizione a base di ferro, probabilmente mescolato con silicio e con altri metalli come il nichel.
Il nucleo è diviso in due parti dalla discontinuità di Lehmann. Il comportamento delle onde ci fa capire che il nucleo interno si comporta in modo rigido ed elastico, come un solido.
La suddivisione della Terra in crosta, mantello e nucleo è in relazione a evidenti differenze di composizione. esiste però un altro criterio di suddivisione che si basa sullo stato fisico dei materiali. In base a questo criterio si distinguono: litosfera, astenosfera, mesosfera e nucleo.
La litosfera (dal greco lithos = pietra) è il guscio superficiale mobile, rigido ed elastico della Terra. Nella litosfera sono compresi i continenti, i fondali oceanici e la parte esterna del mantello. Caratterizzata da efficiente propagazione e alta velocità delle onde sismiche, la litosfera è spessa circa 70 km sotto i bacini oceanici e 110-130 km sotto i continenti.
La litosfera ricopre uno strato più “molle”, a comportamento plastico, detto astenosfera (dal greco asthenòs = debole), in cui le rocce si troverebbero allo stato parzialmente fuso. Questo strato, in cui le onde sismiche subiscono un forte rallentamento, corrisponde allo strato a bassa velocità.
L’astenosfera termina a una profondità di circa 200 km, quando le rocce diventano di nuovo completamente solide.
La parte sottostante l’astenosfera è detta mesosfera (dal greco mésos = medio). Fino al nucleo terrestre, che inizia a 2.900 km di profondità, non ci sono rilevanti cambiamenti in composizione; la densità delle rocce e la velocità delle onde sismiche aumentano all’aumentare della pressione.
La diversa densità e il diverso spessore dei due tipi di crosta determinano una differente condizione di equilibrio gravitazionale rispetto al mantello. Questa condizione di equilibrio prende il nome di isostasia.
I blocchi di crosta continentale, meno densi e più spessi, sporgono maggiormente dal mantello rispetto alla linea di galleggiamento. La situazione può essere paragonata al galleggiamento di una serie di iceberg.
Quando una catena montuosa viene spianata dall’erosione, per poter mantenere l’equilibrio isostatico il limite inferiore della crosta, la Moho, deve alzarsi. Contemporaneamente, dove si accumula il materiale eroso, il sovraccarico deve essere a sua volta compensato con un abbassamento della Moho.
Da quanto detto, quindi, l’isostasia non è altro che il principio di Archimede applicato alle masse rocciose.

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