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SCIENZE DELLA TERRA
Lezione 1
Scienze della terra è l’insieme delle discipline scientifiche che affrontano lo studio del pianeta Terra. Questo è un pianete del sistema solare, un raggruppamento di corpi celesti che risentono dell’attrazione gravitazionale esercitata dal sole e un equilibrio tra le forze esercitate dai pianeti. La Terra è circondata da atmosfera gassosa (N, O, Ar e vapore acqueo), ha acqua nei tre strati permettendo la vita; ha una superficie ricoperta da materiali che formano il REGOLITE originatosi dalle interazioni di processi chimici, fisici, biologici. La Geodesia è la scienza che si occupa della determinazione della forma e delle dimensioni della Terra che non è piatta. La prima misurazione fu effettuata da Eratostene da Cirene, il quale sapeva che il 21 giugno, giorno del solstizio d’estate, a Syene il sole culminava allo Zenith. Ad Alessandria nello stesso momento formava un angolo rispetto all’orizzontale. Se si accetta che il sole sia molto distante dalla terra essa corrisponde all’angolo con vertice il centro e i lati passano per Syene e Alessandria. La distanza tra le due città è 7,2° che corrisponde all’1/50 della circonferenza terrestre pari a 250 mila stadi. La rappresentazione della Terra è approssimativamente come una sfera. Il GEOIDE è una superficie equipotenziale del campo gravitazionale. La superficie di riferimento è l’ellissoide a rotazione terrestre generata dalla rotazione di un ellisse intorno all’asse di rotazione terrestre. La rotazione per forza centrifuga produce uno schiacciamento ai poli e rigonfiamento delle zone prossime all’equatore. Il “The World Geodetic System” è un ellissoide geocentrico che approssima globalmente il geoide utilizzabile nello stesso modo per tutta la superficie. L’ellissoide può essere considerato formato da PARALLELI e MERIDIANI: i primi sono delle circonferenze parallele all’equatore, i secondi sono semiellissi perpendicolari all’equatore. La LATITUDINE è l’angolo formato dalla normale all’ellissoide nel punto P con il piano equatoriale; può essere nord e sud e variare da 0° a 90°. La LONGITUDINE è l’angolo diedro formato dal piano meridiano passante per il punto P e il piano meridiano scelto come riferimento, può essere est o ovest e variare da 0° a 180°. La posizione sulla terra è determinata fornendo il valore del parallelo e del meridiano. Per conoscere il parallelo si deve conoscere la latitudine geografica, questo angolo è positivo se si trova tra equatore e polo nord, negativo se è tra l’equatore e il polo sud. Il meridiano è individuato dalla longitudine: l’angolo formato tra il piano contenente il meridiano passante per il punto e il piano per il meridiano assunto come origine passante per Greenwich.
LEZ 2 – LA TERRA
La struttura e la composizione del pianeta sono conosciuti indirettamente. Il raggio misura 6374 km. Nel 1970 in Russia fu scavato il pozzo più profondo (12226 km) detto Kola. La sismologia studia la propagazione delle onde sismiche tramite informazioni indirette ma precise sulle caratteristiche dei materiali che le onde attraversano. La variazione nella velocità delle onde sismiche dipendono dalle caratteristiche del mezzo attraversato. Esistono 4 tipi diversi di onde: onde P, S, L, R. Nel 1909 Mohorovicic capì che le brusche variazioni di velocità dipendevano da una struttura stratificata diversa dalla Terra. Le traiettorie delle onde sismiche sono curve, quindi la densità dei materiali cambia; la velocità di propagazione aumenta con la profondità, quindi verso l’intero aumenta la densità dei materiali; a notevole profondità la velocità cambia bruscamente quindi si ha un cambiamento delle densità dei materiali. I passaggi bruschi avvengono in 3 casi in prossimità di superfici di discontinuità. Dalla crosta terrestre
- A 30 km si ha la discontinuità di MOHO
- A 2900 km si ha la discontinuità di GUTEMBERG
- A 5100 km si ha la discontinuità di LEHMANN Il NUCLEO si trova al di sotto della discontinuità di Gutemberg, è una lega metallica di ferro e nichel. Si divide in nucleo esterno e nucleo interno: quello esterno è liquido e per questo non è attraversato da onde S; invece, quello interno è solido a causa delle fortissime pressioni. Il MANTELLO si trova tra le discontinuità di Gutemberg e Mohorovicic, è composto principalmente da peridotiti (olivina 60%, clinopirosseno 15%, ortopirosseno 25%). In base alle modifiche chimico fisiche
(aumento di pressione e temperatura) della peridotite si distingue mantello superiore e inferiore. Quello superiore è fino a 700 km di profondità, quello inferiore è da 700 km di profondità fino alla discontinuità di Gutemberg. L’elevato spessore di 2900 km presenta variazioni significati di pressione e temperatura con la profondità:
- Tra 70-200 km si ha una diminuzione delle onde S, è presente uno strato a bassa velocità (astenosfera); si ha un rallentamento delle onde spiegato con la fusione parziale della peridotite
- Tra 450-700 km si ha un aumento delle onde S, quindi si ha un cambio di fase dell’olivina e una compattazione di atomi a causa del carico litostatico.
- Dai 700 km si ha un aumento delle onde S fino alla discontinuità di Gutemberg e poi il passaggio al mantello inferiore. La CROSTA si trova tra la discontinuità di Moho e la superficie topografica; si divide in crosta oceanica e crosta continentale. Quella oceanica ha uno spessore di 6-8 km; quella continentale ha una profondità variabile e spessore medio di 40 km. Secondo il modello reologico, ovvero la suddivisione in base allo stato fisico dei materiali:
- LITOSFERA (rigido) = crosta (continenti e fondali oceanici) + parte esterna del mantello
- ASTENOSFERA è lo strato più debole (plastico) parzialmente fuso, sorgente di magma basico
- MESOSFERA procede alla base dell’astenosfera fino alla discontinuità di Gutemberg, si ha un aumento graduale della velocità e un aumento di densità con la pressione.
LEZ 3 – CALORE E MAGNETISMO
Il calore interno ha una duplice origine:
- Calore primordiale legato all’immagazzinamento di energia durante la formazione della terra avvenuta 4,7 miliardi di anni fa, alla bassa conducibilità termica, alla conservazione del calore
- Aumento di temperatura per radiazioni emesse da isotopi radioattivi in decadimento; si ha la conseguente fusione del ferro e migrazione verso il nucleo con liberazione di energia gravitazionale sotto forma di calore. La misura del calore terrestre avviene tramite il GRADIENTE GEOTERMICO, ovvero l’aumento di temperatura in °C ogni 100 m di profondità. Il gradiente è estremamente variabile. Le anomalie geotermiche sono indipendenti dal calore. Il gradiente è il numero di metri che bisogna scendere per avere un aumento di T di 1°. Utilizzando il gradiente geotermico in maniera lineare si ha 70.000° alla base del mantello, però procedendo in questo modo la terra sarebbe completamente fusa. Sapendo che le onde S si propagano nel mantello, che è allo stato solido, la temperatura del mantello non può superare quello di fusione dei materiali che lo compongono. La geoterma è la curva che rappresenta la distribuzione della temperatura interna della terra in funzione della profondità. La temperatura di fusione aumenta con un gradiente maggiore rispetto a quello geotermico. Solo al passaggio da litosfera ad astenosfera e da mantello inferiore a nucleo esterno le due curve si invertono: in queste zone il gradiente geotermico supera quello della temperatura di fusione e la materia fonde parzialmente (come l’astenosfera) o totalmente (come il nucleo esterno). Il FLUSSO DI CALORE è la quantità di energia che sfugge dalla terra per unità di area e di tempo, si misura di mW/m² (milliwatt su m²); è il prodotto del gradiente geotermico per la conducibilità termica locale chiamata HFU (Heat Flow Unit) perché la terra è formata da materiali conduttori. Si ha un flusso maggiore nell’oceano Pacifico, Atlantico e Indiano; invece, si ha un flusso inferiore nei continenti. Quindi dipende dal gradiente termico locale e dalla conducibilità locale. Nei continenti si ha 1 HFU in aree stabili geologicamente, vecchie e inattive, oppure 2 HFU in regioni tettonicamente attive, vulcaniche e con spessore di litosfera ridotto. Negli oceani il flusso è maggiore di 2 HFU lungo le dorsali oceaniche e tende a diminuire allontanandosi da esse. Esiste un flusso di calore perché si sposta da corpi più caldi a quelli più freddi perché la terra tende all’equilibrio termico. L’energia termica
un movimento di placca, se misuro 2 volte un punto su un’altra placca e confronto si registra un movimento tra 2 placche. Tra le placche si possono avere:
- MARGINI DIVERGENTI: sono costruttivi tipici di dorsali medio oceaniche dove si ha la formazione di una nuova crosta oceanica e rift continentale. Le due placche si allontanano dall’asse della dorsale, le fratture si riempiono dal magma che risale dall’astenosfera, si raffredda e costituisce nuovo fondo oceanico. Possono anche formarsi anche nella crosta continentale.
- MARGINI CONVERGENTI: (distruttivi), si ha la subduzione di crosta oceanica al di sotto dei continenti o altri oceani o collisione tra 2 continenti. Si ha distruzione della crosta.
- MARGINI TRASFORMI: (conservativi) quando le placche scorrono lateralmente l’una rispetto all’altra.
LEZ 6 – I MARGINI CONTINENTALI
I limiti separano i continenti e possono essere distanti dai limiti di placca o possono coincidere. Quindi un margine continentale non sempre coincide con un limite di placca. I MARGINI CONTINENTALI sono distanti dai limiti di placca e sono passivi; mentre quando coincidono sono detti attivi. Tra i margini passivi e attivi, tra margini distanti dai limiti e coincidenti ci sono i margini trasformi. I MARGINI CONTINENTALI possono essere distanti dai limiti di placca o possono coincidere. Possono essere:
- PASSIVI sono settori crostali caratterizzati da sforzi distensivi di trazione, di apertura. Sono tipici di continenti che si trovano ai bordi di oceani in espansione, al confine tra oceano e continente della stessa placca. È la zona di passaggio tra una crosta continentale e una oceanica (una stessa placca può avere settore continentale e oceanico. La transizione è detta margine passivo) Non vi sono fenomeni sismici e vulcanici, anche se in natura ci sono margini passivi con fenomeni sismici ma in volumi limitati. Si formazione: 1) si instaura una cella convettiva al di sotto di un blocco continentale, si ha un riscaldamento, con una diminuzione di densità; le celle convettive tendono ad allontanare i due blocchi. 2)Con il passare del tempo si ha l’aggiustamento isostatico con un inarcamento del continente (perché c’è materiale meno denso che spinge), si creano delle anomalie termiche e si osservano le prime manifestazioni vulcaniche. 3)Successivamente si ha la spaccatura del continente, questo settore viene invaso dalle acque oceaniche, tipo ad esempio la rift valley nel mar rosso è un esempio di questo processo. Si hanno le prime manifestazioni vulcaniche perché quello che il risale è materiale fuso caldo e si forma il protoceano. Il termine oceano in geologia indica che quella parte crostale è di tipo oceanica, da non confondere con l’oceano geografico definito come mare molto esteso. Alla fine di questo processo si ha la formazione di una dorsale medio-oceanica. Il margine passivo è la transizione tra un settore a margine continentale più spesso e un settore a crosta oceanica che è molto meno spesso. Questo margine non coincide con il limite di placca che separa una placca verso destra e verso sinistra. La sicilia si trova ai margini di un limite di placca, al confine tra la placca europea e la placca africana. La placca africana è composta da un blocco di crosta continentale con spessore maggiore (25km) e densità minore rispetto all’altro blocco formato da crosta oceanica con spessore di 5km(porzione del mar ionio). La transizione tra crosta continentale ed oceanica è marcata da una profonda spaccatura chiamata scarpata di Malta, ed è un esempio di margine passivo, che non coincide con un limite terra mare. Per essere un margine passivi a tutti gli effetti dovrebbe essere privo di carattere sismico e vulcanico, però è presente l’Etna, è presente anche carattere sismico quindi è un margine passivo con connotati diversi per vulcanismi e sismicità. Questo margine passivo ha l’età di una crosta oceanica, all’inizio fungeva da transizione tra le due croste e successivamente è arrivata la placca europea a nord che spingendo viene riattivato. Quindi un margine passivo è caratterizzato da debolezza strutturale che quando subisce una forza si riattiva. Attivare un margine passivo significa riaccendere la sismicità e il vulcanismo.
- ATTIVI sono margini distruttivi, si hanno sforzi di contrazione (pressione) e un esempio è costituito dalle subduzioni, ad esempio la zona dell’oceano Pacifico. Alle zone di subduzione si associa elevata
sismicità e i terremoti associati ad una zona di subduzione sono tra i più pericolo, però dipende dalla larghezza della placca che va in subduzione. A differenza di quelli passivi coincidono i limiti di placche, è tettonicamente attivo (presenza di fenomeni sismici e vulcanici). I margini attivi sono zone in cui quasi sempre si sviluppano catene vulcaniche. Le zone di margini attivi sono le zone vive del pianeta, generano terremoti molto profondi e sono accompagnati da fenomeni vulcanici. Lungo i margini attivi è possibile riconoscere elementi strutturali che permettono il riconoscimento di un margine continentale. Nelle zone di subduzione si creano delle associazione di fossa oceanica e arco magmatico. Si possono distinguere 5 elementi morfostrutturali e tettonici diversi:
- FOSSA (tutti i sistemi di subduzione sono caratterizzati dalla presenza di fossa oceanica): per definizione deve avere uno spessore maggiore di 6 km dove si ha l’impilamento di sedimenti (i corpi geologici si accatastano gli uni sugli altri per effetto di una raschiatura e si accumulano nella zone di subduzione -ZONA DI SUBDUZIONE attraverso la quale un oggetto/un settore crostale di natura oceanica va in sottoscorrimento al di sotto di un continente -INTERVALLO ARCO-FOSSA è una zona di raccordo tra la zona di subduzione e il bacino di fore-arc con morfologie e barimetrie molto complesse -ARCO MAGMATICO che si associa quasi sempre alle zone di subduzione, è dato da fasce vulcaniche parallele alla fossa. Gli archi magmatici e i sistemi di subduzione sono più pericolosi rispetto al vulcanismo intra-placca. -AREA DI RETROARCO è un mare a media profondità Ad ogni margine attivo è associato un sistema arco-fossa e ad ogni sistema arco-fossa è caratterizzato dalle strutture sopra descritte. Un esempio di margine attivo e sistema arco-fossa è costituito nel Mediterraneo centrale tra la Sardegna e la Calabria occidentale.
- TRASFORMI sono conservativi, coincidono con profonde faglie trasformi con grande attività sismica con terremoti poco profondi. Si estendono per diversi km e possono collegare limiti di placca di diverso tipo. Ad esempio la faglia del mar Morto e di San Andreas. I margini attivi e passivi sono caratterizzati dalla presenza o meno di vulcanismo e sismicità però esistono delle altre peculiarità geodinamiche che sono gli hot-spot o PUNTI CALDI. Come i margini attivi formano catene di vulcani e quindi possono trarre in inganno. Il vulcanismo dei punti caldi non si associa ai limiti di placca ed è minore dell’1% del vulcanismo globale. Nel 1963 Wilson, osservando le Hawaii, suppose che una colonna di magma dal diametro di 100/250 km risalisse dal mantello ed era capace di creare vulcanismo in un preciso punto della crosta terrestre. Capì che, siccome le placche si muovono per la teoria di Wagner e si muovono di 1cm l’anno, il vulcanismo di questi hot spot venisse spostato come conseguenza del movimento della placca pacifica. Questo magma, che risaliva da superfici puntiformi, creava dei vulcani e poi venivano trasportati sulla placca che si spostava e, siccome la sorgente rimaneva sempre accesa, formava un altro vulcano e così via. I vulcani che derivano da fenomeni di hot spot si trovano lontano dai limiti di placca. Quindi non sempre una catena vulcanica corrisponde ad un margine attivo per l’esistenza di questi hot spot. Quindi un hot spot o punto caldo viene definito come un punto sulla superficie terrestre interessato da un’anomalia nella risalita di materiale caldo, non si capisce la loro origine ma probabilmente sono anomalie termiche all’interno del mantello. Possono durare anche lungo un intervallo abbastanza lungo di tempo: il vulcano più vecchio delle Hawaii ha 5,6 milioni di anni, mentre quello più giovane ha 700 mila anni o è addirittura attuale. La caratteristica di queste aree vulcaniche è quella di essere collocati all’interno delle placche, anziché ai confini.
vanno a costituire le rocce continentali. Quindi questi corpi riescono a risalire perché c’è una differenza di densità. Affinché questi corpi possano risalire, arrivare in superficie e genere vulcanismo occorre rompere un equilibrio: tutti i sistemi in natura tendono all’equilibrio, rompendo l’equilibrio il sistema è eccitato e può favorire la risalita di queste rocce magmatiche. Affinché si mantenga questo disequilibrio ci deve essere un apporto di nuovo magma proveniente dal profondo e genera un aumento di temperatura e quindi un abbassamento della densità; una fusione di rocce circostanti che sono meno dense del magma originario; una cristallizzazione frazionata dei materiali più densi perché man mano che la goccia risale pressione e temperatura cambiano e in particolari condizioni di P e T si ha la cristallizzazione di alcuni minerali. I minerali cristallizzati sono pesanti e si depositano sul fondo, la roccia si alleggerisce e quindi continua a risalire. Nella risalita, proprio perché i processi di cristallizzazione liberano dei gas, si arricchisce il magma in risalita in gas e acqua e il processo di cristallizzazione frazionata fa diminuire ancora di più la densità delle gocce (e mantenendo una densità minore delle rocce circostanti continua a risalire). I diapiri si fermano nella risalita perché incontrano la discontinuità di Moho e lo spazio che occupano all’interno della crosta è detta CAMERA MAGMATICA. Queste stazionano in profondità che vanno dai 2 ai 10 km; in queste camere magmatiche il magma si può fermare per periodi più o meno lunghi e si ferma quando c’è un equilibrio tra la sua densità e quella delle rocce circostanti. Spesso l’atto finale, ovvero l’espressione del vulcanismo nella superficie terrestre è innescato da altro magma che risale e vanno ad abbassare la densità dei diapiro che ha formato la camera magmatica. A questo punto come si forma il vulcano dalla camera magmatica? Avviene se nella camera si stabiliscono condizioni di disequilibrio il magma ricomincia a risalire, provocando un eruzione vulcanica formando un vulcano. Se non si forma disequilibrio il magma nella camera perde molto della sua energia termica, si solidifica formando graniti, parti di crosta continentale o di crosta oceanica. Invece, le alterazioni dell’equilibrio sono legate al contenuto di gas all’interno delle gocce: la fase volatile del vulcanismo si genera dalla cristallizzazione dei minerali, è formato da gas tra cui vapore acqueo, anidride carbonica e altre sostanze volatili. I gas possono essere solubili o meno nella soluzione che li contengono in base alla temperatura: la solubilità dei gas varia in base alla T e P. In caso di assenza di solubilità o di scarsa solubilità i gas tendono a separarsi dalla soluzione. Nella camera magmatica è presente una soluzione contente gas e materiale fuso, al di sopra della soluzione c’è il vuoto; nella risalita i valori di pressione e temperatura variano e i gas non sono più solubili nella soluzione e quindi cominciano ad uscire e andare nella zona di vuoto dove si accumulano. Più sono aumenta l’energia termica e aumenta la pressione fino a diventare maggiore di quella delle rocce sovrastanti ed è detto carico litostatico, espresso dalle legge di Stevino (dgh). Quando la pressione della calotta (della goccia) supera la pressione idrostatica succede che tutto il materiale all’interno formerà le prime eruzioni fino a formare un vulcano nella superfice. La spinta dei gas frammenta le rocce sovrastanti crea il camino vulcanico, cioè un varco verso l’esterno. Oltre al camino vulcanico, i gas sono responsabili della risalita della parte liquida (ovvero dei magmi). Si possono avere diversi tipi di vulcani, quello sopra spiegato è tipico di un’eruzione centrale, tenendo presente che la forma dei vulcani sono diversi perché la morfologia dei vulcani è diversa. La forma del vulcano dipende dal tipo di materiale eruttato e dal tipo di frattura che ha portato la lava in superficie. Quando la lava fuoriesce da un camino vulcanico, cioè da una sorgente puntiforme isolata, si hanno le eruzioni centrali e quindi un vulcano centrale. Se dal condotto centrale puntiforme escono lave molto fluide si formano i vulcani a scudo (tipo le Hawaii). I vulcani a scudo rispetto a quelli che prima erano a scudo hanno forme e altezze diverse. La combinazione del tipo di materiali, della fluidità dei magmi e dal tipo di eruzione si può capire quale forma di vulcano si forma. Le eruzioni lineari formano vulcani di tipo lineare: non si ha più una sorgente di tipo puntiforme, ma si ha sorgente lineare (tipo dorsale medio-oceaniche). Se da questo tipo di eruzione fuoriescono magmi molto fluidi si avranno dei plateau lavici, espandimenti di lava di forma pianeggiante.
LEZ 8 – VULCANI ED ERUZIONI
Un vulcano è la manifestazione della risalita del magma, cioè roccia fusa mescolata a gas e vapori ad alte temperature. Il magma proviene non solo dal mantello, ma può derivare anche dalla fusione di rocce nelle parti più profonde della crosta. Dopo l’eruzione il materiale prende il nome di lava; magma e lava hanno composizione chimica differente perché il magma cede all’atmosfera i gas e per variazioni di temperature. I gas presenti sono per la maggior parte vapore acqueo dal 70 all’ 90%, poi anidride carbonica, meno
abbondanti sono zolfo, cloro, azoto. Questi fattori influiscono sulla viscosità infatti si distinguono magmi acidi ad elevata viscosità (resistenza allo scivolamento), oppure magmi basici con viscosità fino a 10 mila volte inferiore. Poi la lava si solidifica e si accumula fino a costruire un edificio vulcanico e in basa a come il magma risale e come fuoriesce si distinguono: V. CENTRALI: sono i più comuni (Etna, Vulcano, Stromboli) con un’apertura in superficie, il cratere alla sommità di un cono formato dalle colate di lava che si sono solidificate. Si formano quando il magma risale alla superficie per mezzo di un condotto chiamato camino vulcanico di forma cilindrica. V. LINEARI: si formano quando il magma risale da fessure eruttive, ovvero delle spaccature che penetrano profondamente nell’interno della Terra. Si trovano in corrispondenza di dorsali oceaniche: alla sommità di queste si apre una profonda fessura che attraversa tutta la crosta dalla quale fuoriesce il magma. Dopo l’eruzione il condotto si ostruisce e il vulcano diventa quiescente fino a quando risale altro magma. La forma del rilievo che si forma in seguito alla solidificazione del magma ha forme diverse in base alla composizione della lava e del tipo di materiali eruttati. Possiamo distinguere: V. A SCUDO sono i più grandi vulcani terrestri, sono larghi e con fianchi pochi ripidi. Si sono originati da lave che risalgono da zone profonde al limite tra crosta e mantello. Queste lave sono poche fluide perché contengono poca silice, piccole quantità di gas e vapori e le colate si estendono su aree molto estese. Le eruzioni sono poco violente e le lave possono giungere in superficie tramite fessure lunghe molti km. VULCANI-STRATO sono forma a cono con fianchi molto ripidi, sono alternanza di colate di lava e di strati piroclastici. Hanno eruzioni molto violente e le loro esplosioni sono dovute alla presenza di grandi quantità di gas e vapori e la lava è poco fluida. Le eruzioni si verificano quando la lava ostruisce il condotto vulcanico e i gas devono raggiungere forte pressioni per fuoriuscire. CALDERE sono ampie depressioni circolari con il fondo piatto e le pareti interne ripide che si formano in seguito al crollo della parte superiore dell’edificio vulcanico. In seguito ad un’eruzione si può verificare lo svuotamento della camera magmatica che non è più in grado di sostenere la parte sommitale del cratere che collassa. Infine, sul fondo della caldera si possono formare coni vulcanici di dimensioni inferiori, oppure si può formare un lago con acque piovane. CONI DI SCORIE sono ammassi regolari di frammenti di lava solidificata formati quando i gas si liberano con facilità da una lava fluida. La distanza alla quale cadono dipende dalla violenza dell’eruzione, ma anche dal peso: i frammenti più grandi cadono presso la sommità dell’edificio formando versanti ripidi e instabili, quelli più piccoli e leggeri vengono trasportati a distanze maggiori dove si accumulano versanti meno pendenti. In genere i coni di scorie sono relativamente piccoli e hanno un profondo cratere nella sommità, possono trovarsi in vulcani più grandi, sul fondo di crateri o lungo le parti emerse delle dorsali. Un tipo particolare di colata si ha sul fondo degli oceani e per la forma che assume prende il nome di lava a cuscini, Durante un’eruzione vengono liberati frammenti solidi che si depositano lungo le pendici del vulcano e formano le piroclastiti che vengono trasportati dai gas che strappano dalla pareti interne del condotto vulcanico grandi quantità di rocce sbriciolate. In base alle dimensioni di questi piroclastiti si distinguono: ceneri vulcaniche (molto sottili), lapilli (con dimensioni di piccoli ciottoli), e bombe vulcaniche (blocchi che possono raggiungere il peso di decine di tonnellate). I vulcani possono essere classificati in base al tipo di eruzione, anche se uno stesso vulcano può avere eruzioni di tipo diverso. Distinguiamo:
- GEYSER è un getto d’acqua caldissima emesso ad intervalli regolari che può raggiungere altezze di decine di metri. Possono essere anche meno violenti e si chiamano soffioni. Se l’acqua invece non si spinge ad elevate profondità o la massa di roccia non è molto calda, l’acqua non si riscalda e anziché i geyser si formano sorgenti termali
LEZ 9 – L’ETNA
L’Etna è un grande strato-vulcano di natura basaltica alto circa 3330 m, situato nella costa orientale della Sicilia e ricopre un’are di 1200 km². È anche uno dei vulcani più attivi nel mondo, ha una frequente attività soprattutto nelle bocche sommitali e da eruzioni di fianco. È ubicata lungo una linea di discontinuità tettonica, la Scarpata di Malta. Generalmente quando si ha vulcanismo si ha anche distensione della crosta, altrimenti il magma ha difficoltà a risalire. Si ha avuto una risalita del mantello che si ricomprime perché la pressione non è più come quella precedente e inizia a fondere. La fusione delle rocce è la condizione necessaria e sufficiente affinché si abbia vulcanismo in un’area. Dopo aver generato un fuso dato che ha densità inferiore rispetto alle rocce circostanti e ricomincia a risalire verso la superficie sfruttando le discontinuità strutturali che deformano l’intera litosfera. L’Etna si è originato per decompressione adiabatica che produce un fuso, il quale risale sfruttando le fratture e le faglie esistenti. l’Etna non è un singolo vulcano ma è dato dalla presenza di più vulcani relativi a varie fasi del magmatismo etneo. Si distinguono 4 fasi di attività distinte in base anche al prodotto eruttato e sulla base dell’edificio costruito, da 4 discontinuità di tipo vulcanologico. Quindi l’Etna non è un singolo vulcano, ma è dato dall’accostamento di più edifici vulcanici. Ogni fase vulcanica ha un inizio e una fine e questa è scandita dal processo di calderizzazione, ovvero il collasso di una caldera che poi viene riempita da un’altra fase vulcanica.
- FASE DELLE THOLEITI BASALI, ovvero l’inizio dell’attività eruttiva e risale a circa 500 mila anni fa. Anticamente dove è collocata ora l’Etna c’era un grande golfo e qui avvenivano delle eruzioni sottomarine per la presenza di lave a pillows. I prodotti di queste eruzioni sono ben conservati nella zona di Acicastello, Ficarazzi, Acitrezza e tra questi l’affioramento più noto sono le lave a pillows che formano la Rupe di Acicastello e il corpo subvulcanico intruso nelle argille del Pleistocene inferiore-medio che costituisce l’isola di Lachea e i Faraglioni. Un corpo sub-vulcanico è un’intrusione a livello della crosta superiore di eruzione magmatica, poi l’edificio viene distrutto e quello che rimane sono i faraglioni.
- In seguito a dei movimenti il golfo viene sollevato ottenendo la migrazione della linea di costa. Siccome il vulcanismo continuava si è passato da condizioni marine a condizioni sub-aeree. Le colate più antiche dell’eruzioni sub-aeree hanno un’età di 330 mila anni. Queste colate subiscono un vasto espandimento tabulare (il plateau lavico) che si estende da Adrano a Paternò invadendo anche il vecchio fiume Simeto che poi ha cambiato il corso. Durante questa fase le eruzioni erano sporadiche e avvenivano lungo fessure eruttive lineari. Le eruzioni però erano di tipo lineare, ovvero avvengono lungo fratture tettoniche e poi creano espandimenti che occuparono l’antica pianura lineare del Simeto ancora invisibile per esempio zona Adrano Paternò.
- FASE DELLE TIMPE che parte circa 220 mila anni fino a 110 mila anni dopo quando praticamente l'attività eruttiva si concentra principalmente lungo la costa ionica perché c'era stata un'attività molto più significativa su alcune faglie che oggi corrispondono alla Timpa di Acireale e il movimento di queste foglie ha fatto sì che il magma risalisse da quella zona per formare poi un vulcano a scudo. Un importante testimonianza di questa fase nella parte ovest è quasi finito praticamente nella collina di Paternò oppure delle eruzioni che formano nella zona nord di Catania.
- FASE DEI CENTRI ERUTTIVI DELLA VALLE DEL BOVE va da circa 110 mila anni fa fino a 60.mila durante questo periodo l’attività eruttiva si sposta dalla zona Val Calanna-Moscarello verso l’area ora occupata dalla depressione della Valle del Bove. Si ha un importante variazione dell'attività magmatica dell'Etna e questo vuol dire che qualcosa nella sorgente sta cambiando o qualcosa all’interno delle camere magmatiche viene contaminato. Le eruzioni di questa fase sono diverse dalle prime perché le prime erano di tipo effusivo senza esplosioni mentre ora iniziano a verificarsi le prime esplosioni. Si formano i primi centri eruttivi poligenici, cioè lo stesso apparato vulcanico
era formato da lave di diversa composizione, tra questi ricordiamo i vulcani Tarderia, Rocche e Trifoglietto. In questa fase si forma già quello che poi sarà l'impalcatura del vulcano a strato.
- FASE DELLO STRATO-VULCANO inizia circa 60 mila anni fa quando l’attività eruttiva si sposta verso terra andando a formare i centri eruttivi attuali. Questo spostamento va a formare il più grosso centro eruttivo che costituisce la struttura principale del Monte Etna: il vulcano Ellittico con quota di circa 3600 metri sul livello del mare. L’attività eruttiva dell’Ellittico terminò 15 mila anni fa quando ci furono 5 eruzioni pliniane che hanno causato la formazione di una caldera e di una serie di depositi piroclastici ampiamente distribuiti sui fianchi dell’Etna. La magnitudo di queste esplosioni può essere calcolata andando a cercare i depositi nel Mediterraneo, sono stati ritrovati anche in Libia. L’attività degli ultimi 15 mila anni riempirà la caldera del vulcano Ellittico coprendo gran parte dei suoi versanti e formando il nuovo cono craterico che ha portato alla formazione del vulcano Mongibello. Circa 10 mila anni fa una porzione del versante orientale del Mongibello fu soggetta a una serie di frane che hanno portato alla formazione della depressione della Valle del Bove (inizia da Milo fino ai crateri sommitali). La ricostruzione è bastato su metodi di datazione assoluta utilizzando decadimento radioattivo utilizzato maggiormente per le colate antiche di cui non si hanno notizie storiche. È importarlo studiare perché ad esso è legato un’attività vulcanica e un’attività sismica. Un importante eruzione è stata quella del 1669 durò circa 3 mesi, è ancora visibile ancora nella città di Catania. Nel dipinto di Tiburzio Spannocchi del 1578 fa vedere com’è Catania prima dell’eruzione, mentre la situazione di Catania dopo l’eruzione è visibile nell’affresco “Catania durante l’eruzione del 1669” di Giacinto Platania e la colata si è originata dai Pianeti Rossi di Monterosso. Si sono verificate eruzioni a basso versante.
LEZ 10 – LE ROCCE
Le rocce se portate in superficie e sottoposte di agenti esogeni o sottoposte ad agenti endogeni in profondità costituiranno i paesaggi. La roccia è un aggregato naturale e non di minerali. Al contrario dei minerali le rocce non possono essere descritte mediante formula chimica, in quanto per definizione una roccia non ha una composizione chimica definita. Il GRANITO è formato da minerali di quarzo che costituiscono la parte più traslucida, da feldspato un minerale rosa pallido, e da una parte più scura detta mica. Quindi il granito è una roccia formata da 3 minerali. Il GESSO è una roccia formata dal minerale idrato chiamata solfato anidro di calcio (CaSO₄ 2 H₂O) La composizione mineralogica di una roccia è il numero di frammenti di minerali che compongono la roccia. Dipende dal processo che ha portato alle genesi di quella roccia. In generale si possono distinguere 3 processi: magmatico, sedimentario, metamorfico. Sulla base dei processi è possibile raggruppare le rocce in 3 grandi gruppi. PROCESSO SEDIMENTARIO: Tutte le rocce sono soggette ad un lento e continuo processo di disgregazione con il risultato finale della produzione di frammenti. Ciò è dovuto per l’azione degli agenti atmosferici, quando i frammenti saranno depositati in una zona lontana dalla zona di origine si parla di SEDIMENTI. Questi a loro volta saranno schiacciati per l’accumulo di più sedimenti l’uno sugli altri e questo processo che prende il nome di DIAGENESI porterà alla formazione di una roccia vera e propria, trasformando i sedimenti che non sono ancora rocce in rocce di tipo SEDIMENTARIO. PROCESSO METAMORFICO consiste nella trasformazione allo stato solido della struttura cristallina di una roccia per l’aumento della temperatura e della pressione. Il processo geodinamico per cui si può prendere una roccia e portarla ad alte condizioni di pressione e temperatura rispetto a quelle in cui si trova è la subduzione. Le rocce che subiscono questa trasformazione (allo stato solido) sono dette rocce metamorfiche. Le rocce formate a condizioni di pressione e temperatura molto elevata costituiscono la parte più profonda dei continenti o il nucleo di molte catene montuose. Si formano frequentemente nei margini attivi in cui vi è una subduzione (oceano-continente, continente-continente, oceano-oceano). Le
viene trasportata ad alta velocità nelle zone vulcaniche dove poi formerà una colata e proprio per questa alta velocità i cristalli non hanno il tempo di cristallizzarsi e vengono così piccoli.
- Le rocce metamorfiche si riconoscono tramite i paraderivati e gli ortoderivati. Nei paraderivati si riconoscono relitti di una stratificazione e la roccia originaria era di tipo sedimentaria, scompaiono i fossili, anche se nelle rocce metamorfiche di basso grado si possono riconoscere dei fossili. Hanno la caratteristica della fissilità, ovvero la capacità di disporsi in strati come la pagine di un libro. I paraderivati sono relitti delle originarie rocce sedimentarie. Se invece le rocce metamorfiche si originano da rocce vulcaniche si avrà gli ortoderivati che possono essere i relitti di una struttura massiva o porifirica, sono tipici di chimismo igneo, ovvero all’interno della roccia metamorfica è possibile ritrovare elementi delle rocce ignee che sono stati trasformati in altri tipi di minerali. Le rocce non sono immutabili nel tempo, ma si trasformano continuamente. Il CICLO LITOGENETICO è l’insieme dei lenti e continui processi attraverso cui le rocce magmatiche, sedimentarie e metamorfiche si trasformano le une nelle altre. Il ciclo litogenetico è la dimostrazione che le rocce non sono immutabili, ma variano in base alle condizioni in cui esse si trovano. Se piove l’acqua disgrega le rocce sedimentarie che compongono le montagne, si avrà che i frammenti formati vengono trasportati ad opera dei fiumi per essere depositati in ambienti di bacino oceanico, dopo dal sedimento si passa ad una roccia; questa portata ad alte temperature e pressione trasformarla in roccia metamorfica oppure farla fondere e formare una roccia magmatica. Le rocce che osserviamo sono il prodotto di tutte le trasformazioni subite e molte di loto hanno attraversato più volte il ciclo litogenetico.
LEZ 11 – LE ROCCE SEDIMENTARIE
Circa l’80% della superficie terrestre è coperto di sedimenti. I processi sedimentari hanno originato gran parte dei giacimenti minerari della Terra, come quelli di petrolio, dei gas naturali, di uranio e di carbonio. Le rocce sedimentarie sono utili per ricostruire la storia geologica del pianeta perché contengono fossili e lo studio di questi ha permesso lo studio dell’evoluzione biologica e geochimica della Terra. Le rocce che si sono formate in condizioni chimiche e fisiche diverse da quelle della superficie terrestre sono instabili quando si trovano a contatto con l’atmosfera. L’alterazione chimica e fisica dei minerali ha determinato la disgregazione delle rocce preesistenti formando così detriti di dimensioni variabili: questo è l’inizio del ciclo sedimentario. Solo l’8% di tutte le rocce presenti sulla terra sono sedimentarie, il 40% sono magmatiche effusive, il 25% magmatiche intrusive e il 27% sono metamorfiche. Il CICLO SEDIMETARIO costa di 4 diverse fasi:
- ALTERAZIONE di rocce preesistenti con formazione di detriti e di sostanze in soluzione. La degradazione è il processo di alterazione chimica e disgregazione fisica che subiscono le rocce superficiali ad opera degli agenti atmosferici. La degradazione porta al disfacimento delle rocce e alla formazione dei clasti. L’erosione è l’insieme dei processi mediante i quali gli agenti erosivi producono nuovi frammenti rocciosi e asportano i detriti di roccia già degradata.
- TRASPORTO è il processo che subiscono i clasti tramite acqua, vento, forza di gravità (agenti atmosferici). La durata influenza forma, dimensioni e composizione mineralogica del sedimento. Si hanno clasti di grandi dimensioni e clasti a spigoli vivi quando il trasporto è breve; clasti a spigoli
arrotondati quando il trasporto è prolungato; clasti di piccole dimensioni quando il trasporto è molto prolungato.
- DEPOSIZIONE avviene la sedimentazione del materiale per strati successivi. Porta i clasti a depositarsi in particolari aeree della superficie terrestre, dette ambienti di sedimentazione, avviene quando gli agenti di trasporto perdono energia. Può avvenire anche per precipitazione di sostanze chimiche presenti in soluzione nelle acque marine e lacustri. Tutti i materiali si dispongono solitamente a strati gli uni sugli altri.
- DIAGENESI si forma la roccia come litificazione dei sedimenti dovuta alla pressione di altri sedimenti e avviene l’espulsione dei fluidi. L’acqua negli interstizi dei sedimenti contiene sostanze disciolte che precipitano e si depositano unendo i sedimenti sciolti. Dopo la deposizione il sedimento incoerente e molle viene sepolto da altri materiali con conseguente aumento della temperatura e della pressione. Dopo il seppellimento avviene la diagenesi, questa viene definita come l’insieme dei processi fisici, chimici e biologici che provocano la litificazione del sedimento sciolto e la sua trasformazione in roccia. Le due fasi più importanti della diagenesi sono la compattazione con riduzione degli spazi vuoti tra i clasti e la cementazione dei clasti per deposizione delle sostanze chimiche disciolte nelle acque che circolano nel sedimento. Le rocce sono quindi formate dalla consolidazione dei frammenti di rocce preesistenti alterate e disgregate da agenti esogeni o precipitate chimicamente per soluzione. Il termine sedimentazione indica la deposizione e l’accumulo su terre emerse o sul fondo di bacini acquei di materiali di varia origine dopo che sono stati trasportati dagli agenti esogeni. Le rocce sedimentarie hanno 3 proprietà fondamentali: composizione mineralogica (percentuale relativa dei minerali costituenti una roccia), tessitura e struttura (rapporti spaziali tra i costituenti le rocce su scala media). La struttura sedimentaria descrive le strutture formate durante la deposizione come stratificazione, laminazione, stratificazione, laminazione incrociate, ecc. Si definisce struttura primaria se si è formata durante la sedimentazione, secondaria se si è formata durante la diagenesi. La struttura più appariscente e tipica è la stratificazione, cioè la loro disposizione in una pila o successione di strati. Lo strato è uno spessore di roccia sedimentaria con base e sommità distinguibili. Il confine tra due strati è definito come superficie di stratificazione. Le rocce sedimentarie sono stratificate perché la deposizione dei sedimenti non avviene con velocità costante e tra i due periodi può essere interposto un periodo di scarsa sedimentazione. Le rocce sedimentarie si possono distinguere a seconda dell’ambiente in cui si sono accumulate o del loro processo genetico: Rocce CLASTICHE, dette anche dendritiche, formate da frammenti di roccia preesistente Rocce ORGANOGENE formate da frammenti scheletrici o dai prodotti dell’attività degli organismi Rocce CHIMICHE formate in bacini sedimentari marini o continentali in cui si verificano particolari fenomeni chimico-fisici o sono presenti sostanze solide insolubili che si depositano sul fondo. Sono presenti anche gruppi minori come le rocce fosfatiche, le rocce manganesifere, le rocce ferrifere e i carboni.
LEZ 11 – DEFORMAZIONE DELLE ROCCE
- Le faglie INVERSE determinano un accorciamento crostale: le rocce sopra al piano di faglia salgono rispetto a quelle sottostanti; hanno angoli di inclinazione inferiori a 60°. Quando il piano di scivolamento di una faglia inversa è inferiore a 45° si ha SOVRASCORRIMENTO/accavallamento.
- Nelle faglie TRASCORRENTI il movimento è prevalentemente orizzontale; si distinguono in destre e sinistre a seconda che il blocco situato dal lato della faglia opposto all’osservatore si sia spostato a destra o a sinistra. In base al tipo di movimento e di come curvano si possono originare strutture complesse a fiore positivo o negativo, quando si parla di strike-slip con piani di faglia non planari. Le PIEGHE sono il risultato del comportamento plastico di rocce sottoposte a compressione. Quando sono erose e livellate le anticlinali possono essere individuate per l’affiorare di terreni antichi lungo la zona assiale e le sinclanali per l’affioramento di terreni recenti. La superficie che passa per i punti di massima curvatura degli strati è detta piano assiale; la linea di intersezione tra il piano assiale e gli strati è l’asse della piega o cerniera. In base alla posizione del piano assiale le pieghe possono essere: SIMMETRICHE quando i fianchi sono inclinati simmetricamente in entrambi i lati ASIMMETRICHE quando i fianchi hanno diversa inclinazione INCLINATE quando hanno il piano assiale debolmente inclinato ROVESCIATE quando hanno il piano assiale sensibilmente inclinato ed entrambi i fianchi pendono nella stessa direzione. CORICATE quando hanno il piano assiale molto inclinato quasi orizzontale Per progressiva compressione laterale di una piega rovesciata si può formare una piega-faglia che poi può evolvere in un sovrascorrimento. Le faglie si riconoscono per giustapposizione di rocce di età differente e spesso le faglie hanno espressione morfologica. Le faglie sono responsabili dei terremoti e definiscono l’hazard sismico di una regione. I giacimenti minerari sono tipicamente anisotropi e la loro trasmissione è controllata dalle proprietà conduttive di una faglia/frattura. La perdita di continuità nelle rocce fornisce la necessaria permeabilità per la migrazione di fluidi. Infine, le fratture possono essere parzialmente o totalmente riempite da minerali secondari dando luogo ad esempio a giacimenti auriferi.
LEZ 12 – TERREMOTI
Le rocce quando sono sottoposte a sforzi possono deformarsi fino a rompersi. I terremoti sono fenomeni tettonici che consistono in improvvise vibrazioni del terreno dovute alla rottura di grosse masse di roccia del sottosuolo. Nella maggior parte dei casi un terremoto è provocato dallo scorrimento di masse rocciose in corrispondenza di una faglia. Un materiale può avere comportamento plastico (il materiale subisce un deformazione permanente che si mantiene anche quando la forza non è più applicabile) o elastico (il materiale subisce una deformazione proporzionale alla forza applicata e cessata la forza recupera la forma iniziale). Il comportamento elastico è proprio di materiali rigidi come le rocce a T lontane dal punto di fusione. Il sismologo Reid elaborò la teoria del rimbalzo elastico eseguendo misurazioni geodetiche prima e dopo un terremoto sulla faglia di San Andreas nel 1906 e intuì che le rocce nell’intorno della faglia deformano in maniera elastico prima del terremoto. Quando una massa rocciosa è sottoposta a sforzi si comporta in modo elastico, invece di fratturarsi subito, si deforma lentamente e accumula energia elastica. Se lo sforzo continua l’energia supera il punto critico detto CARICO DI ROTTURA e le rocce si fratturano liberando l’energia elastica accumulata. Il modello del rimbalzo elastico considera la massa rocciosa interessata dall’evento sismico caratterizzata da un comportamento elastico in seguito a deformazione per effetto di una sollecitazione (forze tettoniche): in seguito alla rottura dell’equilibrio meccanico e al brusco ritorno delle massa rocciosa ad una nuova condizione di equilibrio permanente, l’energia elastica si libera sotto forma di calore per attrito lungo la superficie della faglia, in parte sotto forma di energia cinetica cioè violente vibrazioni o oscillazioni (terremoti) della crosta terrestre. I terremoti sono fenomeni ciclici in cui il periodo di accadimento dipende dalle caratteristiche geologiche del territorio e dalle forze che agiscono
dall’interno. Per una data regione può essere previsto un periodo di ritorno dei terremoti, cioè il periodo di tempo che intercorre tra due eventi sismici di energia comparabile. In generale più sono ravvicinati sono nel tempo, minore è l’energia accumulata nelle rocce e minore è l’entità delle scosse. L’energia si libera tramite ONDE SISMICHE che possono essere LONGITUDINALI se si propagano per compressioni e dilatazioni successive provocando variazioni di volume, TRASVERSALI se si propagano con moto sussultorio. Le onde longitudinali sono più veloci e arrivano prima delle onde trasversali pur partendo dallo stesso ipocentro. Quindi le onde longitudinali sono dette onde prime P e poi le onde trasversali come onde seconde S. Esistono anche le onde L (lunghe) e le onde R: le prime scuotono il terreno lateralmente senza moti verticali, le secondo producono movimenti ellittici che determinano un movimento di rollio della superficie del terreno. È proprio il moto orizzontale e verticale dovuto alle onde superficiali quello maggiormente percepito e più devastante nel corso dei terremoti. Le misure delle vibrazioni sismiche vengono effettuate dalle stazioni sismologiche che sono dotate di SISMOGRAFI che registrano le 3 componenti del suolo: verticale, orizzontale nord-sud, orizzontale est-ovest. Il tracciato del sismografo si chiama sismogramma: in esso si succedono oscillazioni di diversa ampiezza corrispondenti all’arrivo delle onde sismiche. Le grandezze dei fenomeni sismici sono:
- L’INTENSITA’ attribuita ad una scala empirica dove i gradi corrispondono a diverse percezioni del terremoto da parte delle persone e a diversa entità dei danni apportati alle opere umane. La scala con cui si misura è la SCALA MERCALLI costituita da 12 gradi misurata in base ai rilievi dei danni causati a infrastrutture ed edifici, oltre che a indagini effettuate mediante questionari distribuiti alla popolazione colpita dal sisma, il primo è il più lieve e il dodicesimo il più intenso.
- La MAGNITUDO è una grandezza che consente di valutare l’energia liberata. Viene descritta dalla scala Richter dal nome del sismologo che la propose nel 1930. Il valore 0 della scala corrisponde ad un sisma che, registrato su un sismografo standard alla distanza di 100 km dall’epicentro, produce un sismogramma in cui l’altezza massima della traccia è di 0,001 mm. IPOCENTRO: è il punto all’interno della Terra in cui ha inizio lo scivolamento dei blocchi rocciosi che generano le onde sismiche. La sua profondità varia e per questo si distinguono terremoti superficiali (0- 70km), terremoti intermedi (70-300km), terremoti profondi (300-700km). Le onde sismiche partono dall’ipocentro e man mano che si allontanano diventano più deboli. EPICENTRO: è la proiezione dell’ipocentro sulla superficie terrestre. Tra i terremoti avvenuti in Italia possiamo ricordare: Messina 28/12/1908 considerato uno degli eventi sismici più catastrofici del XX secolo con magnitudo 7,1 con 90/120 mila vittime Avezzano 13/01/1915 con magnitudo 7 con circa 30 mila morti Valle del Belice 14/01/1968 di magnitudo 6.1 e 300 morti Friuli 6/12/1976 con magnitudo 6.5 e 1000 morti Irpinia 23/11/1980 magnitudo 6.8 con 3 mila morti Val di Noto 9-11/01/1693 con distruzione totale di oltre 45 centri abitati interessando un’area di 5600 km² e causando 60 mila vittime.
LEZ 14 – OROGENESI
A causa dei continui movimenti litosferici le placche oceaniche si generano e si consumano, mentre i leggeri continenti si uniscono e si dividono. L’orogenesi è il processo di sollevamento e corrugamento della crosta terrestre. Questo fenomeno si attua tramite piegamenti ed accavallamenti degli strati rocciosi lungo i margini convergenti se almeno uno dei due margini è costituito da litosfera continentale. Può formarsi da collisione oceano-continente crea subduzione dove si ha un margine continentale che collide con un margine oceanico; da una collisione continente-continente (ad esempio India/Asia che ha formato
processi attivi oggi in Sicilia sono per lo più concentrati lungo il margine sud-occidentale del sistema di subduzione calabro e sono espressi da importanti sistemi di faglie a carattere regionale. Il sistema Eolie- Tindari-Letojanni è un sistema di faglie oblique trascorrenti e normali che attraversa l’isola di Lipari e Vulcano a nord e continua verso i Peloritani attraversando il Golfo di Patti (Tindari) fino allo Ionio.
LEZ 17 – IDROSFERA
È l’insieme di tutte le acque del pianeta terra nei diversi stati di aggregazione: il 97% dell’idrosfera costituito da acque marine ed oceaniche. L’oceano è una vasta distesa d’acqua salata. Secondo la definizione dell’International Hydrographic Bureau del 1953 vi è un oceano diviso in tre bacini: Oceano Pacifico, Oceano Atlantico e Oceano Indiano. In questi si possono individuare mari mediterranei e mari marginali. Alcuni considerano anche oceano il mare glaciale artico e l’insieme dei mari che costeggiano l’Antartide con i rispettivi nomi di Oceano Artico e Oceano Antartico. Nelle acque oceaniche sono disciolte diverse sostanze sotto forma di sali e gas. Da un litro di acqua di mare si possono estrarre 35 grammi di sali e il più abbondante è il cloruro di sodio, mentre i principali gas sono CO₂, O₂ e N₂, CH₄ e H₂S ma il più importante è l’O₂ perché dalla sua concentrazione dipende la sopravvivenza della vita acquatica e la sua concentrazione dipende dalla temperatura, più fredda è l’acqua, maggiore è la concentrazione di ossigeno. Le acque oceaniche sono in continuo movimento per il moto ondoso, per le maree e per le correnti. Tra tutti questi il movimento più importante è determinato dalle correnti, ovvero spostamenti per lunghe distanze di grandi masse d’acqua. Le correnti sono causate principalmente dai venti dominanti che spirano sulle acque oceaniche (monsoni, alisei), ma sono anche causate dalle differenze di densità dell’acqua, causata dalla maggiore o minore salinità o temperatura. Le acque marine hanno delle caratteristiche chimico-fisiche: SALINITA’ dovuta alla quantità e qualità dei sali disciolti. Il mar rosso è il mare più salato della Terra; in questo e nel Golfo Persico la salinità raggiunge il 40 per mille per l’eccessiva evaporazione e per la mancanza di apporto di acqua da parte dei fiumi essendo mari circondati da zone desertiche e terre aride. L’aloclino è un fenomeno di stratificazione dell’acqua con diverso grado di salinità collegato alla diversa densità dei due strati che di conseguenza sono poco miscibili tra loro. Un aumento del contenuto in sali dell’acqua di un kg/m³ provoca un aumento della salinità di circa 0, kg/m³. TEMPERATURA che influisce sul clima delle regioni costiere e gli spostamenti verticali delle masse d’acqua. Nello strato più superficiale la T è più simile a quella superficiale, nello strato termoclino la T diminuisce rapidamente; negli strati più profondi continua a diminuire ma molto lentamente. Il termoclino è importante per la diffusione degli organismi negli oceani ed è un ostacolo per molti animali, piante e alghe tropicali che necessitano di T intorno ai 15-20°. Il termoclino è lo strato di transizione tra lo strato rimescolato di superficie e lo strato di acqua profonda in corpi idrici profondi come oceani, mari e laghi. LUMINOSITA’ dipende dalla capacità della luce di propagarsi nell’acqua e riesce a illuminare solo la parte superficiale anche se l’acqua è limpida. Questa zona viene chiamata zona fotica dove si concentra la maggior parte della vita marina e del fitoplancton. GAS DISCIOLTI sono necessari per la vita degli organismi nelle acque. L’ossigeno è presente in quantità elevata in superficie perché l’acqua è in contatto con l’atmosfera. Le acque continentali possono essere di superficie o profonde (falde acquifere) e distinguiamo corsi d’acqua, laghi, ghiacciai, esseri viventi. L’uomo può disporre di una quantità minima di acqua pari allo 0,26% dell’intera massa d’acqua. La quantità di acqua presente sulla Terra rimane costante grazie al ciclo dell’acqua che coinvolge l’atmosfera, l’idrosfera e la crosta terrestre, permettendo una continua serie di scambi di acqua tra atmosfera-litosfera-biosfera. I FIUMI sono corsi d’acqua perenni, si differenziano dai torrenti perché non rimangono mai senz’acqua: l’alveo o letto di un torrente può rimanere asciutto per alcuni periodi dell’anno ed essere pieno d’acqua in altri momenti. Il percorso di un fiume di solito inizia da una sorgente ad alta quota e dopo un tragitto più o
meno lungo termina con la foce. i fiumi che confluiscono in fiumi più grandi sono detti affluenti, mentre quelli che si riversano in un lago sono detti immissari. Un fiume è formato da: Acqua da cui trae origine un fiume, può provenire da sorgenti di montagna, di pianura, dalla fusione delle nevi, dallo scioglimento dei ghiacciai, dalla condensazione dell’umidità atmosferica e dalle acque dilavanti. Lunghezza data dalla distanza dalla sorgente alla foce Velocità data dal numero di metri percorsi dall’acqua in un dato intervallo di tempo. Regime determinato dalle variazioni di portato che è massima nei periodi di piena e minima in quelli di magra Portata determinata dalla quantità d’acqua misurata in metri cubi che passa in un secondo in una data sezione verticale del fiume. Bacino idrografico dato dal territorio che per le sue caratteristiche morfologiche e di pendenza permette alle sue acque di alimentare il fiume. I fiumi di maggiore lunghezza presenti sulla Terra sono il Nilo in Africa, il Rio delle Amazzoni nell’Americano meridionale, il Chang Jiang in Asia, il Mississippi nell’America settentrionale, il Huang He in Asia. Le ACQUE SOTTERRANEE sono i più grandi depositi di acqua nascosti sottoterra: l’acqua piovana, che in parte scorre sul terreno e in parte evapora, penetra nel sottosuolo, soprattutto dove le rocce sono ricche di fratture e hanno una struttura che le rende permeabili. Così l’acqua scende in profondità fino a raggiungere strati di roccia più dura e compatta, che è impermeabile. Si formano così le falde freatiche ben protette dall’aria e dagli inquinamenti. La falda freatica, oltre ad essere alimentata dalle acque meteoriche (pioggia e neve), è alimentata dai fiumi. Quando la strato impermeabile alla base della falda sotterranea incontra la superficie terrestre si trasforma in una sorgente, che è il luogo dove l’acqua che si è accumulata nelle rocce permeabili sovrastanti fluisce all’esterno. Si parla di carsismo quando l’acqua piovana leggermente acida tende a dissolvere le rocce calcaree, questa dissoluzione crea grotte e cunicoli sotterranei che diventano vie preferenziali per lo scorrimento delle acque.
LEZ 18 – MODELLAMENTO DELLA SUPERFICIE TERRESTRE
Esistono interazioni tra l’atmosfera, l’idrosfera e le rocce che compongono la crosta terrestre. Questi fenomeni producono la degradazione delle rocce sia chimica che fisica che comportano la modificazione del Paesaggio. Questa trasformazione può avvenire sia tramite agenti endogeni (fattori responsabili della formazione del rilievo), sia tramite agenti esogeni (fattori responsabili della distruzione del rilievo). Questi agenti esogeni agiscono sugli elementi strutturali e di natura endogena come catene montuose, faglie, pieghe ecc. I processi di DEGRADAZIONE METEORICA sono costituiti dall’insieme delle modificazioni che una roccia subisce al contatto con gli agenti atmosferici e provocano una disgregazione della roccia in elementi più piccoli o si può avere anche una trasformazione chimica dei minerali che compongono la roccia. In entrambi i casi si può giungere alla parziale o totale scomparsa di una roccia. Si ha alterazione chimica quando i minerali reagiscono con altre sostanze, tipo quando sono esposti all’atmosfera e si formano nuovi minerali chiamati minerali di alterazione. L’alterazione chimica è influenzata da fattori come umidità, precipitazioni e copertura vegetale. È più intensa in regioni a clima caldo-temperato umido, meno intensa in clima desertici o polari. I nuovi minerali sono più stabili nelle nuove condizioni: il minerale più stabile è il quarzo, quello meno stabile è l’olivina. Le componenti dell’atmosfera che agiscono principalmente nel processo di alterazione chimica sono l’acqua e l’ossigeno. Le reazioni danno luogo ai seguenti processi: IDRATAZIONE è il processo che porta all’addizione di acqua ad un minerale per formare una nuova entità mineralogica. L’acqua con il dipolo si dispone all’attorno agli ioni determinando l’idratazione
