Riassunto de "Il Globo terrestre e la sua evoluzione" edizione blu, Zanichelli, Appunti di Geografia. Universita degli Studi Roma Tre
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Fran94 ottobre 2016

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Riassunto de "Il Globo terrestre e la sua evoluzione" edizione blu, Zanichelli, Appunti di Geografia. Universita degli Studi Roma Tre

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Riassunto sostitutivo del testo "Il Globo terrestre e la sua evoluzione" (ultima edizione), scritto da me in preparazione dell'esame di Geografia (professoressa Carla Masetti)
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LA CROSTA TERRESTRE

Elementi, composti e miscele.

Un elemento è una sostanza formata di atomi tutti uguali; un composto si crea quando atomi diversi si

legano insieme. In natura, di solito, le sostanze si trovano sotto forma di miscele, che vanno distinte in:

- Miscugli: miscele eterogenee all’interno delle quali i componenti rimangono separati (es. sabbia);

- Soluzioni: miscele omogenee in cui non è possibile distinguere le sostanze componenti.

I minerali. I minerali hanno una struttura cristallina caratterizzante, cioè un’impalcatura di atomi regolare.

Un cristallo si forma per la ripetizione di una struttura tridimensionale elementare di dimensioni

infinitesime. Se la crescita di un cristallo è ostacolata per lo sviluppo contemporaneo di altri cristalli, ne

risulta una massa di individui fittamente aggregati dei quali è difficile distinguere i singoli abiti cristallini.

La struttura tridimensionale del cristallo si presenta come una serie di allineamenti regolari di atomi

(reticolo cristallino). All’interno del reticolo cristallino gli atomi si susseguono a distanze fisse e sono

separati da spazi vuoti.

Le proprietà fisiche dei minerali sono:

- La durezza;

- La sfaldatura, ovvero la tendenza a rompersi per urto secondo superfici piane, parallele a una o più

facce dell’abito cristallino;

- La lucentezza, ovvero il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo (e si distingue in

metallica -la luce viene completamente assorbita, il minerale risulta opaco- o non metallica);

- Il colore, che può dare un’idea della composizione chimica del minerale;

- La densità.

Il processo di cristallizzazione avviene quando gli atomi si organizzano, da un insieme disordinato, a

formare strutture regolari e ordinate. Può avvenire secondo diversi processi:

- Cristallizzazione per raffreddamento di un materiale fuso (è il caso della lava);

- Precipitazione da soluzioni acquose calde in via di raffreddamento;

- Sublimazione di vapori caldi;

- Evaporazione di soluzioni acquose (ad esempio le acque salate dei mari);

- Attività biologica, come la formazione di gusci o apparati scheletrici.

Le rocce. Una roccia è un aggregato naturale di diversi minerali (esistono anche rocce omogenee formate

da un solo minerale). I processi di formazione delle rocce, detti processi litogenetici, sono tre: il processo

magmatico, il processo sedimentario e il processo metamorfico.

Il processo magmatico avviene con il raffreddamento del magma risalente dall’interno della Terra: la diminuzione di temperatura porta alla cristallizzazione del fuso magmatico, dando origine a rocce

magmatiche (o ignee). Le rocce magmatiche si dividono in rocce intrusive e rocce effusive a seconda della

profondità in cui i magmi solidificano:

- Le rocce intrusive solidificano in profondità, entro la crosta terrestre. Lì il magma, circondato da

altre rocce che fungono da isolante termico, solidifica in tempi molto lunghi, dando origine a

cristalli di grandi dimensioni;

- Le rocce effusive si formando con la solidificazione del magma in superficie, all’aria libera. Quando

il magma trabocca come lava, la sua temperatura subisce brusche diminuzioni di temperatura e

pressione. Gas e vapori contenuti nel fuso si disperdono nell’aria e solo una piccola parte della

massa magmatica originaria si trasforma in cristali di dimensioni apprezzabili.

Distinguiamo i magmi in base al loro contenuto in silice:

- I magmi acidi sono ricchi in silicio e alluminio (famiglia dei graniti);

- I magmi neutri hanno una composizione intermedia (famiglia delle dioriti);

- I magmi basici hanno una quantità bassa di silice, ma sono ricchi in ferro, magnesio e calcio

(famiglia dei gabbri);

- I magmi ultrabasici hanno una percentuale di silice inferiore al 45% in peso (famiglia delle

peridotiti).

Come si formano i magmi. La fusione di alcune rocce del mantello o della crosta avviene solo in

determinate situazioni, quali un locale aumento della temperatura del mantello o la presenza di fluidi in

grado di inumidire la roccia presente.

L’aumento locale di temperatura può verificarsi in seguito a risalita di materiale più caldo da zone profonde

della Terra; risalendo, questo materiale passa allo stato liquido in seguito alla diminuzione della pressione.

La conseguenza è la fusione più o meno estesa dei materiali risalenti.

Il processo sedimentario prevede l’erosione dei materiali rocciosi affioranti in superficie ad opera degli agenti esogeni (vento, acqua, ghiaccio), e si completa con il trasporto e l’accumulo dei materiali erosi

a formare rocce sedimentarie. Il passaggio da sedimenti a rocce vere e proprie prende il nome di diagenesi:

tra i vari fenomeni che portano a compimento questo processo, il più comune è la litificazione, che avviene

essenzialmente per compattazione e cementazione.

La compattazione avviene in seguito alla sovrapposizione dei materiali che, man mano che si accumulano

verticalmente, vanno a comprimere i sedimenti sottostanti, riducendo gli spazi vuoti.

La cementazione è invece dovuta all’acqua che, insediandosi tra i pori dei sedimenti, in seguito a processi

come quelli di precipitazione, quando determinate sostanze sono presenti in soluzione, riempiono i pori

cementando i granuli.

Le rocce sedimentarie vengono suddivise in tre gruppi.

Le rocce clastiche o detritiche. Sono rocce formate dai frammenti (clasti) di altre rocce. Le rocce formate da

clasti con dimensioni maggiori di 2mm sono dette conglomerati:

- I conglomerati formati da ciottoli spigolosi sono detti brecce,

- I conglomerati formati da ciottoli arrotondati sono detti puddinghe.

Le rocce formate da clasti di dimensioni minori di 2mm sono chiamate arenarie, sabbie cementate che

possono essere ricche di granuli di quarzo.

Le rocce formate da clasti di dimensioni inferiori a 1/16mm sono dette argille. Da una mescolanza di argille

e calcare possono formarsi le marne, utilizzate per la preparazione del cemento.

Tra le rocce clastiche vi sono anche le piroclastiti, depositi di materiali di varie dimensioni emessi da

esplosioni vulcaniche (sebbene l’origine di questi materiali sia ignea, sono considerate sedimentarie perché

seguono lunghi percorsi prima di “sedimentare”).

Le rocce organogene. Comprendono le rocce bioclastiche (accumuli di gusci e apparati scheletrici), le rocce

biocostruite (formate dai cosiddetti organismi “costruttori”, come gli atolli costruiti da spugne e coralli nei

mari tropicali) e i depositi organici (dalla cui trasformazione nel tempo prendono origine depositi

particolari, come carboni e idrocarburi).

Le rocce di origine chimica. Sono, ad esempio, le evaporiti, che si creano quando un bacino marino evapora

depositando sul fondo i Sali contenuti nell’acqua; o le rocce residuali, derivanti dall’accumulo dei materiali

che restano dopo l’alterazione meteorica di una roccia affiorante.

Il processo metamorfico avviene, in genere, all’interno della crosta terrestre e consiste nella trasformazione di una roccia, dovuta a cambiamenti di pressione e temperatura.

Il metamorfismo di contatto si genera quando un magma, in risalita dall’interno della Terra, entra in

contatto con le rocce circostanti, scaldandole.

Il metamorfismo regionale avviene quando movimenti della crosta terrestre fanno sprofondare per

kilometri masse di rocce sedimentarie o magmatiche, che saranno sottoposte a forti aumenti di

temperatura e pressione.

Le rocce soggette a metamorfismo subiscono una serie di reazioni chimiche e di trasformazioni fisiche

(cristallizzazione metamorfica) che portano alla comparsa di una nuova roccia.

La facies metamorfica rappresenta l’insieme di caratteri litologici di una roccia e dipende dall’ambiente in

cui la roccia si è formata: riconoscere una determinata facies significa, quindi, identificare l’ambiente fisico

in cui una roccia si è formata. Il metamorfismo è un processo dinamico, caratterizzato dal mutare delle

condizioni di pressione e temperatura a mano a mano che una roccia sprofonda nella crosta. I geologi

chiamano la storia di queste variazioni percorso metamorfico P-T.

LA GIACITURA E LE DEFORMAZIONI DELLE ROCCE La Stratigrafia è il ramo delle Scienze geologiche che studia la successione cronologica dei vari corpi litoidi e

i rapporti geometrici tra tali corpi al momento della loro formazione.

Una formazione geologica (es. formazione sedimentaria, formazione ignea, formazione metamorfica) è un

corpo roccioso caratterizzato da natura litologica uniforme, riferibile a un ambiente di formazione rimasto

omogeneo per un certo intervallo di tempo.

Una formazione di rocce sedimentarie può apparire compatta o stratificata. Uno strato può avere spessore

variabile ed è l’unità più piccola di una serie rocciosa ed è delimitato, nei confronti di altri strati, da superfici

di discontinuità dette piani di stratificazione.

Le facies sedimentarie. Il termine facies (“aspetto”) indica l’insieme delle caratteristiche litologiche di una

roccia. Riconoscere una determinata facies significa identificare l’ambiente fisico di formazione della roccia

e poter risalire alla forma complessiva che il corpo litoide aveva al tempo della sua formazione. Le rocce

sedimentarie si distinguono in:

- Facies continentali, le rocce depostesi su terre emerse, a diretto contatto con l’aria;

- Facies di transizione, tipiche della fascia di passaggio dalle terre emerse al mare;

- Facies marine.

I princìpi della Stratigrafia:

- Principio di orizzontalità originaria. I sedimenti si depositano, di regola, in strati pressoché

orizzontali e, una volta divenuti rocce, dovrebbero continuare ad apparire come strati più o meno

orizzontali. Se gli strati che stiamo osservando appaiono inclinati o addirittura verticali o incurvati,

si deve concludere che essi hanno assunto tale giacitura come conseguenza di movimenti della

crosta avvenuti dopo la loro formazione.

- Principio di sovrapposizione stratigrafica. Ogni strato è più antico dello strato soprastante e più

recente di quello sottostante.

- Principio di intersezione. Intrusioni di magma che tagliano altre rocce sono più giovani di queste (lo

stesso principio si applica anche alle fratture o rotture che attraversano le rocce).

Elementi di tettonica Nei solidi reali, quando lo sforzo supera un certo valore, che varia da sostanza a sostanza, il corpo, al

cessare della sollecitazione, non riacquista più la sua forma iniziale: si è raggiunto, in tal caso, il limite di

elasticità, oltre il quale la deformazione è plastica, cioè permanente. Se lo sforzo aumenta ancora, il corpo

si rompe, in corrispondenza di un valore chiamato carico di rottura.

All’interno della crosta una roccia è sottoposta alla pressione litostatica, dovuta al carico delle rocce che la

circondano. Per un medesimo tipo di roccia, all’aumentare della pressione litostatica aumenta anche

l’intervallo in cui si registra la deformazione plastica: questo significa che una roccia posta in profondità

entro la crosta richiede una sollecitazione maggiore per rompersi, mentre può, con maggiore facilità,

deformarsi plasticamente.

Anche all’aumentare della temperatura diminuisce l’intervallo di elasticità e risulta facilitato un

comportamento plastico. In modo analogo, la presenza di fluidi fa abbassare il limite di elasticità e facilita la

comparsa di deformazioni plastiche.

È importante la velocità di deformazione: materiali che si comportano in modo fragile quando vengono

sollecitati bruscamente, si comportano in modo plastico se la sollecitazione agisce per tempi lunghi.

Gli sforzi in atto nel pianeta possono sollecitare in modo diverso due parti

contigue di un settore di crosta. Se lo sforzo è intenso, tra le due parti

diversamente sollecitate si forma una lunga e profonda lacerazione ed esse

scivolano l’una rispetto all’altra. La frattura viene detta faglia. La superficie

lungo cui si è verificato il taglio si chiama superficie di faglia. L’entità dello

spostamento di una parte rispetto all’altra si chiama rigetto. La direzione del

movimento che genera la faglia si ricava dalle strie, sottili incisioni che si

producono sul piano di faglia per il forte attrito.

Se il piano di faglia è inclinato, si parla di faglia diretta quando il blocco di rocce

che si trova sopra il piano di taglio risulta spostato verso il basso rispetto a

quello contiguo; si dice faglia inversa se risulta spostato verso l’alto rispetto a

quello contiguo.

Quando il piano della faglia è verticale, ma le strie indicano che il movimento è

stato orizzontale, si parla di faglie trascorrenti.

Le faglie sono raramente isolate: di regola sono

associate in sistemi. Una tipica associazione è

quella che determina una fossa tettonica: in

questo caso due sistemi paralleli di faglie

disposte a gradinata provano l’abbassamento

della striscia di crosta tra essi interposta

(“fossa”) rispetto alle due parti laterali. Se due o

più fosse tettoniche si fiancheggiano, i settori

che le separano, rimasti relativamente sollevati,

prendono il nome di pilastri.

Molte rocce sono caratterizzate da ampi

intervalli di plasticità. I numerosi piani di

stratificazione (e in particolare se fra

strato e strato vi sono livelletti di argilla)

facilitano infatti il piegamento, in virtù di

numerosi piccoli movimenti differenziali

fra uno strato e l’altro.

Se le sollecitazioni rimangono entro

l’intervallo di plasticità, il risultato sarà

una deformazione senza interruzione

degli strati, che si manifesta sotto forma

di diversi tipi di pieghe. Le pieghe più

frequenti sono le successioni di anticlinali

e di sinclinali: le prime hanno la

convessità verso l’alto, le seconde verso il

basso.

Nel caso di spinte che agiscano nella

crosta con grande intensità, può avvenire

che una grande piega si rovesci

completamente sopra una piega

contigua. L’accavallamento di un settore sull’altro è detto sovrascorrimento. Ove esiste un

sovrascorrimento si può notare che un pacco di strati più antichi giace al di sopra di materiali più giovani.

Se il fenomeno è così esteso da assumere dimensioni di regione, allora si parla di faldedi ricoprimento. I

terreni sovrascorsi vengono chiamati alloctoni. Quelli su cui è avvenuto il sovrascorrimento si definiscono

autoctoni.

Per riconoscere un sovrascorrimento occorre che l’erosione abbia inciso, con i fiumi o i ghiacciai, una valle

tanto profonda da lasciar osservare sul fondo la serie sottostante. Tale incisione prende il nome di finestra

tettonica. Se l’erosione ha ormai demolito quasi tutta la falda sovrascorsa, lasciandone solo pochi lembi

residui, questi vengono chiamati scogli tettonici.

È possibile ricomporre la

successione delle formazioni

rocciose che, dalla più antica

alla più giovane,

rappresentano la storia

geologica di quell’area. Tali

successioni vengono

chiamate serie

stratigrafiche.

La storia del pianeta si può

scandire in cicli geologici (o

cicli di Hutton).

IL VULCANISMO I magmi prendono origine all’interno della crosta terrestre o della parte alta del sottostante mantello.

Viene usato il termine magma quando ci si riferisce al materiale fuso presente all’interno della crosta,

mentre quando tale materiale fuoriesce in superficie e perde gran parte dei gas e dei vapori che conteneva

si parla di lava. Gas e vapori vanno ad arricchire l’atmosfera, mentre i prodotti solidi si accumulano fino a

costruire l’edificio vulcanico.

Il condotto vulcanico (camino vulcanico) mette in comunicazione l’edificio esterno con l’area di

alimentazione. Nella sua risalita il magma può ristagnare in una camera magmatica a debole profondità.

Esistono due tipi di vulcani:

- I vulcani-strato si formano quando fasi di

effusioni laviche si alternano con periodi di

emissioni esplosive di frammenti sminuzzati di

lava, che si depositano poi intorno al cratere,

dando origine alle piroclastiti. L’edificio ce ne

risulta, chiamato anche vulcano composto,

assume la forma di un cono.

- I vulcani a scudo hanno una forma appiattita,

dovuta alla notevole fluidità delle lave eruttate.

Si forma per l’accumularsi di migliaia di sottili

colate basaltiche, molto fluide, che si

espandono prima di solidificarsi in coltri.

Queste lave sono in grado di scorrere per molti

kilometri in larghe colate, anche di modesto

spessore.

I diversi tipi di eruzione. I fattori che più direttamente influenzano il tipo di eruzione sono la viscosità del

magma in risalita e il contenuto in gas, soprattutto vapore acqueo.

- Le eruzioni di tipo hawaiiano sono caratterizzate da abbondanti effusioni di lave molto fluide, che

danno origine ai tipici vulcani a scudo.

- Si comportano in modo simile le eruzioni di tipo islandese, nelle quali però la lava, molto fluida,

risale da lunghe fessure (e non da un edificio centrale) aperte nella crosta e si espande in vaste

coltri, dando origine a giganteschi espandimenti basaltici.

- Le eruzioni di tipo stromboliano presentano modesta attività esplosiva. La lava, abbastanza fluida,

ristagna periodicamente nel cratere, dove inizia a solidificare. Si forma così una crosta solida, al di

sotto della quale si vanno accumulando i gas che continuano a liberarsi dal magma: la pressione di

questi gas cresce fino a far saltare la crosta con modeste esplosioni.

- Le eruzioni di tipo vulcaniano sono simili a quelle di tipo stromboliano, solo che in questo caso la

lava è molto più viscosa. I gas si liberano con più difficoltà, e la lava solidifica nella parte alta del

condotto, dove forma un “tappo” di grosso spessore. I gas impiegano tempi più lunghi per

raggiungere pressioni sufficienti a vincere l’ostruzione; quando ciò avviene, l’esplosione è

violentissima.

- Nelle eruzioni di tipo pliniano il magma, molto ricco in gas, risale con estrema violenza dalla

camera magmatica e viene letteralmente “sparato” verso l’esterno attraverso il condotto.

- Nelle eruzioni di tipo peléeano la lava ad altissima viscosità e a temperatura relativamente bassa

viene spinta fuori dal condotto già quasi solida e forma cupole o torri alte.

- Il vulcanismo idromagmatico invece è dovuto all’interazione tra magma e l’acqua che permea le

rocce. Il brusco passaggio dell’acqua allo stato di vapore genera enormi pressioni che possono far

saltare l’intera colonna di rocce sovrastanti, aprendo un condotto verso l’esterno. Dalla base di tale

colonna parte una specie di onda d’urto concentrica che dà origine a una densa nuvola di vapore e

materiali solidi, a forma di anello, chiamata base-surge.

I prodotti dell’attività vulcanica. Tra i materiali gassosi più abbondanti vi è il vapore acqueo e l’anidride

carbonica, seguiti da zolfo, cloro e fluoro. Questi hanno contribuito a formare gran parte dell’atmosfera e

favoriscono l’innesco delle eruzioni del magma, entro cui si trovano disciolti (analoghi all’anidride carbonica

sciolta in uno spumante quando si comincia a togliere il tappo dalla bottiglia).

I materiali solidi che vanno a costituire gli edifici vulcanici sono le colate di lava e le piroclastiti, che si

formano per accumulo di frammenti solidi di varie dimensioni e natura (scorie, lapilli, ceneri, polveri).

Il vulcanismo effusivo. La manifestazione più imponente di vulcanismo effusivo sulla Terra avviene

sott’acqua ed è associata a una serie di profonde fessure che tagliano l’intera crosta oceanica e segnano

l’asse delle dorsali oceaniche.

Il sistema di dorsali oceaniche non è una catena montuosa sommersa, ma corrisponde a un inarcamento

del fondo oceanico, lungo la cui sommità si aprono le fessure da cui fluisce il magma.

I punti caldi sono zone ristrette della superficie terrestre, con diametri di 100-200 km, caratterizzate da

vulcanismo attivo persistente da milioni di anni. Sotto ai punti caldi si ha una continua fusione del materiale

presente.

Il vulcanismo esplosivo. Qualunque sia il meccanismo attraverso il quale essa si manifesta, quando si arriva

all’esplosione i gas roventi fuggono dal condotto con estrema violenza, trascinando frammenti di rocce

sbriciolate e lava polverizzata. Si forma così una nube ardente.

Quando la nube perde energia e i gas si disperdono, la colonna di materiale solido ricade sul vulcano (nube

ardente ricadente) e scorre velocemente lungo le sue pendici, formando estese colate piroclastiche prima

di arrestarsi e di originare un accumulo di piroclastiti.

I FENOMENI SISMICI I sismi si manifestano quasi esclusivamente entro certe fasce della superficie terrestre, le aree

sismicamente attive o sismiche.

Un terremoto è una vibrazione più o meno forte della Terra prodotta da una rapida liberazione di energia

meccanica in profondità. Il punto in cui l’energia si libera è l’ipocentro del terremoto: da esso l’energia si

propaga per onde sferiche che, pur indebolendosi con la distanza, attraversano tutta la Terra.

Modello del rimbalzo elastico di Reid: le rocce sono sottoposte a sforzo da movimenti in atto nella crosta e

nel mantello superiore. Nei volumi di rocce interessati si accumula energia come deformazione elastica,

finché, superata la loro resistenza, l’energia si libera improvvisamente, generando nuove faglie o

rimuovendone di antiche e provocando il terremoto. (Come una bacchetta che si deforma elasticamente

fino a che, se lo sforzo continua, si spezza di colpo in due frammenti che, con rapide vibrazioni, tornano

quasi istantaneamente rettilinei, schiaffeggiando ad ogni oscillazione l’aria circostante).

Il ciclo sismico. Per la teoria del rimbalzo elastico una zona in cui si è appena manifestato un terremoto

dovrebbe aver raggiunto un nuovo equilibrio, che garantirebbe un periodo di tranquillità sismica. Il

processo si può schematizzare come un ciclo sismico, nel quale si distinguono più stadi: in quello pre-

sismico (prima della rottura) la deformazione elastica provoca variazioni in alcune caratteristiche delle

rocce; in quello post-sismico l’area colpita va verso un nuovo equilibrio, attraverso scosse successive o

repliche.

Differenti tipi di onde sismiche. La struttura della Terra, con l’alternarsi di materiali diversi, provoca, nelle

onde che si propagano, fenomeni di rifrazione (quando un’onda elastica che si propaga all’interno di un

materiale raggiunge la superficie di separazione con un materiale diverso, nell’attraversare tale superficie

subisce una rifrazione, cioè cambia velocità e direzione di propagazione) e riflessione (quando un’onda

elastica raggiunge la superficie di separazione tra due materiali diversi, una parte della sua energia

“rimbalza” su tale superficie e torna a propagarsi nello stesso materiale, ma con diversa direzione).

Nella zona posta in superficie sulla verticale dell’ipocentro, chiamata epicentro del terremoto, arriva così

un groviglio di onde di ogni frequenza e velocità e il terreno vibra a lungo e più violentemente che se fosse

raggiunto da una singola sequenza di onde.

Per riconoscere i tipi di onde emesse da un terremoto bisogna portarsi a distanza dall’epicentro:

- Le onde longitudinali sono quelle al cui passaggio le particelle di

roccia oscillano avanti e indietro nella direzione di propagazione

dell’onda stessa: la roccia subisce rapide variazioni di volume,

comprimendosi e dilatandosi alternativamente. Queste onde si

propagano in ogni mezzo (onde P).

- Le onde trasversali fanno compiere alle particelle di roccia delle

oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione; la

roccia subisce variazioni di forma, ma non di volume (onde S).

queste onde non possono propagarsi attraverso i fluidi.

Le onde P e le onde S, che si generano nell’ipocentro, sono chiamate

complessivamente onde interne o di volume.

Quando le onde interne raggiungono la superficie, si trasformano in

parte in onde superficiali, che si propagano dall’epicentro lungo la

superficie terrestre.

Localizzazione di un terremoto. Per ricavare informazioni dai

sismogrammi bisogna averne classificati in gran numero in modo da

ricavarne un diagramma. Qui vengono messi a confronto i tempi di arrivo

dei singoli tipi di onde con le distanze delle stazioni dall’epicentro.

Vengono tracciate delle curve, dette dromocrone, che indicano i tempi

di propagazione di ogni tipo di onda in funzione della distanza

dall’epicentro. I sismologi hanno oggi a disposizione, sotto forma di

tabelle, i tempi di propagazione dei vari tipi di onde per qualsiasi distanza e

per terremoti con ipocentri a diverse profondità. Per ricavare la distanza

dall’epicentro è sufficiente misurare, sul sismogramma, la differenza tra il

tempo di arrivo della prima onda P e quello della prima onda S, e cercare

poi sull’ascissa della dromocrona la distanza epicentrale cui corrisponde un

intervallo tra le due curve pari all’intervalli di tempo misurato.

Per misurare invece la posizione dell’epicentro è necessario poter disporre

delle distanze dall’epicentro di almeno tre stazioni sismiche: in tal caso è

sufficiente tracciare, su una carta geografica equidistante, tre circonferenze

con centro nelle tre stazioni e con raggio di lunghezza pari alla distanza

epicentrale determinata per ciascuna stazione. Il punto di intersezione

fornisce la posizione dell’epicentro.

Affinché un sismogramma possa fornire anche indicazioni sulla profondità dell’ipocentro (superficiale,

intermedio, profondo) sono necessarie le registrazioni di almeno dieci stazioni.

Scale di intensità. La scala d’intensità più usata in Europa e in America è la scala MCS (Mercalli-Càncani-

Sieberg), divisa in 12 gradi. Nelle scale di confronto per terremoti, l’intensità viene stabilita in base alla

valutazione degli effetti prodotti dal terremoto su persone, manufatti e terreno. Questi dati si riferiscono

all’area entro cui il sisma è stato percepito. Dopo aver riportato su una rappresentazione cartografica

dell’area indagata i valori dell’intensità per ciascuna località, si tracciano delle linee “di confine” tra le zone

in cui il terremoto si è manifestato con intensità diverse: si ottiene una

serie di curve chiuse, dette isosisme, la più interna delle quali racchiude

l’area dell’epicentro.

La forma e l’andamento delle isosisme forniscono informazioni sulla

struttura geologica dell’area in esame.

La magnitudo di un terremoto. A parità di distanza dalla sorgente (e di altre condizioni), un terremoto più

forte di un altro fa registrare sul sismogramma oscillazioni più ampie. Attraverso lo studio di queste

oscillazioni si può ricavare la magnitudo di un terremoto, ovvero una misura dell’energia meccanica

sprigionata dal terremoto all’ipocentro.

Non c’è sempre corrispondenza precisa tra intensità e magnitudo, e può accadere che due terremoti di

diversa magnitudo provochino effetti classificati nel medesimo grado di intensità.

Le scale di intensità misurano gli effetti di un terremoto che si propaghi sulla superficie del pianeta, mentre

la magnitudo misura la “forza” di un terremoto all’ipocentro, dove esso si genera.

I danni agli edifici. I danni principali agli edifici sono provocati soprattutto dai movimenti orizzontali del

suolo e dalle forti accelerazioni che gli edifici subiscono, ma dipendono molto anche dalla durata delle

oscillazioni. Anche la natura geologica del terreno su cui poggiano gli edifici ha grande importanza, in

quanto può modificare il comportamento delle onde sismiche (alcune rocce producono l’effetto

smorzamento, con il quale riducono la propagazione delle onde sismiche).

A volte sono le caratteristiche di certi terreni a modificarsi: alcuni di essi a causa delle vibrazioni subiscono

un fenomeno detto liquefazione e perdono ogni consistenza, per cui gli edifici sovrastanti affondano in essi.

Maremoti o Tsunami. Se il terremoto si verifica sotto il fondo del mare, nelle zone costiere si possono

risentire gli effetti di un maremoto. Quando il movimento della faglia che provoca il terremoto fa sollevare

o abbassare bruscamente un tratto del fondo del mare, l’oscillazione di quest’ultimo provoca, nella massa

d’acqua sovrastante, una perturbazione che si manifesta, sulla superficie del mare, come ondo molto

lunghe.

In pieno oceano la distanza tra le creste di due onde successive di maremoto può arrivare fino a 300 km,

mentre l’altezza delle onde in genere non supera il metro. Quando si avvicinano alla costa, man mano che

la profondità delle acque diminuisce, l’altezza delle onde cresce, la distanza tra le creste diminuisce.

L’interno della Terra. La velocità di propagazione

delle onde sismiche dipende dalle caratteristiche

elastiche del materiale e dalla sua densità.

È stato verificato che per ogni terremoto esiste

una zona d’ombra all’interno della quale in

pratica non arrivano onde P dirette. La zona

d’ombra ha rivelato l’esistenza all’interno della

Terra di un nucleo di materiale diverso da quello

che lo avvolge, tanto da far deviare per rifrazione

le traiettorie delle onde.

Le onde P perdono velocità nell’attraversare il

nucleo, mente le onde S non possono nemmeno

penetrarvi. Ciò ha portato a concludere che il nucleo, almeno nella sua parte più esterna, deve essere fluido

(superficie di Gutenberg = la discontinuità tra il nucleo e il materiale che lo avvolge).

Viene definita discontinuità (sismica) la superficie che separa due materiali nettamente diversi per le

caratteristiche fisiche che influenzano la propagazione delle onde elastiche.

Sempre studiando le traiettorie delle onde sismiche è stato identificato in seguito il nucleo interno, solido

(superficie di Lehmann).

Il materiale che avvolge il nucleo è chiamato mantello. Esso si estende dal nucleo fin quasi alla superficie

del pianeta senza però affiorare. A modesta profondità le onde sismiche incontrano una netta superficie di

discontinuità, la superficie di Moho, che segna la separazione con la crosta.

La fascia in cui il mantello mostra un comportamento più plastico è chiamata astenosfera, ed è interpretata

come una zona in cui il materiale presente è parzialmente fuso.

Le rocce che ricoprono l’astenosfera fino alla superficie si comportano come un involucro rigido, cui è stato

riservato il nome di litosfera

Nella distribuzione geografica dei terremoti gli epicentri risultano allineati secondo fasce ben definite:

- Una sismicità significativa e con ipocentri superficiali segue il sistema di dorsali oceaniche;

- Una sismicità molto più intensa segue tutte le grandi fosse oceaniche dell’Oceano Pacifico.

- Una fascia di forte sismicità segue le catene montuose di formazione recente, dal Mediterraneo

all’Himalaya;

- I terremoti vulcanici sono, invece, vibrazioni del suolo prodotte dal movimento del magma in

risalita entro la crosta e nel camino vulcanico.

Previsione dei terremoti. La previsione deterministica viene tentata attraverso l’esame di fenomeni

precursori, cioè una serie di eventi che ricorrono in un intervallo di tempo precedente il terremoto.

La previsione statistica dei terremoti si basa sull’osservazione che la distribuzione geografica delle aree

sismiche non è casuale, e sul presupposto che, in ogni data area, la storia sismica abbia caratteristiche

statisticamente simili nel tempo.

Strumenti basilari per ogni previsione statistica sono i cataloghi sismici.

Prevenzione del rischio sismico: tiene conto di diversi parametri.

- La pericolosità sismica: probabilità che in una certa area si risentano gli effetti di un terremoto;

- La vulnerabilità: debolezza di un territorio di fronte a un terremoto;

- I costi: perdite di vite, danni agli edifici, interventi per la ricostruzione, danno sociale per le attività

colpite dall’evento.

È fondamentale l’applicazione di opportune tecniche di edilizia antisismica, così come un’efficace

educazione di massa.

Accanto alla zonazione sismica, si è individuata una microzonazione, applicata a zone ristrette, come nel

caso dei centri storici (dove gli edifici sono spesso antichi e costruiti senza l’applicazione di tecniche di

edilizia antisismica). È risultata chiara la necessità di tener conto, nella progettazione urbanistica, della

risposta sismica dei terreni di fondazione.

LA TETTONICA DELLE PLACCHE La crosta. È la parte più esterna del pianeta. Si distinguono una crosta continentale e una crosta oceanica.

La base della crosta è indicata da una brusca discontinuità sismica, la superficie di Moho.

Il mantello. Si estende dalla Moho fino alla discontinuità sismica di Gutenberg.

Le rocce del mantello presentano notevole rigidità. I dati sismici, però, hanno messo in evidenza che, in una

fascia tra 70 e 250 km di profondità, il materiale presente appare meno rigido: è stata, così, identificata

l’astenosfera, una zona in cui le rocce del mantello sono parzialmente fuse. Si tratta di una zona a maggiore

plasticità.

L’insieme della crosta e del mantello fino all’astenosfera viene definito litosfera, per sottolineare il

comportamento complessivamente più rigido nei confronti della sottostante astenosfera.

Il nucleo. La discontinuità sismica di Gutenberg segna il passaggio al nucleo della Terra. Il materiale della

parte più esterna del nucleo ha le caratteristiche di un fluido.

Il flusso di calore. Il flusso termico terrestre (cioè la quantità di calore emessa nell’unità di tempo per ogni

unità di superficie) è molto basso. Tuttavia, la quantità di energia che viene liberata per tale via in un anno

è 50 volte maggiore dell’energia liberata da tutti i terremoti e da tutte le eruzioni vulcaniche nello stesso

periodo di tempo.

Tra i materiali che costituiscono la Terra sono presenti vari isotopi radioattivi. L’energia cinetica delle

particelle emesse dagli isotopi radioattivi si trasforma nel calore che fluisce continuamente dalla superficie

della Terra. Esistono zone con flusso termico molto più elevato della media, come le dorsali oceaniche; si

ritiene che tali situazioni siano dovute all’esistenza di correnti convettive del mantello, cioè a reali

spostamenti di materiale più caldo che risale da zone profonde, verso l’alto.

Si tenga presente che, in determinate condizioni, anche i solidi possono “scorrere”, comportandosi come

fluidi. All’interno del mantello, masse di rocce profonde, divenute più calde del materiale circostante a

causa del decadimento degli isotopi radioattivi, tendono a risalire verso la crosta, sia pure con movimenti

lentissimi, mentre masse di rocce vicine alla crosta, divenute più fredde, scendono verso il basso, dove

tornano a riscaldarsi e possono risalire nuovamente verso la crosta.

La temperatura interna della Terra. La temperatura all’interno della crosta terreste aumenta in media di

circa 30 °C ogni km di profondità (gradiente geotermico).

La “geodinamo”. Le ipotesi sull’origine del campo geomagnetico si sono orientate verso un modello simile a

quello delle dinamo ad autoeccitazione.

Per l’innesco della geodinamo basta che il nostro pianeta abbia attraversato occasionalmente qualche

campo magnetico sporadico, probabilmente di origine solare, mentre erano già in atto i moti convettivi. Da

quel momento, finché ci sarà una fonte di energia per mantenere in movimento il materiale fluido, il nucleo

può continuare a mantenere attivo un campo magnetico.

Il paleomagnetismo consente lo studio del campo magnetico terrestre del passato. Molte rocce conservano

una propria magnetizzazione, indotta dal campo geomagnetico al momento della loro formazione.

Il campo geomagnetico esiste da almeno 3,5 miliardi di anni.

La scoperta più interessante è stata che la direzione della magnetizzazione conservata in rocce antiche è in

genere diversa da quella del campo geomagnetico attuale.

Tale contraddizione si supera con un radicale mutamento di prospettiva. Non sono stati i poli magnetici a

spostarsi, ma sono stati i continenti a muoversi, scivolando lentamente sulla superficie terrestre.

In molte rocce la direzione di magnetizzazione risulta esattamente opposta a quella del campo

geomagnetico attuale. Questo fenomeno rivela la presenza di ripetute inversioni di polarità, quindi il

campo è passato alternativamente da normale a inverso.

L’epoca magnetica in cui viviamo è durata 700 000 anni: potrebbe essere prossima una nuova inversione di

polarità; sappiamo ben poco su come avvenga tale fenomeno e quali possano essere le conseguenze.

La struttura della crosta. Il livello medio della superficie della

crosta continentale è di oltre 4 km maggiore di quello della

crosta oceanica. La crosta continentale sovrasta ovunque quella

oceanica ma, avendo uno spessore medio molto maggiore,

significa anche che essa risulta “affondata” nel sottostante

mantello, più di quella oceanica.

Nella crosta continentale è possibile trovare rocce di ogni età,

mentre nessun punto dei fondi oceanici presenta rocce più antiche di 190 milioni di anni.

La crosta oceanica mostra una struttura a strati molto regolare; partendo dall’alto:

- Un modesto spessore di sedimenti poco o per niente litificati (strato 1);

- Un considerevole spessore di basalto (strato 2);

- Uno strato di gabbro, la roccia magmatica che è il corrispondente intrusivo del basalto (strato 3);

La crosta continentale presenta invece una composizione estremamente eterogenea. Essa ha avuto una

complessa evoluzione, dominata dal processo detto orogenesi; si distinguono due aree principali di crosta

continentale:

- Le aree cratoniche sono le parti più antiche: appaiono come ampie pianure debolmente bombate

verso l’alto e sono costituite da ammassi di rocce ignee e metamorfiche (scudi), in parte ricoperte

da rocce sedimentarie di età più recente (tavolati). I cratoni sono formati dai resti di catene

montuose molto antiche e risultano stabili;

- Le fasce orogeniche sono quelle in cui l’orogenesi si è verificata in genere entro gli ultimi 500

milioni di anni. La crosta in cui si è manifestato non ha ancora raggiunto la stabilità delle aree

cratoniche.

L’isostasia. La constatazione, ricavata dall’andamento della

Moho, che la crosta terrestre nel suo insieme affonda più o

meno nel mantello a seconda del suo spessore, suggerisce

che la crosta possa letteralmente galleggiare sul mantello a

causa della sua minore densità media.

La tendenza della costa a raggiungere una posizione di

equilibrio attraverso il fenomeno del galleggiamento è

chiamata isostasia e indica una condizione di uguale

equilibrio nei confronti della forza di gravità, di settori della

crosta terrestre posti a quote diverse.

Dopo che si origina una catena montuosa, nel corso del

processo di deformazione, quel settore aumenta di spessore,

anche fino al doppio del valore medio, e diviene sempre più

pesante.

Come conseguenza, sprofonda via via nel sottostante

mantello, finché la spinta di galleggiamento (analoga alla spinta del principio di Archimede) non ne

compensa il maggior peso. In superficie, a quel settore di crosta ispessito corrisponde una catena

montuosa, che può restare sollevata proprio perché è sostenuta dal grosso ispessimento di materiale

crostale relativamente leggero, che sporge verso il basso e costituisce le radici dell’orogeno.

La deriva dei continenti. Circa 200 milioni di anni fa esisteva un unico grande continente (Pangèa),

circondato da un unico oceano (Pantàlassa). Il grande continente si sarebbe poi smembrato in più parti che

si sarebbero sempre più allontanate tra loro, secondo un meccanismo noto come deriva dei continenti.

Sul fondo degli oceani si snoda un sistema di dorsali sommerse, lungo complessivamente oltre 60 000 km.

Le dorsali oceaniche corrispondono a una lunghissima fascia di crosta oceanica inarcata verso l’alto, tanto

che la sua sommità è almeno 2-3000 metri più alta degli adiacenti fondi oceanici. È una specie di gigantesca

cicatrice.

La cresta del sistema di dorsali è quasi ovunque segnata da un solco longitudinale largo qualche decina di

km e profondo 1500-3000 metri, chiamato rift valley. In qualche punto la sommità di una dorsale arriva ad

emergere dalla superficie del mare, come accade, ad esempio, in Islanda.

Un diverso sistema di faglie, trasversali rispetto all’asse della rift valley, disarticola invece le dorsali in

numerosi segmenti, ciascuno dei quali risulta spostato

rispetto a quelli contigui (faglie trasformi). Lungo il tratto

di faglia compreso tra due segmenti successivi di rift valley

il fondo oceanico si muove in due direzioni opposte,

provocando violenti terremoti. Lungo le faglie che

delimitano la rift valley risale continuamente dal mantello

magma che fuoriesce sul fondo del mare e solidifica come

roccia basaltica con la caratteristica forma di lava a cuscini.

Sul fondo delle rift valley sono state scoperte numerose sorgenti idrotermali. L’acqua fredda del mare

penetra nelle fratture lungo le dorsali, scende per parecchi kilometri e si riscalda a contatto con i basalti.

Risale fino a sgorgare con violenza dal fondo marino, con un getto caldissimo ricco di minerali e gas portati

via in soluzione dai basalti. Tali sorgenti sono chiamate fumaioli neri. A contatto con l’acqua fredda del

mare, dalla soluzione calda precipitano chimicamente i minerali che, con le loro incrostazioni, formano

ciminiere alte alcuni metri. Sono state scoperte intorno ai fumaioli, oasi di vita popolate da specie

sconosciute di vermi, molluschi bivalvi, granchi e altri organismi.

Sotto la crosta oceanica, in corrispondenza delle dorsali, deve esistere un flusso ascendente continuo di

materiale molto caldo, non fuso, o forse solo in minima parte. Il materiale risale da livelli profondi entro il

mantello, dove, come già detto, forti squilibri termici attiverebbero ampi movimenti convettivi.

In vicinanza della superficie, per la diminuita pressione litostatica, parte del materiale caldo passerebbe allo

stato fuso e risalirebbe attraverso le fratture che delimitano la rift valley, fino a traboccare sul fondo del

mare.

La quantità di lava che fuoriesce lungo tutte le dorsali è una piccola frazione dell’enorme massa di

materiale caldo, ma solido, in risalita dal mantello. In prossimità della superficie, tale massa si espande,

dividendosi in due rami che si allontanano in direzioni opposte rispetto alla posizione della dorsale, a

velocità di qualche cm/anno. In superficie i due fianchi delle dorsali si allontanano l’uno dall’altro a partire

dalla rift valley.

Le fosse abissali sono depressioni del fondo, relativamente strette, molte delle quali profonde più di 10 000

metri di profondità. Il fondo oceanico scende, in corrispondenza di una fossa, di oltre 5 km. L’attività

vulcanica è sistematicamente presente, ma è localizzata a una certa distanza dalla fossa, dove si individua

un arco vulcanico o arco magmatico.

Se la fossa fiancheggia il margine di un continente, lungo quest’ultimo si innalza una catena di vulcani.

Se invece la fossa è in pieno oceano, parallelamente ad essa si osserva un arco di isole vulcaniche.

A differenza di quanto avviene nelle dorsali, dove si verificano effusioni di lave fluide, il vulcanismo lungo le

fosse è altamente esplosivo, alimentato da magmi molto ricchi di gas e vapori.

I sistemi arco-fossa sono accompagnati anche da forte sismicità. La distribuzione complessiva degli

ipocentri dei terremoti permette di individuare una superficie ideale, la superficie o piano di Benioff, che

scende in profondità con un angolo, rispetto alla superficie terrestre, compreso tra 30 e 70°.

Espansione e subduzione. Se l’interpretazione delle dorsali oceaniche come luogo di formazione ed

espansione di nuova litosfera oceanica è corretta, allora deve esistere qualche forma di consunzione di

litosfera in altri settori del globo.

Il collegamento tra dorsali e fosse è al centro dell’ipotesi dell’espansione dei fondi oceanici. Le dorsali

oceaniche, in rilievo rispetto alle piane abissali, sono sostenute dalla risalita di materiale caldo (ma solido)

in movimento nel mantello.

Tale risalita fa inarcare la litosfera, ma ne provoca anche la fratturazione e l’assottigliamento, per cui la rift

valley corrisponde in realtà a una gigantesca crepa. Attraverso la rift, parte del materiale del mantello,

passato allo stato fuso, risale e alimenta il vulcanismo della dorsale, i cui prodotti, una volta divenuti solidi,

contribuiscono alla formazione di nuova crosta oceanica.

Contemporaneamente, a una certa distanza dalle dorsali la litosfera, da tempo in movimento, ormai

divenuta più fredda e pesante, comincia ad affondare, con un lento movimento, detto di subduzione: si

inflette verso il basso (si formano così le fosse) e si immerge nel mantello.

La tettonica delle placche. La litosfera è intersecata da fasce molto attive:

- Le dorsali in espansione;

- Le fosse di subduzione;

- Le grandi faglie trasformi.

Nel loro insieme formano un’immensa rete che si dirama su tutta la litosfera, suddividendola in una ventina

di maglie dette placche. Di queste maglie irregolari, sei sono molto vaste.

I bordi delle singole placche, chiamati margini, vengono distinti in tre tipi:

- Margini costruttivi o divergenti: sono le dorsali oceaniche, lungo le quali si costruisce nuova

litosfera oceanica;

- Margini distruttivi o di convergenza: sono le fosse oceaniche, lungo le quali la litosfera, divenuta

col tempo fredda e densa, viene distrutta nel processo di subduzione;

- Margini conservativi: sono alcune grandi faglie trasformi, lungo le quali due placche scorrono l’una

a fianco dell’altra in direzioni opposte, con fenomeni di metamorfismo e forte attività sismica, ma

senza variazioni nel volume della litosfera.

L’orogenesi. Un’orogenesi è un processo di intensa deformazione crostale che coinvolge grandi volumi di

rocce, con fenomeni di metamorfismo e magmatismo, e che porta al sollevamento di una nuova catena

montuosa. Un orogeno è il prodotto di un’orogenesi.

Crosta oceanica in subduzione sotto un margine continentale. Se un continente, a causa dei complessi

movimenti delle placche, finisce per trovarsi a ridosso di una fossa oceanica, non entra in subduzione come

farebbe la litosfera oceanica. La litosfera continentale, meno densa, non può sprofondare. In questo caso, è

la crosta oceanica della placca antistante, cioè quella che forma il “pavimento” della fossa, a infilarsi sotto il

margine continentale, che viene deformato dal violento attrito.

Dalla crosta oceanica in subduzione vengono strappati i sedimenti oceanici insieme a lembi dei sottostanti

basalti. Spinte da forze enormi, queste masse rocciose finiscono per saldarsi stabilmente al margine del

continente e per formare una nuova striscia di crosta continentale.

Collisione continentale. Se la placca che sta sprofondando comprende anche un continente, questo, una

volta che si è consumata tuta la crosta oceanica, arriva alla fossa e la collisione continentale è inevitabile. I

due margini entrano in contatto e vengono deformati, finché si saldano facendo aumentare lo spessore

della crosta. Nasce così una catena montuosa.

Accrescimento crostale. Frammenti di crosta di varia natura (isole, vulcani sottomarini estinti, piccoli

continenti), in origine in aree anche molto lontane fra loro, si trovano incastonati in una placca oceanica in

lento, progressivo movimento verso una fossa di subduzione. Man mano che arrivano nella fossa, questi

frammenti verrebbero strappati via dalla placca che sprofonda e spinti ad accavallarsi contro il margine del

continente lungo cui si trova la fossa.

Crosta oceanica sotto crosta oceanica. Nel caso in cui le due placche coinvolte sono entrambe oceaniche, i

magmi che si formano per la fusione parziale della placca in subduzione e del mantello sovrastante

risalgono fino a traboccare sul fondo dell’oceano, a lato della fossa abissale. Si forma una catena di vulcani

sottomarini che arrivano ad emergere. Il continuo afflusso di magmi e l’accumulo di sedimenti prodotti

dall’erosione dei vulcani allarga e consolida gli edifici e si forma un arco insulare.

Il ciclo di Wilson. I moti del mantello possono

far nascere una nuova dorsale e un nuovo

oceano con un processo in tre stadi:

- Quando grandi volumi di materiale

caldo, in risalita nel mantello, arrivano

al di sotto di un lembo di litosfera

continentale stabile, questa si inarca e

si frattura, provocando un

allineamento di grandi fosse

tettoniche. Dalle spaccature fuoriesce

il magma: è lo stadio embrionale.

- Se il processo di espansione continua,

i due margini continentali si

allontanano e le lave in risalita

formano una prima striscia di nuova

crosta oceanica, mentre le acque dei

mari vicini cominciano ad invadere la depressione che si apre (stadio giovanile).

- L’oceano si amplia; la crosta oceanica, allontanandosi dalla dorsale, si raffredda, si condensa e

diventa più densa, per cui sprofonda e si formano le piane abissali (stadio di maturità). Lungo i

margini dei due continenti, nella fascia di passaggio tra le due litosfere, l’accumulo dei detriti

portati dai fiumi dà origine alla scarpata continentale e alla piattaforma continentale (prismi

sedimentari).

Un oceano non può allargarsi all’infinito: gli equilibri sotto la litosfera finiscono per mutare e la dorsale

diviene inattiva. Il fondo del vecchio oceano si consumerà per l’attivarsi di qualche nuova fossa di

subduzione.

Distribuzione dei vulcani.

- Il vulcanismo essenzialmente effusivo lungo l’asse delle dorsali oceaniche è dovuto alla risalita

dalle profondità del mantello di materiale solido, che fa inarcare la litosfera. Il magma deriva dalla

fusione parziale delle rocce della parte sommitale della litosfera ed è di natura basaltica e dà

origine a lave fluide;

- Il vulcanismo fortemente esplosivo è localizzato lungo gli archi insulari vulcanici o lungo il margine

dei continenti che fronteggiano le fosse abissali. È collegato al processo di subduzione, nel corso del

quale la placca che sprofonda viene in parte fusa. La presenza di sedimenti marini, tutti imbevuti

d’acqua, fa sì che il magma prodotto dalla fusione sia ricco in silice e in fluidi. Dà origine a

manifestazioni altamente esplosive.

- I centri vulcanici all’interno delle placche sono localizzati sia in pieno oceano, sia sui continenti.

Nella maggior parte dei casi siamo di fronte alla manifestazione in superficie di un punto caldo:

ristrette aree della crosta caratterizzate da elevato flusso termico e continua effusione di lave

basaltiche.

Distribuzione terremoti. L’allineamento degli ipocentri dei terremoti delinea i margini delle placche.

- Lungo le dorsali, le forze che tendono a far allontanare uno dall’altro i due fianchi della rift valley

provocano continuamente l’attivazione (o la riattivazione) di numerose faglie, e tutto questo si

traduce in sismi di modesta entità.

- La forte sismicità associata alle fosse oceaniche è legata alla subduzione di una placca sotto l’altra. I

terremoti sarebbero conseguenza delle forti compressioni subìte dalla placca di litosfera, fredda e

relativamente fragile, che penetra nell’astenosfera e nel mantello superiore, mentre viene pian

piano consumata.

- Nelle catene montuose di orogenesi recente, nate da collisioni continentali, non si sono ancora

esaurite le gigantesche spinte che hanno deformato e fatto saldare tra loro i margini venuti a

contatto. Inoltre, il settore di crosta ispessito a seguito della collisione tende a riacquistare una

posizione di equilibrio isostatico e si muove verso l’alto, provocando altre deformazioni, fonti a loro

volta di terremoti.

Tuttavia, una piccola percentuale di terremoti cade, però, lontano dai margini.

Moti convettivi e punti caldi. La tomografia sismica è l’adattamento di un metodo usato in medicina per

studiare l’interno del corpo umano, la tomografia assiale computerizzata, TAC. I sensori della TAC

costruiscono delle immagini tridimensionali degli organi interni, misurando piccole differenze nei percorsi

dei raggi X. Le regioni nelle quali le onde accelerano sono composte di materiali densi e relativamente

freddi, mentre le regioni in cui le onde rallentano indicano la presenza di materiali relativamente caldi e in

grado di risalire per galleggiamento.

A profondità di oltre 500 km non si osserva più alcuna corrispondenza tra zone a diverse temperature e

distribuzione dei continenti.

In prossimità del limite tra mantello e nucleo (2800 km) compare una regione calda posta sotto il centro

dell’Oceano Pacifico. È necessario prendere in esame i fenomeni che si verificano al passaggio tra nucleo e

mantello.

Il fortissimo calore presente nel nucleo interno si propaga verso l’esterno. Il nucleo esterno, che è allo stato

fuso, assorbe questo calore, che si aggiunge al calore prodotto in loco da materiali radioattivi.

Come conseguenza, il nucleo esterno è agitato da energici moti convettivi, che con grande efficacia

trasferiscono il calore alla base del mantello. Dalle regioni più calde presenti alla base del mantello si

innalzano colonne di materiale caldo, i pennacchi, ciascuno con diametro di un centinaio di km, che

arriverebbero fino in superficie, dove si manifesterebbero nei punti caldi, caratterizzati da alto flusso

termico e intenso vulcanismo.

UN SISTEMA INTEGRATO

- La litosfera corrisponde alla parte solida della Terra, formata da minerali e rocce. Il termine litosfera ha assunto oggi anche un significato più ristretto, quando indica l’insieme di crosta

terrestre e della porzione più superficiale del sottostante mantello. - L’idrosfera è lo strato di acque che ricopre oltre il 70% della superficie del pianeta. Dell’idrosfera fa

parte anche la criosfera, cioè l’acqua allo stato solido presente nelle calotte glaciali, nei ghiacciai di

montagna e nei mari polari. - L’atmosfera è l’involucro gassoso che avvolge la Terra. In prossimità del suolo è composta da azoto

(78%) e ossigeno (21%) e altri gas come vapore acqueo e anidride carbonica. - La biosfera comprende tutti gli organismi che vivono sulle terre emerse, in mare e nell’atmosfera.

L’assetto del nostro pianeta è il risultato di un equilibrio dinamico.

La Geocronologia si limita a riconoscere che una roccia è più antica di altre e più recente di altre ancora.

Attraverso innumerevoli confronti è stato possibile arrivare a una scala cronostratigrafica generale, che

riassume i capitoli in cui è possibile suddividere l’evoluzione del pianeta.

Nel caso della Geocronometria si procede a una misura in anni dell’età di una roccia con vari metodi. Il più

potente di questi metodi è la datazione radiometrica (o isotopica) e si basa sul processo fisico di

disintegrazione degli isotopi radioattivi di certi elementi che entrano a far parte del reticolo cristallino di

molti minerali all’atto della loro formazione.

In natura si conoscono circa 50 isotopi instabili, ovvero radioattivi, i cui nuclei si modificano

spontaneamente nel tempo (decadono) con emissione di particelle e di radiazioni elettromagnetiche.

L’isotopo di partenza si trasforma in un altro isotopo dello stesso elemento (se varia solo il numero di

neutroni) o di un elemento diverso (se varia il numero di protoni).

Il processo di decadimento procede nel tempo ad un ritmo costante, diverso e ben noto per ogni isotopo,

per cui è stato possibile elaborare un metodo che permette di calcolare da quanto tempo quel

decadimento è in atto.

I fossili. Il termine fossile indica i resti di organismi viventi, animali o vegetali, che sono stati inglobati e

conservati entro le rocce sedimentarie.

Il processo di fossilizzazione può avvenire in vari modi. Molto comune è la fossilizzazione per

mineralizzazione, che si verifica facilmente per le parti dure, come scheletri interni, gusci esterni,

rivestimenti calcarei di organismi vari.

Se le parti dure degli organismi non si fossilizzano, possono andare distrutte, o venire disciolte e asportare

dalle acque circolanti. In tal caso, del fossile, ormai inglobato nella roccia, può rimanere l’impronta (o calco

eterno) o il modello (o calco interno). Anche i vegetali vengono conservati con una certa facilità, attraverso

un processo di carbonizzazione che determina la formazione dei carboni fossili.

Di grande interesse, benché raro, è il rinvenimento di organismi conservati completi: è il caso di interi

elefanti o di altri grandi mammiferi conservati per millenni congelati nel permafrost, il terreno

perennemente ghiacciato della tundra siberiana. Vengono considerate come fossili anche le sole impronte.

La storia della Terra è stata suddivisa in numerosi intervalli. Gli intervalli fondamentali sono i periodi, di

lunghezza diversa tra loro. I periodi sono raggruppati in ere. Un’altra distinzione per i lunghi periodi si

ricorre a un’altra unità di misura, gli eòni:

- Eòne adeano: dalle origini fino a 4000 Ma fa;

- Eòne archeozoico: da 4000 a 2500 Ma fa;

- Eòne proterozoico: è il tempo della vita primitiva, da 2500 a 542 Ma fa;

- Eòne fanerozoico: da 542 Ma fa ad oggi.

Generalmente ci si riferisce ai primi tre eòni con il termine Precambriano, cioè precedente al Cambriano,

con il quale 542 Ma fa è iniziato l’Eòne fanerozoico.

IL PRECAMBRIANO In un piccolo settore della Via Lattea si estese una grande nebulosa, cioè una gigantesca nube di gas e di

polveri finissime, fredda e rarefatta. Comprendeva idrogeno ed elio e una certa quantità di tutti gli altri

elementi chimici.

Circa 5 miliardi di anni fa, come conseguenza di perturbazioni sconosciute, parte della nube cominciò a

collassare su se stessa e nella contrazione si originò un gigantesco vortice, con la forma di un disco

appiattito. Al centro del disco si accrebbe un nucleo sempre più denso e caldo, che finì per dare origine alla

stella Sole.

Collisioni tra granuli di ghiacci e polveri portarono alla loro aggregazione in corpi di dimensioni sempre

maggiori, chiamati planetesimali. Successive collisioni diedero origine ai pianeti, che ripulirono lo spazio

circostante dagli abbondanti residui delle collisioni costringendoli, con la forza gravitazionale, a precipitare

sulle loro superfici come meteoriti.

Eòne adeano. Circa 4450 Ma fa il nostro pianeta aveva dimensioni simili a quelle attuali. L’energia liberata

dalla contrazione per effetto della gravità, dai processi di decadimento degli isotopi di elementi radioattivi e

dai ripetuti impatti del grande bombardamento cosmico lo aveva ampiamente riscaldato anche in

profondità. Iniziò il processo di differenziazione: all’interno del pianeta, il ferro e il nichel cominciarono a

fondere e, per la loro alta densità, iniziarono a muoversi verso il centro della Terra, fino a formare il nucleo.

Questo portò i minerali silicatici a concentrarsi nella parte esterna al nucleo, in quanto meno densi e più

refrattari (resistenti a elevate temperature).

Il mantello doveva avere una consistenza pastosa e nella parte più esterna doveva essere addirittura fuso. Il

raffreddamento determinò ben presto la formazione di una prima costa.

Si ritiene che nelle prime fasi di evoluzione della Terra il mantello del nostro pianeta si sia ricoperto di una

primitiva crosta basaltica, in seguito smantellata dagli impatti del grande bombardamento meteoritico.

Prima della fine dell’Adeano, si è formato anche qualche lembo di crosta diversa da quella primitiva

basaltica, e simile a quella che viene distinta come continentale.

A quell’epoca c’era già qualche lembo di crosta differenziata, cioè che aveva subìto qualche forma di

differenziazione magmatica.

Nell’Adeano la Terra acquistò presto un’atmosfera. Non era l’atmosfera primitiva di idrogeno ed elio, in

quanto tali gas erano stati precedentemente soffiati via dal vento solare, una gigantesca esplosione di

energia. Era un’atmosfera secondaria, formatasi per “degassazione”, cioè per risalita di bolle di gas e vapori

imprigionati nei planetesimali al tempo dell’aggregazione. La sua composizione comprendeva: elio, azoto,

anidride carbonica, vapore acqueo. Questa miscela di gas e vapori innescò un effetto serra, mantenendo la

temperatura elevata.

Anche l’acqua fu soffiata via dal vento solare. L’acqua che entrò a far parte dell’atmosfera terrestre in

forma di vapore acqueo proveniva forse dai minerali idrati presenti nei planetesimali, ma è anche probabile

che fosse giunta in una fase più tarda, portata in forma di ghiaccio da meteoriti o da comete che cadevano

sulla Terra provenendo da zone esterne del Sistema solare. Quando la riduzione della temperatura

superficiale permise la condensazione del vapore, si formò l’idrosfera.

Verso la fine dell’Adeano, la Terra aveva una crosta solida, probabilmente basaltica, ricoperta da un mare

poco profondo, dal quale emergevano rare terre. L’atmosfera densa, calda, aggressiva per la presenza di

acidi, attaccava le rocce affioranti e scioglieva alcuni elementi che le acque trascinavano in mare. Tra questi

elementi compariva il calcio, che combinandosi chimicamente con l’anidride carbonica diede origine ai

primi calcari. Questo fenomeno sottrasse CO2 dall’atmosfera abbattendo l’effetto serra.

Eòne archeano. L’Archeano inizia con le rocce più antiche finora trovate: sono gneiss, cioè rocce

fortemente metamorfosate, la cui età è risultata di 3962 Ma.

Queste rocce sono frammenti di una crosta simile a quella dei continenti attuali, quindi già molto diversa

rispetto alla primitiva crosta basaltica che si ritiene esistesse nell’Adeano.

Già molto prima della fine dell’Archeano poteva essersi innescato un meccanismo simile a quello della

Tettonica delle placche. La litosfera era, rispetto a quella odierna, più sottile, più calda e articolata in

placche più piccole, ma molto più numerose. Devono pertanto essersi manifestate collisioni e lacerazioni

dei primi nuclei di una crosta di tipo continentale, che poteva meglio galleggiare sul mantello.

Nell’Archeano, lungo i margini di quei continenti sommersi dal mare, comparì la vita e il successivo sviluppo

della biosfera.

Le più antiche tracce di organismi viventi risalgono a 3500 Ma fa e le forme riconosciute, simili a batteri,

erano già molto complesse in confronto ai composti inorganici presenti sulla superficie.

Un ambiente adatto all’innescarsi di questa evoluzione chimica potrebbe essere stato quello dell’atmosfera

formatasi con la degassazione, dove la radiazione ultravioletta, scariche elettriche (fulmini) o altre forme di

energia, interagendo con le sostanze presenti, avrebbero prodotto molecole organiche complesse.

Nei primi mari, probabilmente lungo le coste, dove si formano facilmente stagni e pozze d’acqua, si sarebbe

formato un brodo primordiale, contenente acidi grassi e ossiacidi e grassi e zuccheri.

Ipotesi più recenti partono dall’osservazione che molecole organiche complesse abbondano nelle nubi

interstellari, nelle comete e nelle meteoriti litoidi.

Se le molecole organiche provenienti dallo spazio hanno avuto un ruolo effettivo nella comparsa della vita

sulla Terra, il medesimo processo potrebbe essersi verificato anche altrove, come su Marte o sotto la

superficie ghiacciata di Europa (uno dei satelliti di Giove).

Queste tracce di vita sono stromatoliti e microfossili. In realtà le stromatoliti sono tracce dell’attività

biologica di una comunità di microrganismi e hanno l’aspetto di concrezioni formate da numerose sottili

lamine di calcare. La loro importanza è dovuta al fatto che, nelle forme viventi, i microrganismi sono

cianobatteri, capaci di attività fotosintetica.

Eòne proterozoico. Il passaggio al Proterozoico è graduale ed è caratterizzato dalla continua crescita della

crosta continentale.

Il cambiamento profondo è rappresentato dal modo in cui si deforma la litosfera: cominciano a sorgere

catene montuose lunghe migliaia di km, mentre la crosta continentale va assumendo estensioni e spessori

sempre più simili a quelli attuali. Si passa dai numerosi micro-continenti sparsi in una crosta di tipo

oceanico, ai due tipi di crosta che ritroviamo anche oggi:

- Cratoni, lembi molto estesi di crosta continentale resistenti alle deformazioni;

- Fasce di crosta oceanica, mobili e distribuite tra i cratoni.

Nella ricostruzione degli eventi del Proterozoico trova efficace applicazione il modello della Tettonica delle

placche, responsabile di numerose orogenesi.

Con lo sviluppo del nuovo stile tettonico, nell’evoluzione della crosta ha acquistato sempre più importanza

il progressivo riciclaggio della vecchia crosta continentale attraverso il ripetersi del ciclo geologico: erosione

e spianamento delle aree emerse, con accumulo di nuovi sedimenti nei mari; orogenesi con formazione di

nuove fasce di crosta continentale che emerge; ripresa dell’erosione che fa accumulare nei mari nuovi

sedimenti e così via.

Verso la fine del Proterozoico la crosta continentale aveva ormai raggiunto uno spessore simile a quello

medio attuale. Circa 1000 Ma fa il movimento casuale dei continenti portò alla formazione di un’unica

distesa di terre emerse, formando un supercontinente chiamato Rodìnia. Rodìnia è il più antico

supercontinente che si sia riusciti a ricostruire finora in dettaglio, ma nel giro di 100 milioni di anni i

frammenti erano tornati ad aggregarsi in modo diverso, fino a formare un nuovo supercontinente chiamato

Pannòtia.

Nell’Archeano e per tutta la prima parte del Proterozoico si formarono giganteschi giacimenti di ferro a

bande. Il 90% dei giacimenti di ferro che conosciamo si sono formati in questo periodo. Le acque dei fiumi

sottraevano il ferro dai minerali delle rocce affioranti sulle terre emerse. Ma il ferro è trasportabile in

soluzione solo nella sua forma ferrosa (Fe 2+), e questo poteva avvenire solo in un’atmosfera priva o molto

povera d’ossigeno.

Una volta giunto nell’ambiente marino, il ferro ferroso poteva divenire insolubile e precipitare sul fondo a

causa dell’ossidazione provocata dall’ossigeno liberato dai cianobatteri che costruivano stromatoliti. In

autunno e inverno, l’attività dei cianobatteri si affievoliva e sul fondo del mare si deponevano selce e

carbonato di calcio, dando origine all’alternanza di bande.

L’ossigeno libero, dopo aver via via ripulito i mari dal ferro ferroso, aveva cominciato a diffondersi

nell’atmosfera.

Nella prima metà del Proterozoico comparvero i primi organismi aerobi.

A partire dalla seconda parte del Proterozoico, si trovano i primi organismi eucarioti con possibilità di

riproduzione sessuata. Intanto continuano a diffondersi i procarioti.

In Australia, in rocce datate 600 Ma, sono stati ritrovati resti fossili di varie specie di metazoi, cioè

organismi pluricellulari a corpo molle privi di parti resistenti. Questi organismi scomparvero tutti poco

prima dell’Eòne fanerozoico. È la prima testimonianza di un’estinzione in massa, dovuta allo sviluppo di

predatori o forse a difficoltà ambientali.

Con l’aumento dell’ossigeno nell’atmosfera, comincia a formarsi lo strato dell’ozono (O3), che agisce da

schermo delle radiazioni ultraviolette.

EONE FANEROZOICO Il supercontinente Pannòtia inizia a frammentarsi. Nel giro di 300 milioni di anni altre collisioni formeranno

un nuovo supercontinente, quello individuato da Wegener e da lui chiamato Pangèa.

La Terra si trasforma in un sistema integrato di grande complessità, dove ogni modifica al suo interno si

ripercuote sull’intero sistema. Ne sono testimonianza le estinzioni di massa.

Era paleozoica. L’emisfero meridionale era dominato da un grande continente, Gondwana, i cui frammenti

formano oggi gli scudi di vari continenti e subcontinenti: Sudamerica, Africa, Australia, Antartide e India.

Il blocco continentale nordamericano (Laurentia) si avvicina al blocco europeo (Baltica). Si arriva alla

collisione tra i due continenti europeo e nordamericano. Questo processo determina l’orogenesi

caledonica. Futura Europa e futura America del Nord si saldano in Laurussia, mentre Gondwana continua la

sua lenta deriva verso nord.

Le rocce del periodo iniziale del Paleozoico sono ricche di fossili. La comparsa di un gran numero di forme di

vita, anche molto diverse fra loro, fu un evento geologicamente rapido.

Sulle colline di Burgess (Canada) vennero trovati fossili di una ricca fauna di invertebrati marini, tra i quali

spugne, molluschi, vermi, artropodi e gruppi di incerta posizione sistematica.

Tra gli invertebrati marini dominano i trilobiti, forme intermedie tra gli insetti e i crostacei. Le rocce del

periodo successivo, l’Ordoviciano, contengono fossili dei primi vertebrati: sono gli stracodermi, antenati dei

pesci, con la pelle rivestita da una corazza ossea. Nel Silurano compaiono le prime piccole piante, insieme ai

primi invertebrati che si avvicinano alle terre emerse, prima in ambienti marino-salmastri, poi francamente

lagunari: sono gli eurypteridi, simili agli attuali xifosuri, come il limulo. Compare sulla terraferma il primo

invertebrato che sia riuscito a lasciare l’acqua, un aracnide simile allo scorpione.

Fu importante la comparsa, negli organismi, di parti scheletriche mineralizzate: l’accumulo di tali parti nei

grandi depositi di sedimenti di origine biogena continua a operare un efficace trasferimento di materia

dalla biosfera alla litosfera.

Paleozoico superiore. Verso la fine del Paleozoico, le terre emerse formano ora un gigantesco unico

continente (Pangèa), circondato da un vasto oceano (Pantalassa).

La collisione tra le masse continentali determina l’orogenesi ercinica, le cui tracce si seguono

nell’Inghilterra meridionale, nell’Europa centrale, negli Urali, nell’Africa meridionale e negli Appalachi

meridionali (Usa); dopo circa 300 milioni di anni quelle catene montuose sono ridotte a modesti rilievi.

Le piante si diffondono verso l’interno dei continenti, formando foreste formate in particolare da

gimnosperme, tra cui le conifere e le felci. Dall’accumulo e dal seppellimento di tanta sostanza vegetale è

derivata gran parte dei giacimenti di carbon fossile che danno il nome a questo periodo.

Gli invertebrati continuano a diffondersi nei più diversi ambienti. Nelle foreste si moltiplicano gli artropodi,

in particolare gli insetti.

I pesci si diffondono ben presto con nuove forme: i pesci cartilaginei e i pesci ossei. Alcuni pesci ossei, con

forme dalle pinne lobate, simili a zampe, e con polmoni primitivi che affiancano le branchie nell’assorbire

l’ossigeno, iniziano ad adattarsi alla vita sulle terre emerse. Compaiono le prime specie del gruppo degli

anfibi, i primi animali terrestri provvisti di quattro arti (tetrapodi).

Verso la fine dell’Era paleozoica compaiono anche i primi rettili.

Gli studiosi hanno posto la fine dell’Era paleozoica in corrispondenza di una crisi biologica, che determinò

una grande estinzione di massa. L’85% delle forme viventi scomparve.

La formazione del supercontinente Pangèa, facendo modificare drasticamente il regime delle correnti

marine e quello delle masse d’aria dell’atmosfera, determinò notevoli cambiamenti climatici.

Era mesozoica. Circa 200 Ma fa il Pangèa gradualmente si suddivise in blocchi in reciproco allontanamento

per l’espansione di nuovi fondi oceanici, a partire da quello che diventerà il futuro Atlantico.

Verso la metà del Mesozoico si forma un nuovo tratto di oceano in espansione, noto come Oceano Ligure-

piemontese: il nuovo oceano mette in comunicazione la vecchia Tètide (un grande mare che si estendeva

all’interno del Pangèa) con l’Atlantico centrale. I sedimenti che si accumularono sulle sponde africane ed

europee di tale oceano sono quelli che, trasformati in rocce, formano oggi le catene alpina e appenninica.

Prima della fine del Mesozoico, la placca Africana e la placca Indiana hanno iniziato un movimento verso

quella Euroasiatica.

Si diffondono le gimnosperme, tra cui troviamo le conifere, con imponenti alberi d’alto fusto (come le

sequoie). Verso la metà dell’era compaiono le angiosperme, piante in grado di produrre un seme protetto

da un involucro e con i fiori ce, attirando gli insetti impollinatori (compaiono vespe e farfalle), facilitano la

fecondazione.

Il Mesozoico è però soprattutto l’Era dei rettili, che dominano il pianeta per oltre 160 Ma. Il loro vantaggio

nei confronti degli anfibi fu la possibilità di riprodursi senza bisogno di un ambiente acqueo.

Nella loro evoluzione, i rettili invasero ogni spazio.

Da qualche gruppo di rettili, nel corso del Giurassico, nacquero anche i primi uccelli, che all’inizio avevano

ancora alcuni caratteri rettiliani (denti, coda con vertebre), ma erano già ricoperti di vere piume.

Si originano nuove caratteristiche biologiche: compaiono forme capaci di mantenere costante la

temperatura del proprio corpo (omotermia). Questi animali a sangue caldo segnano la comparsa dei

mammiferi.

Estinzione di massa della fine del Cretaceo. L’era Mesozoica termina alla fine del periodo Cretaceo. Circa 65

milioni di anni fa si estinguono numerosi gruppi di organismi. Tra questi, tutti i dinosauri e i rettili marini e

volatori (i soli rettili che sopravvivono sono coccodrilli, tartarughe, serpenti e lucertole).

Le cause non sono ancora chiare. Tra le varie ipotesi compare quella delle variazioni climatiche, che

possono essere state provocate da fattori come:

- Violente eruzioni vulcaniche, in grado di produrre polveri vulcaniche e gas in quantità tali da

provocare un oscuramento del Sole e da favorire la precipitazione di piogge acide.

- L’impatto di un corpo celeste sulla superficie della Terra. Questo impatto avrebbe provocato il

sollevamento di una gigantesca nuvola di polvere che avrebbe oscurato il Sole.

Era cenozoica. Si sollevano le grandi catene montuose attuali e cambia il volto della Terra (orogenesi

alpino-himalayana). L’India entra in collisione con l’Eurasia: prende origine un gigantesco edificio

montuoso, la catena himalayana, che salda tra loro i due continenti. A ovest, il margine del continente

africano completa la sua collisione con il bordo dell’Eurasia.

Nella collisione, i sedimenti presenti sul fondo degli oceani Tètide e Ligure-piemontese vengono sollevati e

deformati in falde, che vanno a costituire due catene: una estesa dalle Alpi occidentali fino all’Iran

settentrionale; l’altra estesa dai rilievi tunisini verso gli Appennini, fino al Pamir. Dal Pamir proseguono

come catene himalayane.

Verso la fine dell’Era cenozoica, dall’Africa si è staccata la Penisola Arabica, lungo una gigantesca frattura

che, allargandosi, ha dato origine al Mar Rosso.

Le angiosperme continuano a diffondersi. Gli invertebrati marini assumono aspetti simili a quelli delle

specie attuali. I pesci abbondano, con molti esemplari a scheletro osseo.

I mammiferi si differenziano rapidamente. Verso la fine dell’era vi sono ormai mammiferi molto simili a

quelli attuali.

Nel corso dell’era compaiono, e si sviluppano rapidamente, anche i primati. Fra i primati, sono stati scoperti

8 Ma fa alcuni piccoli individui chiamati Oreopithecus. Questa specie è stata posta da alcuni studiosi in un

gruppo di forme che si differenziano dai pongidi (le scimmie antropomorfe) e risultano vicine, invece, alla

linea evolutiva che porterà alla comparsa degli ominidi.

Il Quaternario – le glaciazioni. Per vari momenti del Quaternario il clima era più freddo di adesso. In tali

intervalli, metà dell’America del Nord, l’Asia, l’Europa settentrionale e la catena delle Alpi, come pure le

Ande e l’Antartide, erano coperte da vaste coltri di ghiaccio.

Al contrario, durante gli intervalli interglaciali il clima era mediamente più caldo.

Per spiegare queste periodiche oscillazioni termiche occorre rifarsi anzitutto a causa astronomiche, quali la

precessione degli equinozi, la variazione dell’eccentricità dell’orbita e il mutamento dell’inclinazione

dell’asse terrestre. Quando tutti e tre i movimenti suddetti hanno come effetto una diminuzione della

radiazione solare estiva, si ha come risultato una fase glaciale; nel caso opposto si ha un ritiro dei ghiacciai.

Altri elementi sembrano influire sulla comparsa di una fase climatica glaciale, come la presenza o meno di

alte e giovani catene montuose. Grande importanza sembra avere anche la deriva dei continenti, che può

far avvicinare o allontanare dai poli le terre, facendo conseguentemente aumentare o diminuire

l’estensione dei manti nevosi.

Le quantità di acqua marina immobilizzate sui continenti sotto forma di ghiaccio, o viceversa tornate al

mare per fusione, fecero abbassare o alzare il livello del mare anche di un centinaio di metri.

Le ondate di freddo e le avanzate dei ghiacci provocarono in parte una migrazione verso zone più calde dei

mammiferi insofferenti al freddo, in parte la scomparsa di specie che vennero sostituite da forme meglio

adattate.

Verso la fine del Quaternario è frequente la comparsa di faune nane in popolazioni rimaste in condizioni di

insularità. In Sicilia, a Malta e a Creta sono stati trovati scheletri di elefanti, ippopotami ed altri animali di

taglia ridotta. Il caso più evidente è quello di alcuni elefanti insulari che, allo stadio adulto, non superavano

il metro.

La specie più prossima alla nostra è lo scimpanzé. Si ritiene che l’antenato comune più recente tra noi e lo

scimpanzé sia una scimmia vissuta circa 7 Ma fa. Altri scienziati ritengono invece che il ramo evolutivo che

ha portato agli esseri umani sia proseguito con una delle specie appartenenti al genere Australopithecus.

Circa 2 milioni di anni fa comparve la prima specie del genere Homo. La specie Hobo abilis viene

riconosciuta come umana in quanto, per la prima volta, mostra un’espansione del cervello.

Successivamente comparve l’Homo ergaster, un ominide molto robusto vissuto in Africa meridionale.

Un’altra specie sua contemporanea, Homo erectus, mostra una serie di caratteri più affini ai nostri (ad

esempio, denti più piccoli e capacità cranica maggiore) e rappresenta la prima specie ominide a lasciare il

continente Aficano.

Da Homo erectus evolvette l’unica specie del genere Homo che non si sia estinta: Homo sapiens. I più

antichi resti di Homo sapiens datano a circa 200 000 anni fa. I cosiddetti Homo sapiens moderni, del tutto

simili a noi, appaiono circa 100 000 anni fa.

Resti delle industrie umane. Si definiscono industrie i giacimenti di prodotti o di residui di lavorazione

dell’attività umana. Le più antiche sono quelle della pietra scheggiata. L’età della pietra scheggiata si svolge

per tutto il lungo periodo noto come Paleolitico, quindi non è un’abilità esclusiva dell’Homo Sapiens.

A tempi meno antichi (tra 1 000 000 e 400 000 anni fa) risalgono le industrie a grosse schegge e le amigdale

(a forma di mandorla), grandi quanto una mano, che venivano legate ad un bastone.

In depositi più recenti si trovano manufatti di più accurata fattura (persino arpioni di osso per la pesca),

prodotti da Homo neanderthalensis fino a 30 000 anni fa. Verso la fine del Paleolitico si sviluppano una

forma di religione primitiva e l’arte.

Ad un breve intervallo di transizione, detto Mesolitico, segue, a partire da circa 10 000 anni fa, il Neolitico,

età della pietra levigata. Si usavano rocce più tenere che venivano accuratamente lavorate ottenendone

utensili i cui bordi erano mantenuti taglienti levigandoli con rocce più dure. Ben presto, Homo sapiens

impara a fondere e lavorare i metalli: il rame, circa 6000 anni fa, e il bronzo circa 5000 anni fa. Con la

scoperta dell’uso del carbon fossile, che permette di ottenere alte temperature, nel Medio Oriente si iniziò

a fondere anche il ferro, a partire dal XII secolo a. C. Infine, l’agricoltura prende il sopravvento sulla caccia.

LE FORZE GEODINAMICHE Le forze endogene sono quelle che fanno capo al calore e alla dinamica dell’interno della Terra.

Le forze esogene sono quelle che dipendono dall’energia che la Terra riceve dal Sole sotto forma di

radiazioni. Esse si identificano con l’azione degli elementi atmosferici, delle acque correnti, dei ghiacciai, del

mare, i quali elaborano continuamente una triplice opera di erosione, trasporto e deposizione.

Ai suddetti agenti modellatori si aggiunge l’uomo.

La scienza che si occupa delle forme del rilievo terrestre, della loro genesi e della loro evoluzione è la

Geomorfologia.

La disgregazione delle rocce. Le oscillazioni giornaliere della temperatura causano nelle rocce esposte

all’aria e all’insolazione continue dilatazioni e contrazioni. A causa della scarsa capacità termica (attitudine

di un corpo a ricevere e trattenere calore) delle rocce, le parti più esterne della massa rocciosa si riscaldano

e si raffreddano rapidamente, mentre le parti più interne partecipano in minor misura. Quando le

escursioni di temperatura raggiungono valori di parecchi gradi centigradi, nel tempo le rocce esposte in

superficie sono soggette a un processo di frantumazione detto termoclastismo.

I maggiori effetti si riscontrano nelle regioni desertiche o montuose e si verifica maggiormente nelle rocce

scure, che assorbono più calore, e nelle rocce eterogenee.

Le rocce omogenee a grana minuta sono interessate soprattutto da una disgregazione a blocchi o a scaglie.

Le rocce a grana grossa subiscono anche una disgregazione granulare. Spesso, inoltre, sono sottoposte a

una desquamazione, cioè una disgregazione superficiale in foglietti spessi alcuni millimetri o qualche

centimetro (tipica delle rocce metamorfiche).

Un altro agente importantissimo è il fenomeno del gelo e disgelo. Quando congela, l’acqua presente negli

interstizi e nelle fessure delle rocce aumenta di volume, esercitando pressioni tanto elevate sulle pareti

delle cavità, da allargare le fessure e fratturare la roccia (crioclastismo).

La disgregazione può essere operata anche dagli organismi viventi (bioclastismo). In particolare, le piante

con l’azione divaricatrice delle radici possono allargare e prolungare le fessure pre-esistenti; ma in genere

esse contribuiscono a rendere più coerenti (meno erodibili) i suoli.

Alterazione chimica delle rocce. La degradazione chimica dei materiali rocciosi ad opera degli agenti

atmosferici consiste in un insieme di fenomeni ai quali sono soggette tutte le rocce esposte e i componenti

inorganici (oltre che i resti organici) dei suoli. Sono dovuti principalmente all’ossigeno (ossidazione),

all’acqua (idratazione e idrolisi) e all’anidride carbonica.

Anche gli organismi viventi concorrono all’alterazione chimica delle rocce attraverso azioni biochimiche.

Quando le superfici rocciose sono orizzontali o poco inclinate, i prodotti della degradazione meteorica

rimangono sul posto e finiscono per coprire le rocce madri sottostanti con un mantello detritico, detto

regolite, di tale spessore da rendere via via più debole l’attacco ulteriore, fino ad annullarlo. Nella parte

superiore di questo mantello detritico può avvenire la formazione del suolo (pedogenesi).

Se, però, le superfici rocciose sono inclinate, la gravità e gli altri agenti esogeni tendono ad allontanare i

prodotti della degradazione meteorica via via che si formano. I frammenti che si accumulano alla base di un

versante possono costituire:

- Coni di detrito, che si espandono a ventaglio;

- Falde di detrito, che sono delimitate in alto da una linea quasi orizzontale.

Queste due forme di accumulo gravitativo, fuse insieme o giustapposte, costituiscono complessivamente le

cosiddette fasce detritiche.

I fenomeni franosi. Nelle frane più tipiche si

possono distinguere tre parti principali:

- La nicchia di distacco che è quella

intaccatura del pendio che segna il

limite della porzione di roccia rimasta in

posto da quella franata.

- Il pendio di frana è il tratto di versante

sul quale si sono spostati i materiali

franati.

- L’accumulo di frana è quello formato

dai detriti rocciosi che si sono arrestati

ammucchiandosi.

Il prelievo e il trasporto eolico di detriti. L’effetto generale del denudamento eolico, detto deflazione,

consiste nell’attacco ininterrotto sulle rocce affioranti da parte degli agenti meteorici e la conseguente

produzione di nuove particelle detritiche, che il vento continua a trasportare.

L’azione erosiva del vento è dovuta essenzialmente all’attrito delle particelle solide che l’aria trascina nel

suo movimento. Questa azione abrasiva, che viene detta corrasione, è molto lenta.

I depositi eolici sono formati tipicamente da sabbie e da polveri che possono essere state trasportate anche

a grande distanza dal luogo di origine.

I granuli sono costituiti generalmente da minerali leggeri e duri, e si dispongono in straterelli con

inclinazioni divergenti (stratificazione incrociata). Questa disposizione è dovuta alla continua cernita dei

materiali operata dalle correnti atmosferiche e alle variazioni in direzione e velocità di queste ultime.

La massima parte dei depositi eolici si trova nei deserti sabbiosi e nelle aree costiere.

Nelle zone pianeggianti, sotto le pulsazioni di un vento forte, il materiale sabbioso rotolato e sollevato

viene spesso deposto contro gli ostacoli, oppure dietro di essi. Il materiale può accumularsi a formare piatte

distese sabbiose oppure dune.

L’azione morfologica delle acque correnti. Nei casi in cui la pioggia è prolungata e cade su superfici

inclinate, all’azione dell’acqua cadente si associa quella delle acque dilavanti, che tendono a scorrere in

rivoli, formando un velo quasi continuo che asporta i materiali detritici minuti.

Quando le acque dilavanti, scorrendo sui versanti, formano dapprima dei rivoli che si riuniscono

successivamente in ruscelli, e questi concorrono a formare torrenti e fiumi, si determina un reticolo

idrografico.

Un esempio dell’opera demolitrice delle acque dilavanti è rappresentato dalle piramidi di terra.

Le acque incanalate asportano materiali per via meccanica e per via chimica. A differenza di quanto avviene

per le acque dilavanti, che operano un’erosione areale, le acque incanalate in letti, o alvei, esercitano

prevalentemente una erosione lineare, producendo incisioni più o meno lunghe, che prendono il nome di

solchi vallivi.

Nei corsi d’acqua che scorrono su pendii molto inclinati, l’approfondimento dei solchi vallivi può essere

notevole e dar luogo alla formazione di forre, incisioni strette e profonde con pareti a strapiombo (si

formano così le gole).

Erosione fluviale. Il profilo longitudinale di un corso d’acqua presenta numerose irregolarità di dettaglio, ma

nel suo insieme appare come una curva concava verso l’alto, la cui pendenza diminuisce dal corso superiore

verso il corso inferiore.

Tale pendenza diminuisce dapprima rapidamente, poi sempre più lentamente, fino al livello di base.

Oltre a quello marino, possono esistere altri livelli di base locali: ad esempio, un lago o una palude in cui

sbocchi il corso d’acqua, o anche un gradino di roccia più resistente.

Le rocce dure che danno origine alle rotture di pendio, o alla formazione di vere e proprie cascate, vengono

scalzate alla base, tendono ad essere demolite e il salto corrispondente arretra verso monte attenuandosi

progressivamente (erosione regressiva).

Per effetto dell’erosione regressiva, il gradino di una cascata si trasforma gradualmente in un ripido pendio,

o rapida, fino a che viene eliminato del tutto.

Quando un corso d’acqua ha raggiunto il suo profilo d’equilibrio, in ogni suo tratto non si verifica più

erosione o deposizione (salvo che alla foce).

L’erosione regressiva è spesso responsabile delle catture fluviali. Una cattura fluviale si verifica quando

l’attività di un corso d’acqua è superiore a quella di un corso d’acqua vicino. In tal caso il primo dei due,

arretrando la propria testata, può riuscire ad aprire una breccia nello spartiacque che li separa e a

raggiungere l’alveo del secondo. Questo viene allora catturato.

commenti (2)
Ciao, è un riassunto integrale del libro, dal primo all'ultimo! Spero possa esserti d'aiuto
Ciao! Quali capitoli sono riassunti?

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