Elementi di Geodesia

La Geodesia è la disciplina che studia la forma e le dimensioni della Terra.
Possiamo far risalire a Pitagora (570-490 ca a.C.) l’idea della sfericità della terra, come conseguenza di speculazioni teoriche sulla perfezione della forma sferica (sembra comunque che gli Egizi ne fossero a conoscenza parecchi secoli prima). Successivamente, da Eudosso di Cnido (408-355 ca a.C.) fino ad Aristotele (384-322 a.C.), si accumularono numerose evidenze tese a confermare sperimentalmente tale ipotesi. Famose, e ancor oggi citate, sono:

• una nave in avvicinamento compare all’orizzonte mostrandoci prima l’albero e poi lo scafo
• l’altezza della stella polare sull’orizzonte aumenta mentre ci dirigiamo verso nord
• la porzione di orizzonte visibile aumenta con l’altezza dell’osservatore (quota)
• l’ombra proiettata dalla terra sulla luna durante un’eclissi è sempre una circonferenza (se la terra fosse un disco, nei casi in cui fosse disposta obliquamente rispetto ai raggi solari la sua ombra sarebbe un’ellisse).
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Le dimensioni della Terra: misura di un arco di meridiano

Per i greci la sfericità della terra divenne un fatto talmente scontato che giunsero addirittura a stimarne la circonferenza. La prima stima delle dimensioni terrestri viene infatti fatta risalire ad Eratostene (Cirene 273 - Alessandria 192 a.C.), il quale determinò la lunghezza della circonferenza terrestre misurando l'ampiezza dell'arco di meridiano che univa Alessandria ad Assuan (l'antica Siene). Eratostene aveva notato che durante il solstizio d'estate a mezzogiorno i raggi solari risultavano perpendicolari a Siene, mentre ad Alessandria producevano ombra. L'inclinazione dei raggi solari rispetto alla verticale di Alessandria fu misurata da Eratostene in 1/50 di angolo giro.

 

 

 

 

Poichè tale angolo è evidentemente uguale all'angolo al centro che sottende l'arco di meridiano che unisce Alessandria a Siene e la distanza tra le due città era allora stimata in 5.000 stadi egiziani (il valore forse non era estremamente accurato poiché era fornito dai bematisti, corrieri che venivano pagati a passo (bema = 0,74m)), una semplice proporzione permette di calcolare la lunghezza dell'intera circonferenza, pari a 50 volte 5.000 stadi (250.000 stadi, valore sorprendentemente vicino alle stime attuali    –   1 stadio alessandrino = 184,8 m). Il metodo di Eratostene è fondamentalmente usato ancora oggi. Esso pone però dei problemi per quel che riguarda l'accuratezza e l'attendibilità nella misura delle lunghezze (gli angoli si misurano con estrema precisione).  Si pensi ad esempio che nel 1527 J. Fernel, medico di corte del re di Francia, valutò la distanza tra Parigi ed Amiens contando il numero di giri effettuati dalle ruote della sua carrozza, ottenendo una misura del grado di meridiano di 111 km.  La misura delle lunghezze giunse ad una precisione accettabile con l'introduzione del metodo della triangolazione. Nel 1617 l'olandese Willebrord Snell (Snellius, ) pubblicò i risultati del primo rilevamento geodetico (1615) eseguito con tale metodo (proposto verso la fine del '500 da Brahe), in cui ottenne come lunghezza del grado di meridiano 55.100 tese (circa 107,4 km).
Il metodo si basa sulla individuazione sulla superficie terrestre di una catena di triangoli aventi vertici e lati in comune, costruiti in modo da raccordare gli estremi A e G dell'arco di meridiano. Si esegue con grande precisione la misura di un solo lato (base geodetica) di cui si determina anche l'orientamento rispetto al meridiano, mentre tutti gli altri lati si ricavano dalle misure degli angoli (molto più semplici e precise da effettuare rispetto alle misure di distanza), utilizzando le usuali regole della trigonometria. La misura dell'arco AG si ottiene come somma delle proiezioni dei lati dei triangoli sul meridiano stesso.

 

La forma: schiacciamento polare

Fino alla metà del Seicento si riteneva che la terra fosse perfettamente sferica. Ciò comportava che la misura di un arco di meridiano di 1° poteva essere effettuata a qualsiasi latitudine, fornendo sempre il medesimo risultato. I primi dubbi sul fatto che la terra fosse una sfera perfetta sorsero in seguito ai risultato conseguiti nel 1671 dall'astronomo francese J. Richer. Nell'ambito delle attività promosse dalla Académie des Sciences di Parigi, Richer si era trasferito nell'isola di Cayenne nella Guyana francese, per osservare in contemporanea con Gian Domenico Cassini (Cassini I), rimasto a Parigi, un'opposizione di Marte. Lo scopo della duplice osservazione era di determinare (essendo nota la distanza tra i due punti di osservazione) la parallasse del pianeta e quindi il valore dell’Unità Astronomica (sapendo che Marte dista dal Sole 1,52 UA quando è in opposizione dista dalla terra 1,52 – 1 = 0,52 UA). Ma Richer scoprì che in Guyana, a 5° di latitudine nord, il pendolo che si era portato da Parigi per la misura del tempo ritardava di circa 2,5 minuti al giorno. Richer spiegò il fenomeno ipotizzando che la terra non fosse perfettamente sferica, ma rigonfia nelle zone equatoriali. Venuto a conoscenza del fenomeno, Newton, che in quel periodo lavorava alla sua teoria della gravitazione, intuì che l'effetto sul pendolo poteva essere spiegato con una diminuzione locale del valore dell'accelerazione di gravità g. Il periodo di oscillazione di un pendolo di lunghezza l è infatti pari a                                                                
In effetti la diminuzione che il valore di g manifesta mentre ci si avvicina all'equatore è dovuta a due componenti:
a) aumento della forza centrifuga, legato all'aumento della distanza D dall'asse di rotazione
b) diminuzione della forza gravitazionale, legata alla maggior distanza R dal centro della terra
). Se ipotizziamo che la terra si possa comportare almeno parzialmente come un fluido, la forza centrifuga, il cui valore cresce costantemente dai poli (dove è nulla, D = 0) all'equatore (dove assume il valore massimo (D = R), deve averla deformata, provocando un rigonfiamento all'equatore ed una depressione ai poli. Il raggio terrestre non deve quindi essere costante alle varie latitudini e con esso anche l'arco di meridiano di 1°.  In base a considerazioni teoriche Newton era dunque convinto dello schiacciamento polare della terra, mentre in Francia Cassini sosteneva che la terra fosse protuberante ai poli. Ora, poiché si può dimostrare che se la terra è rigonfia all'equatore un grado di meridiano assume il suo valore massimo nelle zone polari, per diminuire man mano che ci spostiamo verso le basse latitudini, la questione poteva essere risolta misurando e confrontando archi di meridiano di egual ampiezza misurati a diverse latitudini.  
Per poter ottenere dati  conclusivi l'Accademia delle Scienze inviò due spedizioni a misurare un grado di meridiano al polo e all'equatore, dove le eventuali differenze sarebbero state sicuramente evidenti.   Il risultato confermò l’ipotesi di Newton e verso la seconda metà del ‘700 venne definitivamente accettata l’idea dello schiacciamento polare della terra.
Uno dei compiti fondamentali della geodesia è dunque descrivere la forma di tale sfera deformata.
Se ipotizziamo che la terra si comporti come una sfera fluida in equilibrio sotto l'azione delle forze ad essa applicate (gravitazionali e centrifughe), la sua superficie dovrebbe disporsi sempre perpendicolarmente alla risultante di tali forze (gravità), in modo tale che non si produca nessun lavoro netto che possa ulteriormente modificarne la forma (un movimento perpendicolare alla forza non compie infatti lavoro). Tale superficie teorica può essere calcolata e prende il nome di sferoide.

 

L’ellissoide

Per ragioni di praticità lo sferoide viene sostituito con un ellissoide di rotazione che ha gli stessi semiassi (a e b) dello sferoide. Si trova infatti che l’ellissoide coincide con lo sferoide, con differenze  nel raggio che non superano i 14 metri). Poichè dunque per i calcoli l'ellissoide risulta più semplice, si è convenuto di assumere quest'ultimo come superficie teorica di riferimento per rappresentare la forma della terra. L’equazione che lega il raggio dell’ellissoide alla latitudine geocentrica  è

Dove b è il semiasse minore, mentre il rapporto tra le dimensioni reciproche dei due semiassi è espresso da un parametro detto eccentricità e, per il quale vale la relazione

dove c è la distanza tra il fuoco ed il centro (rmax – rmin = 2c)
Il rapporto tra le dimensioni reciproche dei due semiassi può essere espresso anche attraverso lo schiacciamento polarea (o ellitticità o ellissoidicità), per il quale vale la relazione

E’ semplice verificare come tra schiacciamento polare ed eccentricità sussista la seguente relazione
e2 = 2 - 2

 

Coordinate geocentriche e geografiche

La relazione che descrive l’ellissoide non può essere utilizzata direttamente per calcolare la distanza di un punto P dal centro della terra o la lunghezza di un arco di meridiano, in quanto noi non misuriamo la latitudine geocentrica (c), ma la latitudine geografica o geodetica (g), cioè l'angolo che la verticale del luogo (direzione del filo a piombo) forma con il piano equatoriale. Possiamo comunque calcolare quale sarebbe la direzione della verticale teorica sull'ellissoide di riferimento (conoscendo l’equazione di una curva è possibile determinare l’equazione della retta tangente in un punto e di conseguenza l’equazione della retta ad essa perpendicolare). Nota la direzione della verticale teorica è possibile determinare la relazione tra latitudine geocentrica e latitudine geografica ellissoidica.  Si può dimostrare che tra latitudine geocentrica e geografica esiste la seguente relazione
 
Si noti comunque che la verticale ellissoidica è solo teorica in quanto non coincide necessariamente con la verticale vera (filo a piombo). Ciò è dovuto all'esistenza di disturbi gravitazionali locali (anomalie gravimetriche), legati alla non omogenea distribuzione delle masse terrestri, che producono deviazioni sul filo a piombo.
Trovata l’equazione che descrive l’ellissoide in funzione della latitudine geografica è possibile utilizzarla per fissare in modo univoco le dimensioni dell'ellissoide di riferimento. Per far ciò è necessario determinare il valore di almeno due parametri. In genere viene determinato il valore del semiasse maggiore (a) e dello schiacciamento polare ().
La determinazione di tali parametri può essere fatta confrontando misure di lunghezza di archi di meridiano fatte a latitudini geografiche diverse.
In effetti per ottenere risultati attendibili è necessario effettuare molte misurazioni. Ciò è dovuto al fatto che nelle relazioni utilizzate per i calcoli compaiono, come si è detto, le latitudini geografiche ellissoidiche (riferite alla verticale teorica sull'ellissoide), mentre noi misuriamo le latitudini geografiche astronomiche (l'altezza delle stelle sull'orizzonte riferita alla verticale vera). Poichè d'altra parte le deviazioni del filo a piombo rispetto alla verticale teorica ellissoidica si distribuiscono casualmente sia in eccesso che in difetto, in un numero elevato di misurazioni  le deviazioni assumono carattere di errore accidentale, eliminabile con opportuni procedimenti statistici di calcolo.

Lo schiacciamento può essere calcolato anche con misure gravimetriche. In questi ultimi anni si sono ottenuti risultati di elevata precisione nella misura dello schiacciamento utilizzando il fenomeno di precessione dei satelliti artificiali Il rigonfiamento equatoriale disturba gravitazionalmente le orbite dei satelliti artificiali. Ciò produce un momento torcente che tenderebbe a far coincidere il piano orbitale con il piano equatoriale. Poichè il momento angolare del satellite si conserva, il risultato è un moto di precessione, un progressivo spostamento del punto di intersezione dell'orbita del satellite con il piano equatoriale. La misura di tale spostamento tra due successivi passaggi di un satellite all'equatore fornisce una misura piuttosto precisa dello schiacciamento polare .

Con lo scopo di promuovere le ricerche sulla forma e le dimensioni della Terra, nel 1861 venne fondata l"Associazione Internazionale per la Misura del Grado" trasformatasi poi nell'"Unione Geodetica e Geofisica Internazionale" (IUGG).
Nel 1924 la IIa Assemblea Generale dell'IUGG decise di assumere convenzionalmente come ellissoide internazionale di riferimento quello calcolato da Hayford (a = 6.378.388; = 1/297).
Nel 1967 l'IUGG propose un nuovo ellissoide, detto ellissoide di riferimento 1967 con a = 6.378.160 e = 1/298.25, ma l'ellissoide di Hayford resta ancor oggi diffusamente utilizzato nelle applicazioni geodetiche. L'Istituto Geografico Militare utilizza invece per la cartografia 1:100.000 l'ellissoide di Bessel.

 

Gravimetria 

Essendo l'ellissoide una superficie teorica equipotenziale è possibile calcolare in modo preciso il valore del campo gravitazionale teorico ad essa associato. Il valore dell'accelerazione di gravità teorica sull'ellissoide è detto gravità normale .

 

 

L'accelerazione di gravità g è misurata, in onore di Galileo, in gal.  1 gal = 1 cm/s2. Le misure di gravità possono essere assolute o relative: con le misure assolute si determina direttamente il valore di g in un certo luogo, con le misure relative (molto più semplici da effettuare) si ottiene il rapporto o la differenza di gravità tra un luogo ed un altro di cui si possieda una misura assoluta.
Le misurazioni assolute di gravità si eseguono essenzialmente utilizzando il pendolo (). Le misure relative si eseguono tramite gravimetri, i quali ci forniscono il valore di g utilizzando la relazione tra forza-peso P e massa m (P = mg).  Un gravimetro è in pratica costituito da una massa m sostenuta da  una molla. Dopo esser stato tarato in un luogo di cui sia nota la gravità assoluta, il gravimetro misura le differenze di peso P (e quindi di g) che la massa m (considerata costante) manifesta in luoghi diversi rispetto al luogo di taratura.
Le misure gravimetriche così effettuate forniscono valori di gravità effettivi, determinati sulla superficie fisica della terra. Per poter essere confrontati con i valori della gravità normale teorica devono essere corretti per tener conto dell'altezza, della distribuzione locale delle masse (rilievi e avvallamenti), della loro densità etc. Le correzioni da apportare ai valori misurati per ottenere i valori teorici (normali) vanno sotto il nome di riduzione all'ellissoide.

 

Il geoide

L'ellissoide è evidentemente una rappresentazione geometrica della terra che non tiene conto delle irregolarità della crosta terrestre. Se i valori di g opportunamente ridotti coincidessero ovunque con i valori normali della gravità in modulo e direzione allora l'ellissoide rappresenterebbe, anche fisicamente, una superficie equipotenziale. Poichè ciò non avviene deve esistere una superficie equipotenziale fisica della gravità ridotta, che Gauss e Bessel chiamarono 'superficie matematica della terra' e alla quale venne in seguito (Listing, 1873) dato il nome di geoide.

La forma del geoide non viene calcolata direttamente, ma se ne calcolano le differenze rispetto all'ellissoide di riferimento. Gli scostamenti che il geoide manifesta rispetto all'ellissoide sono dette onde geoidiche. Se l’acqua degli oceani potesse comunicare attraverso i continenti essa si disporrebbe secondo la superficie del geoide, dandocene una rappresentazione concreta (essendo un fluido l’acqua presenta neccessariamente una superficie equipotenziale).
I procedimenti utilizzati per la determinazione della forma del geoide sono essenzialmente due: il primo (Villarceau - 1873) utilizza le deviazioni della verticale, il secondo (Stokes - 1849) si avvale della determinazione delle anomalie gravimetriche. In entrambi i casi si eseguono confronti tra il vettore (gravità normale) ed il vettore g. Nel primo caso si valutano le differenze nella direzione, nel secondo le differenze in modulo.

 

Deviazioni della verticale

Si definisce deviazione della verticale l'angolo che la verticale forma in un punto con la normale all'ellissoide (verticale teorica). Il metodo richiede che venga determinata la verticale di un punto A e le sue coordinate astronomiche con grande precisione. Si ipotizza poi che in tale punto (punto di emanazione o punto entrale) la verticale (normale al geoide) coincida con la verticale all'ellissoide. Tramite triangolazione si passa da A ad un punto B di cui si calcolano le coordinate in funzione di A. Si misurano infine le coordinate astronomiche (geografiche) di B. Le differenze e  tra coordinate ellissoidiche (calcolate) ed astronomiche (misurate) permettono di risalire all'angolo  che la normale all'ellissoide forma con la verticale fisica (deviazione della verticale). Con opportuni procedimenti di calcolo è poi possibile trasformare tali misure in un dislivello h tra la superficie del geoide e dell'ellissoide. Il procedimento della deviazione della verticale, fondandosi sulle triangolazioni, non può essere esteso alle regioni oceaniche.

 

 

Anomalie gravimetriche

Il metodo che utilizza le anomalie gravimetriche è di applicazione più semplice e non presenta le limitazioni del precedente. Esso consiste nel calcolare la differenza tra i valori di gravità misurata ed opportunamente ridotta all'ellissoide (g), con i valori di gravità normale ().
g = g -
Le differenze trovate g vengono dette anomalie gravimetriche e permettono di risalire agli scostamenti tra ellissoide e geoide, attraverso la relazione di Stokes. Le onde geoidiche presentano rispetto all'ellissoide un'ampiezza massima dell'ordine di 100 m.

La Misura del Tempo

 

Il calendario

L'anno tropico non è un multiplo esatto del giorno solare medio e non inizia quindi in alle ore 0 del 1 gennaio, ma alle 5 e 49 minuti del 1 gennaio. Per evitare questo inconveniente è stato introdotto l'anno civile di 365 (o 366) giorni. Naturalmente assieme all'anno civile deve essere introdotto un meccanismo, detto calendario, in grado di recuperare periodicamente le frazioni di giorno non calcolate nell'anno civile, pena il progressivo sfasamento tra anno civile e tempo astronomico.
Uno dei primi calendari utilizzati a questo scopo è il calendario giuliano, introdotto sotto Giulio Cesare nel 45 a.C. Il calendario giuliano prevede un anno civile di 365 giorni ed un recupero delle circa 6 ore non contate ciascun anno, ogni quattro anni con l'introduzione di un anno di 366 giorni. Il giorno in più veniva aggiunto tra il sesto ed il settimo giorno prima di marzo e chiamato bis sextum, da cui bisestile. L’anno giuliano dura quindi mediamente 365,25 giorni solari medi. L'anno tropico non dura però esattamente 365giorni e 6 ore, ma 365 giorni 5 ore e 49 minuti. Il calendario giuliano, recuperando invece 6 ore, contava circa 11 minuti in più all'anno (11m 15s) e ciascun giorno bisestile introdotto portava uno sfasamento di circa 44 minuti rispetto al tempo astronomico.
Verso il 1500 il tempo civile aveva accumulato uno sfasamento di circa 10 giorni rispetto al tempo astronomico. Nel 1582 il calendario venne perciò riformato sotto papa Gregorio XIII. Vennero dapprima soppressi i 10 giorni in più che si erano accumulati (si passò dal 4 ottobre del 1582 al 15 ottobre del 1582) ed il calendario giuliano venne sostituito dal calendario gregoriano,  lo stesso che attualmente utilizziamo.

Poichè si calcola che gli 11 minuti contati in più ogni anno sfasano il calendario giuliano di circa 3 giorni ogni 400 anni, il calendario gregoriano introduce un nuovo meccanismo per eliminare appunto 3 giorni ogni 400 anni. Tale meccanismo prevede che tutti gli anni secolari aventi le prime due cifre divisibili per 4 continuino ad essere bisestili, mentre gli anni secolari con le prime due cifre non divisibili per quattro non siano più bisestili (mentre lo erano nel calendario giuliano.
Così il 1600 fu bisestile, mentre il 1700, il 1800 ed il 1900 videro soppressi il loro giorno bisestile. In tal modo dal 1600 al 1900, in un periodo di 400 anni sono stati soppressi 3 giorni bisestili. Il 2000 sarà nuovamente bisestile. Poiché ogni 400 anni vi sono 303 anni composti di 365 giorni e 97 anni bisestili di 366 giorni, l’anno gregoriano ha una durata di

ed è quindi circa 27 secondi più lungo dell’anno tropico. Poiché il giorno solare medio è formato di 86.400 secondi, il calendario gregoriano produce uno sfasamento rispetto al tempo astronomico di 1 giorno ogni 86.400/27 = 3.200 anni circa.

 

Fusi orari

In una certa località è mezzogiorno quando il sole culmina sul meridiano del luogo, raggiungendo il punto più alto della sua traiettoria apparente. Ora, poiché il moto apparente del sole è da Est ad Ovest, quando il sole è in culminazione su di un punto A della superficie terrestre, non può essere contemporaneamente in culminazione su di un punto B che si trovi su di un altro meridiano rispetto ad A (cioè che abbia una diversa longitudine). In altra parole il sole non può essere ad esempio contemporaneamente in culminazione a Venezia e a Milano. Ne consegue che quando a Venezia è mezzogiorno, a Milano, che si trova più ad ovest, il sole deve ancora giungere in culminazione e mancherà perciò qualche minuto a mezzogiorno. Per evitare l'inconveniente che luoghi diversi (con diversa longitudine) all'interno di uno stesso stato presentino ore differenti, si è convenuto di dividere la superficie terrestre in 24 spicchi aventi dei meridiani come confini ed un'ampiezza longitudinale di 15° l'uno. Tali spicchi sono detti fusi orari e tutte le zone comprese all'interno di uno spicchio hanno convenzionalmente la stessa ora del meridiano passante per il centro del fuso. Ad esempio per l'Italia il meridiano centrale del fuso è quello che passa per Monte Mario nei pressi di Roma. Quando il nostro orologio segna mezzogiorno (ora legale a parte) in realtà è mezzogiorno solare solo sul meridiano centrale. Lì il sole è effettivamente in culminazione, mentre a Venezia, che si trova leggermente più ad est il sole è già stato in culminazione e la sua ora effettiva (solare) è di mezzogiorno e qualche minuto, mentre ad Aosta, per ragioni opposte non è ancora mezzogiorno.
In effetti i confini dei fusi non seguono perfettamente l'andamento dei meridiani, ma vengono opportunamente modificati in modo da seguire i confini politici degli stati. Naturalmente questo non è possibile per stati molto estesi in longitudine come gli Stati Uniti o la Russia, dove si è costretti ad usare più di un fuso. Il primo fuso è convenzionalmente quello in cui il meridiano centrale coincide con il meridiano fondamentale passante per Greenwich. Quando ad esempio il sole è in culminazione si Greenwich in tutto il primo fuso è mezzogiorno, mentre nel secondo fuso ad est di Greenwich sono le 13, nel terzo le 14 e così via.

 

Linea di cambiamento di data

Poniamo ora che a Greenwich siano le 10 del 6 marzo e immaginiamo di muoverci molto velocemente verso Est con un aviogetto. Mentre attraverseremo i fusi verso Est dovremo far avanzare le lancette dell'orologio, spostandole verso le 11, le 12 e così via fino a che, giunti all'antimeridiano di Greenwich (13° fuso) sposteremo le lancette alle 22 del 6 marzo. Proseguendo verso est il viaggiatore raggiungerà il fuso delle 24, il cui meridiano centrale è detto linea di mezzanotte (LM). Attraversandolo il viaggiatore sposterà il suo orologio dalle 24 del 6 marzo alle 1 del 7 marzo. Immaginiamo ora un altro viaggiatore che stia compiendo anch'egli molto velocemente il giro del mondo ma verso Ovest, partendo da Greenwich il 6 marzo ore 10. Mentre attraversa i fusi verso ovest egli dovrà portare indietro le lancette dell'orologio alle 9 di mattina del 6 marzo, alle 8, alle 7 e così via finche, raggiunta la linea di mezzanotte sposterà le lancette dall'una del 6 marzo alle 24 del 5 marzo. Così i due viaggiatori incontrandosi alla linea di mezzanotte provenienti da parti opposte, si troverebbero d'accordo sull'ora ma non sul giorno. Per evitare tale inconveniente il XIII fuso, che contiene l'antimeridiano di Greenwich, viene diviso dal 180° meridiano in due parti aventi stessa ora, ma date diverse. Qualunque sia l'ora sul mezzo spicchio ad ovest dell'antimeridiano, sul mezzo spicchio ad est è la stessa ora del giorno precedente. In definitiva esistono due meridiani in cui le date cambiano in modo opposto: la linea di mezzanotte (la data aumenta verso est) e la linea internazionale di cambiamento di data (LCD, la data diminuisce verso est). In ogni momento la terra è dunque divisa in due zone aventi date diverse (a est della LCD vi è sempre la data inferiore). Naturalmente quando il sole è in culminazione su Greenwich la linea di mezzanotte coincide con la linea di cambiamento di data e tutti i luoghi presentano la stessa data (attraversando contemporaneamente le due linee la data dovrebbe sia aumentare che diminuire e quindi non varia). Per evidenti ragioni di opportunità la LCD passa sempre attraverso l'oceano e nei pochi casi in cui incontrerebbe qualche isola, viene fatta deviare.

 

L’Orientamento

 

Orizzonte e punti cardinali

Orientarsi significa individuare sull'orizzonte i 4 punti cardinali. L'orizzonte è la circonferenza che delimita la porzione visibile all'osservatore della superficie terrestre, separandola dalla volta celeste.
L’orizzonte geometrico dipende dall’altezza h (in metri) dell’osservatore rispetto al suolo. Il raggio dell’orizzonte geometrico (in metri) è approssimativamente pari a .

L’orizzonte sensibile è in realtà leggermente più ampio a causa dei fenomeni di rifrazione della luce che permettono al nostro occhio di ricevere immagini situate anche oltre l’orizzonte geometrico.
L'EST è il punto dell'orizzonte dal quale sembra sorgere il sole nei giorni equinoziali , detto anche oriente o levante. L'OVEST, o occidente o ponente, è il punto dell'orizzonte dove sembra tramontare il sole nei giorni equinoziali. Nei giorni non equinoziali il sole sorge e tramonta leggermente più a Nord durante l'estate boreale e leggermente più a sud durante l'inverno boreale. L'angolo che i raggi del sole formano con il piano equatoriale nei giorni non equinoziali è detto declinazione solare. I valori della declinazione solare per ogni giorno dell'anno (in pratica la latitudine alla quale il sole risulta allo zenit a mezzogiorno) sono riportati negli annuari astronomici. Ponendosi con la destra ad est e la sinistra ad ovest il NORD risulta posto esattamente dinanzi all'osservatore, mentre il SUD si trova alle sue spalle.

 

Orientamento diurno

Per orientarsi si può dunque indicativamente osservare il punto in cui sorge o tramonta il sole. Nell'emisfero boreale è inoltre possibile individuare il sud dalla posizione del sole a mezzodì (naturalmente se ci troviamo tra equatore e tropico del Cancro è necessario che il sole non stia culminando in un punto più a Nord). Per un osservatore posto nell'emisfero australe la posizione del sole in culminazione indica naturalmente il Nord.

 

Orientamento notturno

Di notte ci si può orientare con la stella polare la quale indica il polo Nord celeste con circa 51' di scarto. ( La stella polare è l'ultima stella del timone del piccolo carro, individuabile prolungando l'asse anteriore del grande carro di circa tre volte la sua lunghezza). Nell'emisfero australe è possibile orientarsi individuando la stella s Octantis che indica il Sud con circa 1° di scarto. Essendo però s Octantis poco luminosa si cerca in genere la costellazione Croce del Sud che però dista 30° dal Polo Sud.

 

Declinazione magnetica

Naturalmente ci si può orientare con la bussola, la quale tuttavia non indica il polo Nord geografico, ma il polo Nord magnetico, il quale si trova attualmente a circa 75° N e 100° W in una delle isole Regina Elisabetta (Canada), mentre il polo Sud magnetico si trova a circa 68° S e 140° E circa.
In effetti non si tratta di veri e propri punti, ma di zone di estensione variabile, che mutano la loro posizione con il tempo. Evidentemente solo per un osservatore posto sul meridiano di 100° W (e sul suo antimeridiano) l'ago della bussola indica contemporaneamente il polo nord geografico ed il polo nord magnetico.
In tutti gli altri casi l'ago della bussola punta verso il polo nord magnetico e non verso quello geografico. La direzione individuata dall'ago (che punta verso il Nord magnetico) forma in tal caso con la direzione individuata dal meridiano passante per il luogo (che punta verso il Nord geografico) un angolo detto declinazione magnetica.

La declinazione magnetica può essere occidentale o orientale e varia da luogo a luogo. Conoscendo la declinazione magnetica di una certa località è possibile individuare con esattezza, tramite una bussola, il polo nord geografico.

 

Determinazione delle coordinate geografiche

 

Latitudine di notte

Durante la notte la latitudine è pari all'angolo che la visuale verso la stella polare forma con il piano dell'orizzonte. In altre parole è possibile calcolare la latitudine di un luogo semplicemente misurando l'altezza della stella polare sul piano dell'orizzonte.                                      
Nello schema la latitudine del punto A è rappresentata dall'angolo a. E' facile osservare che i due angoli b sono uguali in quanto corrispondenti, mentre i due angoli a sono uguali in quanto entrambi complementari di angoli corrispondenti (le due rette parallele sono 2 raggi provenienti dalla stella polare, uno passante per il centro della terra, uno passante per il punto A. La retta incidente coincide con il raggio terrestre passante per A).
E' facile convincersi che più ci spostiamo verso nord (maggior latitudine) più la stella polare ci appare alta sul piano dell'orizzonte, mentre più ci si sposta verso l'equatore più la stella si abbassa sul piano dell'orizzonte (al polo Nord (latitudine 90°) la stella si trova allo zenit, a 90°, mentre all'equatore (latitudine 0°) i suoi raggi giacciono sul piano dell'orizzonte.

 

 

 

Latitudine di giorno

Durante le ore diurne, nei giorni equinoziali, la latitudine è pari al complemento a 90° dell'altezza del sole sul piano dell'orizzonte a mezzogiorno. In altre parole una volta misurato durante un giorno equinoziale l'angolo che i raggi solari formano a mezzogiorno con il piano dell'orizzonte è necessario sottrarlo a 90° per ottenere la latitudine del luogo.
Nello schema a rappresenta la latitudine di A, mentre b rappresenta l'altezza del sole sul piano dell'orizzonte. I due angoli a sono uguali perché corrispondenti, mentre i due angoli b sono uguali perché complementari di angoli corrispondenti ( le due rette parallele sono due raggi provenienti dal sole, uno passante per il centro della terra, uno passante per il punto A. La retta incidente coincide con il raggio terrestre passante per A).
Nei giorni non equinoziali è necessario conoscere il valore della declinazione solare del luogo. Il valore dell'angolo di declinazione va aggiunto all'angolo di latitudine precedentemente calcolato in primavera estate, mentre va tolto in autunno inverno. Tale correzione è evidentemente necessaria per riportare il sole in posizione equinoziale.

 

Longitudine

E' possibile calcolare la longitudine possedendo un orologio sincronizzato sull'ora di Greenwich. Ricordando infatti che il sole impiega 1 ora per percorrere 15° di longitudine è possibile tradurre differenze di tempo tra l'ora locale e l'ora di Greenwich in differenze di longitudine.
Ad esempio se il nostro orologio ci informa che a Greenwich sono le 10 e 30 mentre il sole si trova in culminazione sul nostro meridiano, possiamo dedurre che il sole arriverà in culminazione a Greenwich tra un'ora e mezza. Greenwich si troverà quindi ad Ovest del nostro meridiano ad una distanza di 22° 30', distanza che il sole copre appunto in un'ora e mezzo (15° + 7° 30'). La nostra longitudine sarà pertanto 22°30' E. In generale quando l'ora locale è maggiore di quella di Greenwich il luogo si trova ad Est di Greenwich, quando è minore il luogo si trova ad Ovest.

 

Petrologia

 

Minerali e rocce

La petrologia è la scienza che studia e descrive la struttura e la genesi delle rocce. Le rocce sono aggregati di uno o più minerali, formatesi attraverso processi di natura diversa, legati essenzialmente a fenomeni geologici che richiedono milioni di anni per completarsi. I minerali sono sostanze inorganiche, allo stato solido, caratterizzate da una composizione definita e rappresentabili quindi attraverso una caratteristica formula chimica. Quasi tutti i minerali  sono inoltre caratterizzati da una struttura molecolare rigorosamente ordinata, detta struttura cristallina ed i solidi che la possiedono si presentano come cristalli, figure geometriche caratterizzate da facce, spigoli e vertici. Alcuni minerali presentano invece una struttura molecolare caotica  e disordinata, detta struttura amorfa.  Ad esempio il biossido di silicio (SiO2) può formare bei cristalli regolari e trasparenti di quarzo, mentre quando si presenta in struttura amorfa forma minerali variamente colorati (per la presenza di impurezze) noti come agata, onice, selce, corniola a seconda della genesi e del colore.

 

Cenni di cristallografia

Le particelle che formano un cristallo, atomi o molecole che siano, risultano disposte ai vertici di una specie di reticolato ordinato che si ripete in modo omogeneo lungo le tre direzioni dello spazio. Il cristallo può infatti essere pensato come la ripetizione periodica nello spazio di una struttura geometrica elementare. Tale struttura prende il nome di cella elementare. Ciascuna cella elementare viene caratterizzata da particolari elementi di simmetria. Gli elementi di simmetria si definiscono come i luoghi geometrici rispetto ai quali si verifica il ripetersi di una faccia, di uno spigolo o di un vertice, come conseguenza di una trasformazione spaziale. Sono possibili tre tipi di trasformazioni spaziali che individuano altrettanti elementi di simmetria:
- la rotazione attorno ad un asse (asse di simmetria A)
- la riflessione su di una superficie (piano di simmetria P)
- l'inversione rispetto ad un punto (centro di simmetria C).
Ad esempio se un cristallo si ripresenta uguale (invarianza) dopo ogni rotazione di 180° intorno ad un asse, si dice che possiede un asse di simmetria binario (A2). Un cristallo può essere caratterizzato da un certo numero di assi di simmetria (i quali possono essere binari, terziari, quaternari e senari), un certo numero di piani di simmetria ed eventualmente un centro di simmetria. Quando esiste il centro di simmetria coincide sempre con il baricentro del cristallo. Il centro di simmetria è un punto che divide a metà segmenti che uniscono elementi equivalenti del cristallo (ad esempio due vertici o due facce opposte). L'insieme degli elementi di simmetria di un cristallo definiscono il suo grado di simmetria. Minerali diversi possono presentare lo stesso grado di simmetria e vengono per questo raggruppati in una stessa classe di simmetria. Sono note 32 classi di simmetria.
Le 32 classi di simmetria sono raggruppate in 7 sistemi cristallini, sulla base della contemporanea presenza di alcuni elementi di simmetria tipici. Ad esempio tutte le classi che presentano un solo asse quaternario vengono raggruppate nel sistema tetragonale, quelle che presentano un solo asse ternario nel sistema trigonale etc. A differenza dei solidi amorfi, i solidi cristallini sono anisotropi rispetto ad alcune loro proprietà. In altre parole esistono alcune proprietà vettoriali (conducibilità elettrica, conducibilità termica, sfaldabilità etc) la cui misura dà valori diversi a seconda della direzione lungo la quale vengono misurate.

 

 

Cenni di mineralogia

I minerali sono composti per il 98% da 8 elementi chimici.
L'Ossigeno è l'elemento più abbondante nei minerali (47% in peso e ben 93% in volume). Segue il Silicio (27,3%), l'Alluminio (8,1%), il Ferro (5,1%), il Calcio (3,6%), il Sodio (2,5%), il Potassio (2,5%), il Magnesio (2,1%). Tutti gli altri costituiscono solo l'1,8%.

 

Polimorfismo ed isomorfismo

Alcuni minerali in condizioni termodinamiche differenti possono cristallizzare in strutture reticolari diverse. Il fenomeno è noto come polimorfismo. Ad esempio il carbonato di calcio (CaCO3) in condizioni di elevata pressione cristallizza come aragonite, mentre a pressione atmosferica cristallizza come calcite. Nel caso il polimorfismo interessi sostanze allo stato elementare si parla di allotropia. Il carbonio presenta ad esempio 3 forme allotropiche: grafite, diamante, fullerene.

E' evidente che la presenza di una forma polimorfa piuttosto che un'altra può fornirci utili informazioni sulle condizioni e l'ambiente di formazione di una roccia.
Nei minerali di interesse petrologico è di grande importanza il fenomeno dell'isomorfismo. Si dicono isomorfogeni o vicarianti gli elementi che, presentando raggi ionici simili, possono facilmente sostituirsi nel reticolo cristallino senza che questo modifichi il suo grado di simmetria. Si ammette che affinché 2 ioni possano reciprocamente sostituirsi in un cristallo il loro raggio ionico non debba differire per più del 15%.
I più diffusi ed importanti fenomeni di vicarianza si hanno tra
Na+ (0,97 Å) e Ca2+ (0,99 Å)
Fe2+ (0,74 Å), Mg2+ (0,66 Å) , Fe3+ (0,64 Å)
Al3+ (0,51 Å) e Si4+ (0,42 Å)
In pratica ciò consente a sostanze chimiche diverse di cristallizzare nella stessa classe cristallina.
Se gli ioni hanno dimensioni molto diverse, come accade ad esempio per Ca2+ e Mg2+, allora formano un sale doppio in cui essi sono presenti in proporzione stechiometrica. Ne è un esempio il minerale dolomite CaMg(CO3)2 Quando invece gli ioni presentano dimensioni simili allora possono formare composti isomorfi. Le famiglie isomorfe costituiscono in genere una serie continua di composti in cui gli ioni vicarianti si trovano in tutti i rapporti. Per indicare una serie isomorfa gli elementi vicarianti vengono scritti tra parentesi tonde e separati da una virgola.
Ad esempio (Fe,Mg)CO3 non rappresenta un sale doppio, ma una serie isomorfa che comprende composti in cui il Ferro ed il Magnesio si trovano in tutti i rapporti compresi tra i due estremi puri, costituiti dalla magnesite MgCO3 e dalla siderite FeCO3. Nel caso gli elementi vicarianti presentino carica diversa, come accade per  Na+ e Ca2+, è necessario che in un altro nodo del reticolo si verifichi una contemporanea sostituzione compensatrice: in genere Si4+ con Al3+.
E' ciò che accade in moltissimi silicati. Ad esempio nei plagioclasi in cui si ha la sostituzione doppia

Na+ Si4+   Ca2+ Al3+

La serie isomorfa dei plagioclasi va dall'albite Na[AlSi3O8] all'anortite Ca[Al2Si2O8]. La formula generale è pertanto (Na,Ca)[Al(Al,Si)Si2O8] (si noti che nella formula gli elementi vicarianti sono posti tra parentesi tonde e vengono separati da una virgola). I plagioclasi, come tutte le serie isomorfe, possono essere descritti come soluzioni solide costituite da miscele omogenee dei composti puri che possono mescolarsi in qualsiasi proporzione (altri esempi di soluzioni solide sono le leghe metalliche). La maggior parte dei minerali che formano le rocce appartengono alle seguenti classi di composti chimici:
1) SILICATI - Possono essere pensati come sali dell'acido ortosilicico (H4SiO4), in cui gli idrogeni vengono sostituiti in proporzioni diverse dai metalli citati in precedenza (SiO44- anione silicato). I silicati costituiscono da soli più dell'80% della crosta terrestre.
2) CARBONATI - Sono i sali dell'acido carbonico (H2CO3). Tra i carbonati più diffusi vi è sicuramente il carbonato di calcio, che va a formare le rocce calcaree. (CO32- anione carbonato)
3) OSSIDI e IDROSSIDI - Composti di metalli più ossigeno (ematite Fe2O3) e metalli più ossidrili (brucite Mg(OH)2)
4) SOLFURI - Sono i sali dell'acido solfidrico (H2S) (pirite FeS2, blenda ZnS) (S2- anione solfuro).
5) SOLFATI - Sono i sali dell'acido solforico (H2SO4) (solfato di calcio biidrato o gesso CaSO4*2H2O) (SO42- anione solfato)

• ALOGENURI O ALOIDI - Sono sali degli acidi alogenidrici (HBr, HCl, HF) (cloruro di sodio NaCl).

I Silicati

Come si è detto i silicati rappresentano il gruppo di minerali più diffuso e più ricco di varietà diverse.
La struttura chimica di base che entra nella composizione di tutti i silicati è uno ione con 4 cariche negative costituito da un tetraedro avente il Silicio al centro legato attraverso 4 legami covalenti a 4 atomi di Ossigeno disposti ai vertici. (SiO44-)(il Silicio è infatti ibridato sp3). I tetraedri di silicio possono presentare ossigeni  in comune ed essere quindi uniti per uno o più vertici.
Le cariche negative residue vengono neutralizzate dai cationi metallici, con estesi fenomeni di vicarianza. La parziale sostituzione del Silicio con l'Alluminio dà luogo agli allumosilicati (o alluminosilicati o silicoalluminati).
I minerali ricchi di Silicio ed Alluminio sono detti sialici (da Silicio e Alluminio). I cationi che più frequentemente si trovano nel loro reticolo sono Na+  e K+ (elementi alcalini). I silicati sialici tendono a presentare peso specifico e punto di fusione relativamente bassi e colore chiaro.
I silicati poveri di alluminio presentano in genere cationi Ca2+ Fe2+ Mg2+ (Ferro e alcalino terrosi) e sono per questo detti femici (da Ferro e Magnesio). I silicati femici tendono a presentare peso specifico e punto di fusione relativamente alti e colore scuro.
In base alla disposizione reciproca assunta dai tetraedri si dividono i silicati in 6 gruppi.

• Silicati a tetraedri isolati (nesosilicati, dal greco nesos = isola) in cui le cariche negative sono neutralizzate da ioni metallici positivi che si alternano ai tetraedri. Ricordiamo le olivine (o perìdoto), silicati di Fe e Mg, ad alto peso specifico, di colore verde scuro, componenti essenziali delle rocce magmatiche basiche.  Come vedremo successivamente il termine basico non ha in petrologia lo stesso significato che presenta in chimica, ma si riferisce al basso contenuto in silice. Nesosilicati sono anche i granati costituenti di molte rocce metamorfiche, anch'essi presenti in natura in serie isomorfe.
• Silicati a gruppi di due tetraedri (sorosilicati, dal greco soros = gruppo) Due tetraedri presentano un atomo di ossigeno in comune. Sono tipici sorosilicati gli epìdoti.
• Silicati con tetraedri legati ad anello (ciclosilicati) Si formano per unione ciclica di 3,4 o 6 tetraedri con due ossigeni in comune ciascuno. Ricordiamo le tormaline ed il berillo (che nelle varietà acquamarina e smeraldo viene usato come gemme), silicati di alluminio che caratterizzano rocce ignee estremamente acide (ricche di silice) come le pegmatiti.
• Silicati con tetraedri legati in catene singole o doppie  (inosilicati, dal greco inos = catena) Sono costituenti essenziali di moltissime rocce ignee e metamorfiche neutre e basiche. Si dividono in anfiboli, a catena doppia e piròsseni, a catena semplice. Nella struttura ad anelli degli anfiboli trovano posto gruppi ossidrili OH-.
• Silicati con tetraedri a strati (fillosilicati - dal greco fillon = foglia) Ciascun tetraedro presenta i 3 ossigeni di base in comune con altri tetraedri a formare uno strato. Più strati si sovrappongono a formare una struttura a sandwich in cui si alternano ioni metallici e ioni ossidrili. Anche dal punto di vista macroscopico si presentano come minerali sottilmente stratificati facilmente sfaldabili in lamine. Ricordiamo i serpentini ed il talco, minerali tipici di rocce metamorfiche basiche che si formano per alterazione metamorfica dagli anfiboli e dai pirosseni. Le miche (dal latino mica = briciola), silicati trasparenti nelle varietà muscovite (mica bianca, tipica di rocce ignee acide) e biotite (mica nera, tipica di rocce ignee basiche). Le miche si ritrovano in granuli minuscoli, insieme ad altri silicati a formare particolari rocce sedimentarie dette argille. Altri fillosilicati presenti nelle argille sono la montmorillonite e la caolinite (che derivano dall'alterazione chimica dei feldspati e dei plagioclasi (i principali tectosilicati).
• Silicati con tetraedri legati per i 4 vertici (tectosilicati - dal greco tectonichè (techne) = architettura) Si formano quando ciascun tetraedro presenta 4 ossigeni in comune con altri tetraedri. In tal caso si produce un reticolato tridimensionale in cui il rapporto tra atomi di ossigeno e di silicio è di 2:1 e la carica residua è nulla. Nel caso non vi siano altri elementi nel reticolato il minerale corrisponde al quarzo (biossido di silicio cristallino), costituito da un'unica molecola tridimensionale che occupa tutto il cristallo. Il quarzo è il minerale più abbondante della crosta terrestre. Si trova in quasi tutte le rocce ignee e metamorfiche, in particolar modo in quelle acide. Granuli di quarzo si trovano anche in molte rocce sedimentarie, soprattutto nelle arenarie. In tutti gli altri tectosilicati alcuni atomi di silicio al centro dei tetraedri sono sostituiti da atomi di Alluminio che formano così tetraedri AlO45- (L'alluminio è un elemento del III gruppo A con nox +3, a differenza del Silicio che, appartenendo al IV gruppo A, presenta nox +4). Si manifestano perciò delle cariche negative nel reticolato che vengono neutralizzate dalla presenza di ioni metallici (soprattutto Na+, K+ e Ca2+) che trovano posto in "tasche" che si formano nell'edificio cristallino. Tra i tectosilicati più importanti ricordiamo i feldspati (dal tedesco feld = campo e spat = sasso; costituenti fondamentali delle rocce ignee acide e neutre) e i feldspatoidi. I feldspati si suddividono in feldspati potassici, come l'ortoclasio K[AlSi3O8]  e feldspati sodico-calcici, come i plagioclasi (albite e anortite). I feldspatoidi sono tectosilicati sottosaturi in silice.

 

 

Le rocce: classificazione

Le rocce vengono classificate in relazione al processo attraverso il quale si sono formate in 3 gruppi:
Rocce ignee o magmatiche - formatesi attraverso un processo di raffreddamento e solidificazione di una massa fusa di composizione prevalentemente silicatica detta magma.
Rocce sedimentarie - si formano per deposizione e compattazione di materiali che possono provenire dalla degradazione di rocce preesistenti (detriti o clasti), da resti di organismi viventi, dalla precipitazione di composti chimici sciolti in acqua.
Rocce metamorfiche - si producono attraverso processi di profonda alterazione strutturale di rocce preesistenti legati a modificazioni delle condizioni termodinamiche (in genere forti aumenti di temperatura e pressione).
Tra le tre classi di rocce esiste uno scambio dinamico. Rocce metamorfiche si possono infatti formare a partire da rocce magmatiche e sedimentarie (e anche da rocce metamorfiche di tipo diverso). Rocce sedimentarie possono costituirsi a partire dalla disgregazione di rocce di una qualsiasi delle suddette classi. Infine un qualsiasi tipo di roccia può subire un processo di fusione che la trasforma in un magma in grado di solidificare in rocce ignee. Tale complessa catena di interconnessioni è chiamata ciclo delle rocce o ciclo litogenetico. Il riconoscimento di una roccia e la sua conseguente classificazione richiedono essenzialmente la determinazione del tipo di tessitura (forma, dimensioni ed orientazione della grana)  e dei rapporti quantitativi tra i minerali che la compongono (determinazione del modo della roccia). L'analisi modale può essere effettuata ad occhio per rocce a grana grossa o osservando al microscopio sezioni sottili (intorno ai 30 micron) per rocce a grana fina. Nel caso di rocce a grana finissima o addirittura a struttura amorfa è necessario ricorrere ad un'analisi chimica. In tal caso si ottiene una composizione in ossidi e minerali semplici che, confrontata con modelli convenzionali, permette di ottenere una composizione mineralogica teorica o virtuale sotto forma di minerali standard, detta norma.

 

Rocce ignee o magmatiche

Il magma da cui prende origine tale gruppo di rocce è costituito da una miscela di silicati in cui si trovano disciolti diversi elementi e composti gassosi (H2, HCl, Cl2, F2, HF, H2S, SO2 etc). In realtà al di sopra di una certa temperatura (1300-1400°C) i gli ioni SiO44- si muovono liberamente nel magma senza essere in grado di stabilire legami permanenti con gli ioni metallici e quindi la presenza di silicati in queste condizioni è solo virtuale. Solo quando la temperatura comincia a scendere si possono formare le molecole dei primi minerali, naturalmente quelli a più elevato punto di solidificazione (silicati femici). I gas, detti anche componenti volatili o agenti mineralizzatori, mantengono il magma ad una pressione molto elevata che ne facilita la risalita qualora si apra una fessura nella crosta terrestre. Inoltre rendono il magma molto fluido favorendo il processo di cristallizzazione dei minerali.  Il magma si trova racchiuso in camere magmatiche, talvolta di dimensioni imponenti, all'interno della crosta terrestre, ad una profondità che può variare da qualche km a qualche decina di km. Se il magma solidifica in profondità all'interno della crosta terrestre in condizioni di pressione elevata si formano le rocce magmatiche intrusive (o plutoniche),  se invece la solidificazione avviene una volta che il magma è fuoriuscito e quindi in condizione di bassa pressione si formano le rocce magmatiche effusive (o vulcaniche). Se infine il magma  risale fino a profondità non troppo elevate e solidifica in condizioni di media pressione si generano rocce magmatiche ipoabissali (o filoniane)

 

Rocce intrusive (Plutoniti)

Se la solidificazione avviene in profondità, in presenza della componente volatile, attraverso un processo di lento raffreddamento, tutti i minerali hanno l'opportunità di cristallizzare più o meno regolarmente. Ne risulta una roccia costituita interamente da cristalli dei vari minerali,  distinguibili ad occhio nudo. Le rocce intrusive presentano perciò una tipica struttura olocristallina. I primi minerali che cristallizzano hanno la possibilità di assumere il proprio abito cristallino e vengono perciò detti idiomorfi, mentre i minerali che solidificano a temperature più basse si adattano a riempire gli spazi rimasti e vengono detti allotriomorfi.

 

Rocce effusive (Vulcaniti)

Se il magma, dopo essere risalito, solidifica in superficie attraverso un rapido processo di raffreddamento e degasamento che lo priva della componente volatile, solo i minerali altofondenti (a più elevato punto di fusione), che si sono potuti solidificare in precedenza, potranno formare cristalli evidenti (fenocristalli), gli altri minerali formeranno una matrice microcristallina, costituita da cristalli invisibili ad occhio nudo, o, addirittura, un solido amorfo. Tale struttura, tipica del porfido, è detta struttura porfirica, caratterizzata da alcuni fenocristalli immersi in una pasta di fondo microcristallina o amorfa. In alcuni casi, quando il raffreddamento è particolarmente rapido, le rocce effusive possono dar luogo a strutture particolari, come nel caso delle ossidiane, in cui tutti i minerali si sono bloccati nella struttura completamente caotica che caratterizza i fluidi, producendo un solido perfettamente amorfo o "vetroso". Un altro caso particolare è quello delle pomici, in cui un degasamento particolarmente rapido ha prodotto una struttura spugnosa.

 

Rocce ipoabissali (ipoabissaliti)

Si tratta di rocce che si producono a causa della parziale risalita di masse magmatiche di piccole dimensioni che vengono iniettate in zone relativamente superficiali della crosta terrestre. Nonostante non subiscano degassamento tali rocce presentano una struttura porfirica simile a quella delle rocce effusive a causa del veloce raffreddamento legato alle piccole dimensioni che caratterizzano tali intrusioni superficiali.

 

Caratteristiche chimico-fisiche dei magmi

I magmi possono presentare caratteristiche diverse e quindi, durante il processo di solidificazione, possono dare origine a rocce con diversa composizione mineralogica.
Il criterio fondamentale attraverso il quale si classificano i magmi e le rocce che da essi traggono origine, tiene conto essenzialmente del diverso contenuto in silice totale, sia quella che nelle rocce si troverà sotto forma di silicati ("silice legata") , sia quella che si troverà sotto forma di "silice libera" a formare il quarzo. Maggiore è il contenuto in silice di un magma (e delle rocce da esso derivate) e più il magma viene classificato come "acido". In tal caso i termini "acido", "basico" e "neutro" non hanno nulla a che vedere con il pH del magma, ma rimandano al fatto che i silicati possono essere pensati come derivati dell'acido silicico. La silice ha un punto di fusione relativamente basso e la sua presenza nel magma tende a renderlo maggiormente viscoso e poco fluido. Questo è il motivo per cui i magmi acidi sono caratterizzati da temperature inferiori e da una maggior viscosità rispetto ai magmi basici (poveri in silice).

Magmi acidi o sialici (silice > 65%)

Sono caratterizzati da una percentuale di silice totale superiore al 65%. Contengono soprattutto silicati di Alluminio (da cui la denominazione di "sialici"), come i feldspati di Potassio (ortoclasio), i plagioclasi sodici (albite) e naturalmente un elevato contenuto in quarzo. Si tratta di silicati di basso peso specifico (2.7-2.8 gr/cm3) e di colore tendenzialmente chiaro. Tali magmi risultano piuttosto viscosi e relativamente poco caldi (600-800 °C) per la presenza di un'elevata percentuale di silice. Consolidandosi producono rocce ignee dette anch'esse sialiche o acide o persiliciche. Le rocce sialiche vengono raggruppate in due famiglie principali, quella dei graniti (intrusive) e quella dei porfidi o rioliti (corrispondenti effusivi dei graniti). In altre parole porfidi e graniti derivano da uno stesso tipo di magma che produce rocce strutturalmente diverse in relazione alle modalità di raffreddamento.

Magmi basici o femici (silice < 52%)

Sono caratterizzati da una percentuale in silice inferiore al 52%. E' completamente assente la silice libera in grado di cristallizzarsi in quarzo. Sono invece presenti soprattutto silicati di Ferro e Magnesio (da cui il termine "femico" o "mafico" con cui sono indicati), come gli anfiboli, i pirosseni, le olivine e i plagioclasi calcici (anortite). Si tratta di minerali pesanti (3.2-3.3 gr/cm3) e di colore tendenzialmente scuro. Tali magmi risultano piuttosto fluidi e sono caratterizzati da temperature relativamente alte (intorno ai 1200 °C). Consolidandosi producono due famiglie di rocce ignee, dette anch'esse basiche o femiche o iposiliciche. Ricordiamo i gabbri (intrusive) ed i loro corrispondenti effusivi, i basalti. Esistono anche delle rocce dette ultrafemiche costituite quasi completamente da olivina (detta anche perìdoto), con un contenuto in silice inferiore al 45%. Sono le peridotiti (intrusive) ed i loro corrispondenti effusivi, le picriti.

Magmi intermedi o neutri (silice 52% - 65%)

Sono caratterizzati da una percentuale di silice compresa tra il 65% ed il 52%. Hanno una costituzione mineralogica intermedia tra le due precedentemente descritte con una prevalenza di plagioclasi sodico-calcici. Consolidandosi producono rocce ignee dette anch'esse neutre o mesosiliciche. Ricordiamo le dioriti ed i loro corrispondenti effusivi, le andesiti.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Approfondimento

Lo schema a sinistra permette di ottenere la composizione mineralogica percentuale per le principali famiglie di rocce ignee.

Lo schema è relativo alle rocce ignee più diffuse, appartenenti alla cosiddetta serie alcali-calcica (o calcalcalina). E' infatti possibile classificare le rocce ignee in funzione del rapporto tra silice ed ossidi alcalini e alcalino terrosi in due serie magmatiche principali: alcali-calcica e alcalina. Uno stesso magma può infatti produrre (per processi di differenziazione magmatica di cui parleremo successivamente) rocce diverse per contenuto in silice, ma con un rapporto relativamente costante tra silice ed ossidi alcalini e alcalino terrosi. La serie calcalcalina presenta un rapporto silice/ossidi alcalini più elevato rispetto alle rocce appartenenti alla serie alcalina.
Quando in una roccia ignea  il rapporto tra ossidi alcalini (K2O Na2O) e la silice (SiO2) supera un certo valore, nella roccia non si formano feldspati, ma feldspatoidi. Le rocce magmatiche appartenenti alla serie alcalina sono dunque sottosature in silice e hanno tutte la caratteristica di non presentare silice libera sotto forma di quarzo.
Nel 1967 Streckeisen ha proposto un metodo di classificazione modale delle rocce ignee, accettato dall'Unione Internazionale delle Scienze Geologiche (IUGS - International Union of Geological Sciences), fondato sulla % in volume di quarzo (Q), dei feldspati alcalini (A) dei plagioclasi (P), dei feldspatoidi (F) dei minerali colorati o femici o mafici (M) presenti in una roccia.
Se una roccia ignea presenta una percentuale di minerali colorati superiore al 90% (Indice di colore - IC > 90) viene classificata come ultrafemica (ultramafiti). Le ultramafiti vengono poi classificate in funzione del minerale femico predominante (pirosseniti, peridotiti etc).
Se la percentuale dei minerali colorati è inferiore al 90% si valutano le percentuali relative degli altri minerali, riportate a 100. Tenendo però presente che quarzo (Q) e feldspatoidi (F) non sono mai presenti contemporaneamente in una stessa roccia ignea, sarà sufficiente valutare le percentuali dei minerali del gruppo QAP o, alternativamente, FAP.
La classificazione si effettua quindi entrando in un diagramma doppio-triangolare o nel settore superiore o nel settore inferiore. A titolo di esempio riportiamo qui a destra il triangolo superiore che permette di classificare rocce prive di feldspatoidi.  Le tre linee tratteggiate individuano un granito che, tolti i minerali femici descritti attraverso il suo indice di colore, presenta un 40% di feldspati alcalini, un 50% di quarzo ed un 10% di plagioclasi.

I tre tipi di magmi precedentemente descritti non formano rocce in modo uniforme all'interno della crosta terrestre. Mentre infatti le rocce caratterizzate da chimismo intermedio sono pochissimo rappresentate e si producono in situazioni geologiche particolari, le rocce acide costituiscono la maggior parte delle rocce intrusive (circa il 95% del totale) mentre i magmi basici più fluidi, arrivano più facilmente in superficie, formando il 90-95% delle rocce effusive. La loro distribuzione risulta inoltre diversa. Mentre i graniti formano la maggior parte della crosta continentale andando a costituire enormi corpi intrusivi detti plutoni, i basalti formano immense colate che costituiscono la crosta oceanica.  Spiegare la difforme distribuzione delle rocce ignee e la genesi del magma dal quale si sono formate costituisce uno dei problemi maggiormente dibattuti dai geologi e non ancora completamente risolto. Presupposto ad ogni tentativo di interpretazione sono gli studi condotti in laboratorio sulle modalità di solidificazione del magma.

 

Differenziazione magmatica: serie di Bowen

Le prime ricerche, ancor oggi fondamentali, sui processi di raffreddamento e cristallizzazione di un magma furono condotte a partire dal 1915 da N.L Bowen nel laboratorio di geofisica di Washington. Bowen scoprì che quando un magma viene raffreddato solidificano per primi i minerali femici, caratterizzati da un più elevato punto di fusione, mentre i silicati tipici delle rocce acide solidificano per ultimi. Il processo è detto di cristallizzazione frazionata.  Durante il processo di solidificazione il magma è dunque formato da una frazione solida (più basica del magma di partenza), immersa in una frazione liquida detta fuso, (più acida del magma iniziale). Bowen dimostrò inoltre che se i minerali che cristallizzano per primi rimangono a contatto con il fuso, mentre la temperatura scende, essi reagiscono nuovamente con i componenti del fuso per dare un minerale diverso, stabile alle nuove condizioni di temperatura. In tal modo al decrescere della temperatura la composizione mineralogica della frazione solidificatasi del magma cambia, per adattarsi alle mutate condizioni termodinamiche. Tale processo è detto differenziazione magmatica. In definitiva la differenziazione magmatica si attua mediante una serie di reazioni attraverso le quali  i minerali formatisi a temperatura superiore e non più in equilibrio chimico-fisico con la massa liquida circostante, vengono sostituiti da minerali diversi, stabili a temperature più basse.  Bowen individuò due serie di reazioni che avvengono nel magma contemporaneamente ed in modo indipendente l'una dall'altra e che comportano entrambe la sostituzione di minerali basici (silicati di metalli alcalino-terrosi (Ca e Mg) e di ferro) con minerali acidi (silicati di metalli alcalini (K e Na)).

Serie discontinua

Chiamata così perché si producono famiglie di silicati differenti. Dapprima cristallizzano i minerali femici, come l'olivina. Poi questa reagisce con il fuso per dare origine ai piròsseni e, con processo analogo  si formano gli anfiboli e la mica nera (biotite). I silicati che si formano a temperature inferiori, come gli anfiboli e le miche, inglobano nella loro struttura ossidrili, gruppi chimici che non sono stabili ad elevate temperature.

Serie continua

Chiamata così perché si producono silicati appartenenti alla sola famiglia dei plagioclasi (serie isomorfa). Inizialmente si formano i plagioclasi basici, ricchi di Ca (metallo alcalino-terroso), come l'anortite. Poi, a temperature più basse si formano plagioclasi contenenti, oltre al calcio, percentuali via via più elevate di sodio (plagioclasi sodico-calcici). Finché, alle temperature più basse, si formano solo i plagioclasi di Na (metallo alcalino) come l'albite.

Genesi ed evoluzione del magma: magma primario e magma anatettico

Il processo di differenziazione descritto dalle serie di Bowen ci permette dunque di avanzare alcune ipotesi sull'evoluzione dei corpi magmatici. Possiamo infatti presumere che un magma basico sia in grado di evolversi fino a produrre una roccia sialica, mentre non è possibile per un magma acido produrre una roccia femica. Molto schematicamente possiamo ipotizzare che nel caso in cui un magma basico si raffreddi rapidamente esso genererà una roccia la cui composizione chimica rispecchierà quella del magma da cui deriva. Nel caso in cui  viceversa il raffreddamento avvenga lentamente il magma potrà subire, per cause diverse, fenomeni di frazionamento che, separando la parte solida più basica dal fuso più acido, permetterà a quest'ultimo di generare rocce sialiche.
La differenziazione in senso acido non avviene solo per il frazionamento di un magma in via di raffreddamento. Secondo i geologi altrettanto importante dovrebbero essere i processi anatettici di fusione parziale di una roccia (anatessi = processo di fusione di una roccia all'interno della crosta). Infatti quando una roccia raggiunge per cause diverse (aumento di temperatura, diminuzione di pressione, presenza di acqua) il punto di fusione, i primi minerali a fondere sono quelli acidi. Se il primo fuso acido che si forma viene separato dal resto dei minerali altofondenti basici esso, raffreddando, può produrre una roccia sialica.
In relazione alla loro genesi i geologi distinguono essenzialmente due tipi di magmi: magma primario e magma anatettico.
Secondo tale distinzione il magma primario o peridotitico, fonte prima di tutti i diversi tipi di magma, è costituito dal magma ultrafemico che compone la parte più superficiale del mantello terrestre, a diretto contatto con la crosta terrestre sovrastante. Tale magma avrebbe subito una progressiva acidificazione fino a produrre la maggior parte delle rocce che compongono la crosta continentale. Esperienze di laboratorio hanno ad esempio confermato che il primo fuso che si ottiene dal riscaldamento della peridotite ha una composizione essenzialmente basaltica.
Le rocce che costituiscono la crosta oceanica basaltica si producono dunque grazie alla fusione parziale della peridotite superficiale del mantello, che alimenta una lenta ma continua emissione di magma femico in corrispondenza di grandi fratture della crosta oceanica, dette dorsali. Tale magma, estremamente caldo e fluido, arriva facilmente in superficie in tali zone di frattura, andando a costituire la maggior parte delle rocce effusive.
Il magma anatettico si formerebbe invece per fusione parziale dei componenti bassofondenti sialici delle rocce che costituiscono la crosta continentale. Tale magma, fortemente viscoso per la bassa temperatura (600 - 800°C) e per la forte presenza di silice, tende a muoversi con difficoltà, raffreddandosi in loco con formazioni di plutoniti. Si tratta naturalmente di una schematizzazione piuttosto rigida che ammette numerose varianti ed eccezioni, ma che ha il pregio di giustificare in modo semplice il fatto che la maggior parte delle rocce effusive sia femica, mentre le rocce intrusive sono per lo più acide.
Magmi sintettici o ibridi, formatisi per contaminazioni dei due magmi precedenti sono rari e localizzati in zone geologiche particolari.

 

Le rocce sedimentarie

Ricoprono buona parte della superficie terrestre (75% circa), formando tuttavia uno strato estremamente sottile. Le rocce sedimentarie si formano dall'accumulo, dalla compattazione e dalla successiva cementificazione di materiale incoerente di origine prevalentemente inorganica, in ambiente quasi sempre subacqueo. In alcuni casi durante la compattazione si producono modificazioni chimiche del sedimento che può in tal modo modificare in parte la sua composizione mineralogica, attraverso un processo detto di metasomatismo. La classificazione più semplice delle rocce sedimentarie si fonda sulla natura e sull'origine del materiale che costituisce il sedimento, distinguendole in clastiche o detritiche, di deposito chimico e organogene.

 

Rocce sedimentarie clastiche o detritiche

Le rocce detritiche si producono per degradazione o alterazione di rocce preesistenti, con formazioni di frammenti rocciosi, detti clasti. Nel processo di formazione di tali rocce si distinguono tipicamente 5 fasi, delle quali le ultime due sono comuni anche agli altri tipi di rocce sedimentarie:
degradazione  erosione  trasporto  sedimentazione  diagenesi.

Degradazione o alterazione di una roccia preesistente

Consiste in un complesso di fenomeni fisici e chimici legati per la maggior parte alla presenza degli agenti atmosferici. Quando per cause diverse rocce che si sono formate in profondità vengono in  superficie, si trovano esposte a condizioni chimico-fisiche completamente diverse da quelle in cui si sono formate. E' perciò naturale che molti minerali che le compongono non siano più stabili e subiscano una serie di modificazioni che tendono ad adattarli alle nuove condizioni termodinamiche.
Si è soliti distinguere i fenomeni di degradazione di tipo chimico da quelli di tipo fisico, anche se le rocce sono sottoposte ad entrambi contemporaneamente.

Fenomeni di degradazione fisica

• Il crioclastismo rappresenta lo sgretolamento della roccia causato dall'aumento di volume (9%) dell'acqua che congela nei pori e nelle fessure della roccia.
• Il termoclastismo costituisce lo sgretolamento della roccia in conseguenza di forti sbalzi termici che provocano continue dilatazioni e contrazioni differenziali tra le zone più superficiali e quelle profonde, e tra i minerali a diverso coefficiente di dilatazione.
• L'aloclastismo è un'alterazione della roccia legata alla formazione ed alla crescita di cristalli salini nelle fessure rocciose, depositati dal processo di evaporazione dell'acqua in cui si trovavano in soluzione.
• Le rocce argillose o contenenti argilla sono sottoposte a continue dilatazioni e contrazioni che tendono a frantumarle, quando i minerali argillosi assorbono acqua (adsorbimento) e la riperdono (essicazione), variando di conseguenza il loro volume.

 

Fenomeni di degradazione chimica

• Idrolisi  - Poichè i silicati possono essere considerati sali formati da un acido debole (l'acido ortosilicico) e da ioni metallici provenienti da basi forti (metalli alcalini e alcalino-terrosi), in soluzione acquosa presentano un certa tendenza a produrre idrolisi basica. Il processo porta alla separazione degli idrossidi metallici (NaOH, KOH, Ca(OH)2, Mg(OH)2) dagli idrosilicati di alluminio, che sono acidi molto deboli. Poiché questi ultimi  costituiscono in pratica i minerali argillosi il processo è detto di argillificazione. Dall'argillificazione dei feldspati si libera il quarzo eventualmente presente nella roccia, il quale è stabile e rimane inalterato sotto forma di minuscoli cristalli che conservano il loro aspetto vitreo e trasparente e che vanno a costituire la frazione silicea del terreno, particolarmente abbondanti nei terreni sabbiosi. In seguito gli idrossidi possono eventualmente reagire con l'anidride carbonica sciolta nell'acqua per dare carbonati e bicarbonati (KOH + CO2 Þ  KHCO3). Nei terreni sottoposti a forte dilavamento ed in climi molto caldi il processo di argillificazione può procedere ulteriormente con la decomposizione anche dei minerali argillosi in idrossidi insolubili di Alluminio (bauxite - Al2O3*nH2O) e di Ferro (limonite - Fe2O3*nH2O ed ematite -Fe2O3), che possono formare vasti depositi conferendo al terreno un colore bruno rossiccio o giallastro (suoli lateritici).  Ad esempio la caolinite (principale fillosilicato del caolino) può trasformarsi in gibbsite (o idrargillite - Al(OH)3), uno dei minerali che compongono la bauxite.

• Idratazione - Alcuni minerali sono in grado di legarsi con deboli legami polari all'acqua, la quale viene incorporata come costituente in un nuovo reticolo cristallino.  Così l'anidrite (CaSO4) si trasforma in gesso (CaSO4*2H2O), l'ematite in limonite. L'idratazione porta naturalmente ad un aumento del volume dei minerali.
• Ossidazione - L'ossigeno atmosferico è in grado di ossidare parecchi ioni metallici. Ad esempio il ferro ferroso (Fe2+) in ferro ferrico (Fe3+), lo Zolfo 2- in  Zolfo 4+ (o Zolfo 6+). L'ossidazione riveste particolare interesse proprio nel caso dello Zolfo e del Ferro, trasformando sali insolubili come i solfuri di Ferro in composti solubili come i solfati o parzialmente solubili come gli ossidi di ferro. Un esempio di ossidazione si ha nell'alterazione lateritica a carico dei silicati ferrosi (olivine e pirosseni):

• Solubilizzazione - Alcuni minerali possono essere portati in soluzione dall'acqua pura (NaCl, CaSO4, CaSO4*2H2O), altri, come il carbonato di Calcio (CaCO3) vengono sciolti dall'acqua contenente CO2. La CO2 reagisce infatti con l'acqua per dare acido carbonico, il quale, a sua volta reagisce con il carbonato di calcio per dare bicarbonato di calcio, sale solubile in acqua. Quest'ultimo è un processo che assume proporzioni impressionanti a carico di rocce interamente calcaree, dando luogo al fenomeno del carsismo., dove corsi d'acqua sotterranei sono in grado di scavarsi un letto tra le rocce formando caverne e grotte per chilometri.

H2CO3     +     CaCO3   Þ  Ca(HCO3)2

Erosione

Una volta che la roccia è stata alterata i frammenti rocciosi possono essere erosi o rimossi ad opera degli agenti geomorfologici. Con tale termine si indicano tutti quegli agenti in grado di modificare l'aspetto della superficie terrestre come il vento, le precipitazioni, i corsi d'acqua, il moto ondoso e le correnti marine, i ghiacciai e la stessa gravità. Naturalmente l'erosione avviene più facilmente sulla roccia già degradata, ma può avvenire, anche se con maggior difficoltà e lentezza anche su rocce non degradate.

Trasporto dei clasti

Una volta rimossi, i frammenti rocciosi vengono trasportati dagli stessi agenti responsabili del processo erosivo per tratti più o meno lunghi. I maggiori responsabili del trasporto dei clasti sono senz'altro i corsi d'acqua, dove i frammenti rocciosi possono essere portati per lo più in sospensione.

 

Sedimentazione

Quando la forza di trasporto diminuisce o cessa, i frammenti rocciosi  si depositano, o meglio, sedimentano. Come abbiamo già detto la maggior parte della sedimentazione avviene in ambiente subacqueo.
In genere sedimentano per primi i clasti di dimensioni maggiori e poi, via via quelli più piccoli. Il processo di sedimentazione produce strati di sedimenti, spesso con caratteristiche diverse, per struttura, colore e a volte anche per composizione chimica. La stratificazione è una caratteristica peculiare delle  rocce sedimentarie, che le rende facilmente distinguibili dalle altre rocce.
Inoltre assieme ai clasti si mescolano inevitabilmente resti di organismi morti che spesso si conservano all'interno della roccia come fossili. Solo le rocce sedimentarie presentano fossili.
L'analisi delle caratteristiche litologiche (tipo e struttura dei sedimenti) e paleontologiche (tipo di fossili) permette di risalire all'ambiente di sedimentazione (marino, fluviale, morenico, costiero, desertico etc) e spesso anche alle condizioni climatiche in cui è avvenuta la sedimentazione  (ad esempio climi aridi possono produrre arenarie ed evaporiti, climi umidi sono testimoniati dalla presenza di carbone).

Diagenesi o Litificazione

La semplice sedimentazione di materiale incoerente non è in grado di produrre una roccia. Sono necessari dei processi di costipamento e di cementazione dei clasti, che producono la vera e propria litificazione, il passaggio cioè da un materiale sciolto ad una struttura rocciosa.
Il costipamento consiste nella progressiva diminuzione di volume degli strati più profondi per compressione da parte dei sedimenti che si vanno via via accumulando in superficie.
La cementazione consiste nella precipitazione dei sali disciolti nell'acqua che impregna i sedimenti, man mano che questa viene eliminata dal processo di costipamento. Si tratta quasi sempre di CaCO3 e di SiO2, che si depositano tra gli interstizi saldando insieme i clasti. In alcuni casi, durante il processo di diagenesi si possono produrre delle vere e proprie reazioni chimiche tra i sali disciolti nell'acqua e i minerali che compongono i clasti con formazione di nuovi composti chimici. Tale processo è noto come metasomatismo. Un tipico esempio di metasomatismo è dato dalla formazione delle Dolomiti. La dolomia, il minerale di cui sono composte, è infatti un carbonato doppio di calcio e magnesio (CaMg(CO3)2) formatosi a partire da sedimenti calcarei di origine organica (gusci di molluschi) per apporto di Mg presente nell'acqua marina.

 

Classificazione delle rocce clastiche

La classificazione delle rocce clastiche si basa sulla dimensioni dei clasti e non sulla loro composizione chimica. In esse si possono trovare una gran varietà di minerali, ma i principali costituenti sono i minerali argillosi ed il quarzo, entrambi provenienti  dall'alterazione chimica dei silicati ed il calcare.

Le ruditi (o psefiti)

sono costituite da clasti con dimensioni superiore ai 2 mm. Le ruditi sono spesso indicate con il nome di conglomerati. Se i clasti che li formano possiedono spigoli vivi, i conglomerati sono detti brecce. Se invece sono stati arrotondati dall'azione del trasporto fluviale o glaciale sino a diventare ghiaie, i conglomerati che ne derivano prendono il nome di puddinghe (dall'inglese pudding = budino).

Le areniti o arenarie (o psammiti)

 sono composte da clasti le cui dimensioni sono comprese tra 1/16 di mm e 2 mm, le dimensioni tipiche della sabbia. Le areniti costituite prevalentemente di granuli di quarzo sono dette quarzareniti. Nel caso siano presenti in quantità rilevante anche altri minerali si parla di calcareniti, grovacche (se è presente anche argilla) e arcose (se è presente feldspato).

 

Le peliti (o lutiti)

sono costituite da granuli di dimensioni inferiori ad 1/16 di mm. Si dividono in siltiti (silt = limo, melma) con granuli compresi tra 1/16 e 1/256 di mm e argilliti , con granuli inferiori ad 1/256 di mm. Le peliti sono costituite per lo più da minerali argillosi (su buona parte dei fondali oceanici si depositano solo argille).
Quando un'argillite contiene una quantità di calcare compreso tra il 35% ed il 65% viene detta marna. Le marne venivano un tempo estratte e macinate per produrre cemento (oggi si mescolano argilla e calcare nella quantità desiderata).

Il diametro dei sedimenti condiziona la velocità di sedimentazione. Così i clasti più grossolani vengono trasportati solo da acque  a carattere torrentizio, da frane o da ghiacciai, mentre le sabbie possono essere trasportate anche dal vento o da acque fluviali. Argille e silt rimangono in sospensione a lungo e decantano con estrema lentezza solo quando l'acqua è perfettamente calma. Così i sedimenti più grossolani sedimentano prima, mentre quelli più fini arrivano a sedimentare solo nelle calme acque dei laghi, delle paludi o in mare aperto.

 

Piroclastiti

Le rocce piroclastiche o piroclastiti vengono comunemente classificate come rocce detritiche, anche se non derivano da processi di degradazione di rocce preesistenti, ma dall'accumulo in ambiente subaereo o subacqueo di polveri e lapilli vulcanici.  Tra le più tipiche piroclastiti vi sono i tufi.

Rocce sedimentarie di deposito chimico

Si formano per precipitazione chimica di sostanze disciolte nelle acque. Le cause della precipitazione possono essere diverse. Tra le più frequenti vi è l'evaporazione dell'acqua che, eliminando il solvente, aumenta la concentrazione dei soluti fino a raggiungere il punto di saturazione, il raffreddamento delle acque termali che produce una diminuzione nella solubilità dei sali (la solubilità dei sali aumenta all'aumentare della temperatura).
Quando i sali disciolti nell'acqua iniziano a precipitare, per evaporazione o per raffreddamento dell'acqua, si depositano sempre con una certa successione che dipende dalla diversa solubilità.
Il carbonato di calcio è il primo sale a precipitare, seguito dal gesso, dall'anidrite, dal cloruro di sodio e dal cloruro di K.
Essendo poco solubile e precipitando per primo il carbonato di calcio forma la maggior parte delle rocce di deposito chimico.
Nelle acque costiere dei mari caldi, surriscaldate dal sole, può precipitare formando minuscole sferette calcaree, dette ooliti o pisoliti (se di dimensioni maggiori), la cui forma è forse causata dai moti di rotolamento sul fondo durante il processo di accrescimento. In ambiente continentale rocce calcaree di deposito chimico si formano facilmente quando l'acqua proveniente da sorgenti termali si raffredda. Tipiche concrezioni calcaree spugnose si producono inoltre dalla nebulizzazione dell'acqua in corrispondenza di cascate. Ne è un esempio il travertino (lapis tiburtinus = pietra di Tivoli), un calcare bianco cariato prodottosi milioni di anni fa dalle cascate dell'Aniene ed utilizzato per costruire la maggior parte dei monumenti romani. Appartiene ai calcari di deposito chimico anche l'alabastro calcareo che si produce per deposizione dall'acqua satura di bicarbonato che gocciola dalle pareti delle grotte, formando vari tipi di concrezioni tra cui le stalattiti (sul tetto) e le stalagmiti (sul pavimento). Quando in un bacino poco profondo l'acqua evapora completamente o quasi completamente oltre al carbonato precipitano anche tutti gli altri sali secondo la sequenza già vista, detta serie evaporitica. Tali rocce sono dette evaporiti. I giacimenti evaporitici hanno una certa importanza economica perché sono spesso fonte di sali potassici utilizzabili come concimi.
Anche la silice, in soluzione in acque marine, può precipitare chimicamente producendo selci di deposito chimico, come il calcedonio e l'opàle. Possono infine essere considerate rocce di deposito chimico anche quelle prodotte dall'alterazione chimica dei silicati presenti in rocce ignee o metamorfiche, con produzione di argilliti, bauxiti, lateriti etc. Quando tali sedimenti rimangono in loco e non vengono asportati, sono classificati come rocce residuali.

 

Rocce sedimentarie organogene

Sono rocce formatesi in seguito all'attività di organismi viventi. La gran parte di queste rocce si forma in ambiente marino. Qui vivono un gran numero di specie animali e vegetali in grado di estrarre dall'acqua del mare calcare o silice, che utilizzano per la costruzione di scheletri e rivestimenti (gusci e conchiglie). Alla loro morte, mentre la sostanza organica va rapidamente in decomposizione, le loro strutture di sostegno possono facilmente depositarsi ed accumularsi producendo sedimenti in grado di litificare.
I più diffusi sono senz'altro i calcari organogeni.

Calcari organogeni

Tra questi ricordiamo i calcari organogeni neritici che si formano in acque basse (ambiente neritico) per l'attività di esseri viventi benthonici (benthos = esseri viventi fissi sul fondo o in grado di eseguire piccoli movimenti). Tipici sono gli accumuli di gusci di molluschi che spesso rimangono in parte ancora visibili all'interno della roccia (calcare fossillifero) e i calcari di scogliera, prodotti dall'attività costruttrice di celenterati (coralli e madrepore) che vivono fissati alle scogliere. Delle trasformazioni metasomatiche di alcuni di questi calcari in dolomie abbiamo già detto. Meno frequenti sono i calcari organogeni pelagici che si formano in acque profonde (ambiente pelagico) per la sedimentazione dei microscopici gusci calcarei di organismi planctonici (plancton = esseri viventi, per lo più unicellulari che vivono in sospensione, trasportati passivamente dall'acqua), quali i foraminiferi (protozoi unicellulari).

 

Selci organogene

Si formano per lo più in ambiente pelagico  per l'accumulo dei resti silicei di organismi plantonici come i radiolari (protozoi unicellulari) e le diatomee (alghe unicellulari). Selci organogene si possono formare anche per l'accumulo degli scheletri silicei di alcune spugne (poriferi). In genere le selci organogene si trovano a formare straterelli all'interno di rocce calcaree.

Fosforiti

Le fosforiti sono rocce costituite prevalentemente da fosfati, mescolati spesso con calcare, che derivano dall'accumulo di resti scheletrici di vertebrati o da enormi depositi di escrementi (copròliti) di uccelli marini (guano del Perù e del Cile) che contengono anche nitrati e sono utilizzati come concime.

Carbone e petrolio

In condizioni particolari la sostanza organica può conservarsi e concentrarsi in grandi accumuli producendo dei depositi che possono in ultima analisi essere considerati vere e proprie rocce organogene. I vari tipi di carbone, ad esempio, si producono a partire da grandi masse di organismi vegetali sepolte, dopo la loro morte, in paludi ed acquitrini. L'acqua stagnante povera di ossigeno sottrae la materia organica alla decomposizione aerobia (ossidazione). In queste condizioni la materia organica subisce una serie di trasformazioni chimiche sostenute dall'attività di organismi anaerobii che la impoveriscono gradualmente di ossigeno ed idrogeno, senza intaccare i legami C-C ricchi di energia. La cellulosa, costituita da molte molecole di glucosio (C6H12O6), aumenta in tal modo la sua percentuale relativa di carbonio, trasformandosi lentamente in carbone.

                                   cellulosa  Þ  torba  Þ  lignite  Þ  litantrace  Þ  antracite

I diversi tipi di carbone rappresentano stadi evolutive diversi, caratterizzati da una percentuale di carbonio via via maggiore e quindi da poteri calorici via via più elevati.
Un altro esempio è dato dal petrolio e dalle sostanze ad esso affini (asfalti, bitumi, metano etc), le quali si ritiene prendano origine in acque costiere marine (vaste lagune e golfi protetti dal moto ondoso) dove è scarsa la circolazione idrica e limitato il ricambio di ossigeno, mentre è notevole l'apporto di sedimenti in sospensione da parte dei fiumi.
In tali condizioni, i numerosissimi organismi animali e vegetali che vivono in tali zone, alla loro morte, si depositano sul fondo e vengono rapidamente seppelliti dai sedimenti e sottratti alla decomposizione. Con il tempo i processi di alterazione anaerobia trasformano lentamente tale sostanza organica in idrocarburi. Affinché si formi il petrolio (naftogenesi) è necessario che i sedimenti organici vengano seppelliti da almeno 1000 - 1500 m di spessore, venendosi a trovare a temperature e pressioni piuttosto elevate. Una volta formatisi gli idrocarburi tendono a migrare verso l'alto, filtrando attraverso rocce porose (calcari fessurati e arenarie). La risalita può essere però ostacolata dalla presenza di eventuali strati rocciosi impermeabili (argille, marne) che intrappolano così gli idrocarburi nelle sottostanti rocce permeabili. Tali rocce impregnate di idrocarburi si dicono rocce serbatoio, mentre le rocce sovrastanti sono dette rocce di copertura.

 

Le rocce metamorfiche

Le rocce metamorfiche derivano da cambiamenti nella composizione chimica e nella struttura di rocce preesistenti quando queste vengono sottoposte a drastiche modificazioni nelle condizioni di temperatura e/o pressione. Una roccia è sempre costituita da un'associazione di minerali stabili alle condizioni di temperatura e di pressione alle quali la roccia si è formata. Se essa viene sottoposta a condizioni termobariche differenti i suoi minerali tendono a modificarsi verso una nuova associazione mineralogica  in equilibrio con le nuove condizioni di temperatura e pressione.
Nella maggior parte dei casi il metamorfismo interessa masse rocciose superficiali, formatesi in condizioni di temperatura e pressione ordinarie, che, sepolte sotto migliaia di metri di sedimenti, vengono sottoposte ad un aumento di temperatura e di pressione. In questo caso il metamorfismo si dice prògrado. Nei rari casi in cui una roccia sia sottoposta a temperature inferiori a quelle che hanno caratterizzato il suo processo di formazione, il metamorfismo si dice retrògrado.

Il metamorfismo comporta una riorganizzazione degli atomi all'interno dei diversi minerali con formazione di nuove specie chimiche e con la produzione, qualora inizialmente assente, di una struttura cristallina. Tutte queste modificazioni avvengono però senza che la roccia  passi allo stato fuso, nel qual caso si produrrebbe una nuova roccia magmatica. La ricristallizzazione metamorfica è facilitata dalla presenza di acqua e di composti allo stato aeriforme in genere.

 

La temperatura ed il grado metamorfico

I fenomeni metamorfici richiedono comunque che la roccia raggiunga temperature minime di 100° - 150°C. All'aumentare della temperatura aumenta anche il grado metamorfico e, naturalmente, il grado di ricristallizzazione della roccia.

                                               Bassissimo grado                   200 - 350°C
Basso grado                           350 - 500°C
Medio grado                          500 - 650°C
Alto grado                              650 - 800°C
Altissimo grado                        > 800 °C

Nel metamorfismo di altissimo grado o ultrametamorfismo l'aumento di temperatura è tale da arrivare alla fusione parziale della roccia. In questo caso la frazione mineralogica più acida della roccia metamorfica fonde per prima con formazione di un fuso acido che contiene frammenti solidi più basici della roccia di partenza. Se, come spesso accade, il fuso acido che si forma raffredda in loco, si produce una roccia formata da porzioni di roccia metamorfica rimasta solida (paleosoma) e porzioni di roccia ignea appena formatasi (neosoma). A tali rocce miste si è dato il nome di migmatiti. Esse presentano spesso venature bianche parallele o chiazze bianche di neosoma sul paleosoma più scuro. L'ultrametamorfismo sfocia nell'anatessi, con formazione di un magma anatettico e non è sempre facile distinguere nettamente i due fenomeni

 

L’azione della pressione: la scistosità

La pressione che agisce sulle rocce può presentare due componenti:

• una pressione di carico esercitata dal peso delle rocce sovrastanti, il cui valore dipende naturalmente dalla densità delle rocce. Si assume in genere per il gradiente barico un valore intorno a 25 - 30 Kg/cm2 ogni 100 m di profondità. La pressione di carico è di tipo idrostatico. Ciò significa che essa agisce sulle rocce in tutte le direzioni (principio di Pascal).
• una pressione orientata esercitata dai movimenti crostali orizzontali responsabili dei fenomeni orogenetici. Tale pressione, agendo in una direzione determinata, è in grado di condizionare la tessitura della roccia metamorfica che si sta formando. Questo avviene quando la roccia di partenza è costituita da minerali come le miche, gli anfiboli ed i pirosseni che possono cristallizzare in lamine o aghetti. Durante il processo di cristallizzazione di tali minerali, questi si dispongono prevalentemente in direzioni ortogonali al vettore pressione cui sono sottoposti e tra loro paralleli. Si formano così delle striature colorate  (superfici di scistosità) che danno un aspetto caratteristico a molte rocce metamorfiche. La roccia assume in tal caso una tipica struttura scistosa.

Tipi di metamorfismo

Le rocce metamorfiche possono derivare oltre che da altre rocce metamorfiche, anche da rocce sedimentarie (para-metamorfiti) e da rocce ignee (orto-metamorfiti). Si distinguono 4 tipi di metamorfismo: di carico, regionale, di contatto (o termico), dinamico (o cataclastico).

Metamorfismo di carico

Si produce quando masse rocciose sprofondano entro la crosta terrestre subendo un aumento di pressione per il peso dei sedimenti sovrastanti e di temperatura che cresce con la profondità, secondo il gradiente geotermico (3° ogni 100 m). Se le rocce che sprofondano sono sedimentarie, si passa gradualmente dalla diagenesi al metamorfismo di basso grado e non sempre è possibile fare una distinzione netta tra i due fenomeni.

Metamorfismo regionale

E' legato ai grandi movimenti crostali ed è tipico delle zone dove due frammenti di crosta terrestre si scontrano e si corrugano a formare montagne. All'interno ed in profondità nelle catene montuose vi sono grandi estensioni di rocce metamorfiche.

Metamorfismo di contatto o termico

Si produce quando le rocce si trovano in contatto con intrusioni magmatiche. Le rocce circostanti (rocce incassanti) subiscono un aumento di temperatura a causa del calore emanato dal magma che si raffredda. In tal modo le intrusioni ignee sono sempre circondate da aureole di rocce metamorfiche (contattiti) il cui grado metamorfico diminuisce man mano che ci allontaniamo dal corpo magmatico.

Metamorfismo dinamico o cataclastico

Si produce in corrispondenza di grandi fratture della crosta terrestre (faglie), dove due frammenti crostali si spostano parallelamente con verso opposto. Lungo la superficie di contatto (superficie di faglia) tra le due masse rocciose in scorrimento reciproco l'attrito libera enormi quantità di calore. Le rocce vengono frantumate e profondamente alterate. Si formano rocce metamorfiche tipiche chiamate miloniti.

Metamorfismo termico, di contatto e dinamico sono fenomeni molto frequenti, ma quantitativamente poco significativi. Essi generano infatti solo una piccola percentuale delle rocce metamorfiche, la gran parte delle quali si produce invece in conseguenza dei fenomeni tettonici collegati al metamorfismo regionale.

 

Classificazione delle rocce metamorfiche

La classificazione delle rocce metamorfiche è piuttosto complessa e non ha trovato ancora l'accordo di tutti gli specialisti.  In generale essa tiene conto sia del tipo di rocce di partenza che delle condizioni termobariche raggiunte. La classificazione è complicata dal fatto che rocce diverse possono trasformarsi in una stessa roccia metamorfica.
Una classificazione ancora molto usata è quella proposta dal petrologo finlandese Penti Eskola (1915) che raggruppa insieme in una stessa facies metamorfica rocce diverse per composizione chimica e mineralogica, ma formatesi all'interno di un medesimo intervallo termobarico. Ciascuna facies è definita da particolari e caratteristiche associazioni di minerali (paragenesi),  detti minerali-indice. In altre parole ciascuna facies viene associata alla presenza di minerali caratteristici (minerali-indice), stabili a particolari condizioni termodinamiche.  Ciascuna facies prende il nome da una roccia particolarmente rappresentativa, ma comprende naturalmente rocce molto diverse per composizione chimica e mineralogica.

 

All'interno di ciascuna facies si esegue poi una classificazione in base alle caratteristiche mineralogiche della roccia. A titolo esemplificativo diamo  alcune sequenze di trasformazioni metamorfiche, facendo riferimento ad alcune rocce di partenza particolarmente diffuse.

1) Argilliti Þ Argilloscisti Þ Filladi Þ Micascisti ÞGneiss (paragneiss)
Le argilliti (formatesi in genere da miscele sedimentarie di argilla e sabbia in diverse proporzioni) al crescere del grado metamorfico si trasformano in argilloscisti, rocce compatte dalla tipica tessitura scistosa legata alla formazione di piani di minerali micacei che ne causano la sfaldabilità lungo piani paralleli. Un gruppo particolare di argilloscisti sono le ardesie, impiegate in montagna come tegole per coperture di edifici.
Al crescere del grado metamorfico le argilloscisti si trasformano in filladi, con struttura microcristallina (i cristalli non sono ancora visibili ad occhio nudo). Tutte le filladi hanno un aspetto sericeo perché la superficie di sfaldatura è sempre rivestita di miche. Se le argille di partenza contenevano una qualche percentuale di materia organica, questa, dopo aver subito un processo di carbonizzazione, cristallizza in grafite dando alle filladi un intenso colore nero. Tipiche sono le lavagne. Argilloscisti e filladi sono caratterizzate da un metamorfismo di basso grado (facies degli scisti verdi)

I Micascisti sono rocce metamorfiche scistose di medio grado in cui le miche ed il quarzo cominciano a formare cristalli visibili ad occhio nudo (facies delle anfiboliti). I micascisti si possono infine trasformare in rocce metamorfiche di alto grado con struttura cristallina perfettamente evidente, paragonabile a quella di un granito, e simili a questo come composizione mineralogica, dette gneiss (paragneiss). Negli gneiss troviamo gli stessi minerali tipici del granito (quarzo, feldspato e miche) stirati però a formare striature parallele chiare e scure (facies anfiboliti).

2) Granito  Þ  Gneiss (ortogneiss)
Il granito, e le rocce ignee acide in generale, possono trasformarsi per metamorfismo di alto grado in gneiss, spesso indistinguibili da quelli che si formano a partire da rocce pelitiche.

3) Calcari  Þ  Marmi
Il termine "marmo" è utilizzato commercialmente per indicare la maggior parte delle rocce lucidabili. In senso stretto il marmo è una roccia microcristallina a tessitura saccaroide (simile allo zucchero) derivato da calcari metamorfosati. Particolarmente pregiato è il marmo di Carrara.
Se il calcare iniziale contiene dei minerali argillosi (marne) questi si trasformano in miche producendo rocce con una tipica struttura scistosa, dette calcescisti (metamorfismo regionale) o dando luogo a rocce compatte dette calcefiri per metamorfismo di contatto.

4) Arenarie  Þ Quarziti
Le quarziti sono rocce microcristalline, non scistose, costituite quasi interamente da minuscoli cristalli di quarzo.

5) basalti Þ  scisti verdi (serpentiniti)/scisti blu    Þ  anfiboliti
Le rocce magmatiche basiche si trasformano per metamorfismo di basso grado in scisti verdi per la presenza di serpentino, un fillosilicato che dà alla roccia la tipica colorazione verde e la caratteristica tessitura scistosa e in scisti blu, per la presenza di glaucofane, un anfibolo di colore blu.
Per metamorfismo di grado medio-alto si passa poi alle anfiboliti, caratterizzate dalla presenza di un anfibolo di colore verde scuro, l'orneblenda.

5) peridotite Þ talcoscisti / serpentiniti
Le rocce ultrafemiche si trasformano per metamorfismo di basso grado in talcoscisti e serpentiniti, caratterizzati rispettivamente dalla presenza del talco e del serpentino, due fillosilicati tipicamente metamorfici.

Vulcanologia

La vulcanologia è quella branca della geologia che studia l'attività vulcanica o vulcanismo, analizzando le cause e le modalità delle eruzioni vulcaniche, le strutture da esse prodotte e la loro distribuzione geografica. L'attività vulcanica può essere definita come la fuoriuscita, con modalità differenti, di quella complessa miscela di minerali e gas allo stato fuso, chiamata magma.
Il magma fuoriesce sia perché risulta meno denso delle rocce circostanti, ma soprattutto perché alle temperature che lo caratterizzano i composti volatili in esso presenti producono enormi pressioni.
Quando il magma trabocca in superficie la sua composizione chimica risulta differente, soprattutto per l'intenso degassamento cui è sottoposto.  Alla nuova miscela che si forma viene dato il nome di lava. Normalmente la lava non è l'unico prodotto dell'attività vulcanica, ad essa si accompagnano spesso prodotti piroclastici e gas.
Tra i fattori che determinano le caratteristiche di un'eruzione vi sono: la composizione chimica del magma, la temperatura del magma e la quantità di gas disciolti.
Per quanto riguarda la composizione chimica del magma si è già visto come sia soprattutto la percentuale di silice che determina la viscosità del magma. I magmi basici, poveri in silice, sono più fluidi dei magmi acidi, ricchi in silice. Si ritiene che ciò sia legato al fatto che durante il processo di raffreddamento i tetraedri di SiO44- formano lunghe catene che ostacolano lo scorrimento del magma. Per quel che riguarda la temperatura del magma, è evidente che un suo aumento non fa che elevare l'energia cinetica media delle particelle, le quali vincono così più facilmente le forze di attrazione reciproca rendendo il magma più fluido. Infine i gas disciolti aumentano la fluidità del magma (abbiamo già visto che in questo modo facilitano anche il processo di cristallizzazione nelle rocce ignee intrusive). Ma la loro presenza condiziona la modalità dell'eruzione principalmente per altri motivi. Quando infatti il magma raggiunge una zona prossima alla superficie terrestre passa rapidamente da condizioni di elevata pressione a condizioni di pressione molto prossime a quella atmosferica. Ciò provoca, come si è già detto un rapido degassamento, in quanto i gas non riescono più a rimanere disciolti nel magma (legge di Henry) a pressioni esterne così basse. Inoltre, non appena liberatisi, si espandono notevolmente. Ora, i magmi basaltici, molto fluidi, permettono ai gas in espansione di risalire e di liberarsi con relativa facilità, mentre i magmi acidi, piuttosto viscosi, ostacolano la fuoriuscita dei gas. Così i gas, imprigionati nella massa magmatica, aumentano rapidamente la loro pressione fino a produrre dei fenomeni esplosivi che frantumano le rocce superficiali ed eiettano frammenti lavici di diverse dimensioni, detti piroclasti. Il materiale piroclastico viene classificato in base alle sue dimensioni in ceneri (< 2 mm), lapilli (2 – 6 mm) e bombe vulcaniche (> 6 mm).
In definitiva dunque, mentre il magma basico tende a produrre tranquille colate che possono correre per chilometri prima di fermarsi (vulcanesimo effusivo), il magma acido produce eruzioni più o meno violente di tipo esplosivo (vulcanesimo esplosivo). Esistono comunque situazioni intermedie in cui fenomeni effusivi si alternano ad eventi esplosivi.

1) Vulcanesimo effusivo
La lava è il tipico prodotto dei fenomeni effusivi. Quando le fluide colate basaltiche iniziano a raffreddare, sulla loro superficie si forma una crosta sottile e liscia che viene trascinata dalla massa fusa sottostante. Tale lava è detta con termine hawaiano "pahoehoe" (pronuncia pa-oi-oi), letteralmente "sulla quale si può camminare scalzi" (ovviamente dopo che si è raffreddata completamente). Un tipo particolare di lava pahoehoe è la lava a corda, che si forma quando il flusso della colata basaltica rallenta e la superficie liscia superficiale, ancora plastica,  si corruga come  una tenda raccolta sul lato di una finestra. Quando lava basaltica fuoriesce dai fondali oceanici, l'enorme pressione esercitata dai 2/3000 m d'acqua sovrastanti, impedisce un degassamento rapido e l'eruzione avviene molto tranquillamente. A contatto con l'acqua la lava si raffredda bruscamente formando  una   tipica   crosta  vetrosa  continuamente  rotta  da  nuove bolle di lava che fuoriescono.  La  colata  appare  infine  come  un  ammasso  di  sfere  schiacciate  e  saldate  tra  loro, denominate pillow lava (lava a cuscini). Le eruzioni sottomarine si rendono evidenti in superficie solo quando la colonna d'acqua sovrastante non supera i 200 m. In tal caso, l'interazione tra acqua e magma, non più frenata dalla pressione idrostatica, provoca violente esplosioni che si manifestano in superficie come gigantesche nubi di vapori bianchissimi.
Se la lava è invece più viscosa, la superficie solidificatasi della colata si rompe in frammenti taglienti, assumendo un aspetto scabroso e accidentato, che gli hawaiani indicano come lava "aa", letteralmente sulla quale non si può camminare a piedi scalzi. Un tipo particolare di lava "aa" è la lava a blocchi che si produce quando il magma è particolarmente viscoso e la crosta superficiale della lava si frantuma in grossi blocchi spigolosi. Le lave dell’Etna sono spesso di questo tipo con il fronte delle colate che prende l'aspetto di una massa di macerie in lenta avanzata.

2) Vulcanesimo esplosivo
In genere qualsiasi colata lavica è preceduta da fenomeni esplosivi più o meno intensi, che segnano il momento in cui inizia un'eruzione. Nel caso di magmi acidi molto viscosi tali fenomeni possono essere prevalenti ed estremamente intensi.
Uno dei fenomeni esplosivi più violenti si produce quando l'enorme pressione prodotta dalle bolle di gas imprigionate nei magmi acidi in vicinanza della superficie terrestre, supera la resistenza del materiale sovrastante. I gas surriscaldati, in rapidissima espansione trascinano via brandelli di roccia e lava polverizzata in minutissime goccioline. Si forma una gigantesca nube incandescente, detta nube ardente, in grado di muoversi a velocità superiori ai 100 km/h e con un potere distruttivo incredibile. Nel 1902 una nube ardente prodotta dal vulcano Pelée, un piccolo vulcano della Martinica (Piccole Antille) raggiunse in pochi minuti la cittadina di St Pierre, a 9 km di distanza, radendola al suolo ed uccidendo tutti i suoi 28.000 abitanti.
Altri fenomeni esplosivi sono quelli che si producono quando l'acqua di falda entra in contatto con il magma o con le rocce fortemente surriscaldate da questo. Il passaggio istantaneo dell'acqua allo stato di vapore può produrre un'eruzione idromagmatica o freatomagmatica di grande violenza.
A fenomeni esplosivi particolari possono essere ricondotte caratteristiche strutture vulcaniche note come diatremi o neck. Si tratta di antichi condotti vulcanici riempiti di breccia, materiale frantumato e strappato alle pareti del condotto durante una fuga esplosiva di gas da una camera magmatica molto profonda. Il materiale portato in superficie proviene dalla base della crosta o addirittura dalla superficie del mantello. I diatremi sono luoghi privilegiati per studiare la composizione chimica delle rocce ultrafemiche (kimberliti) che si trovano a gran profondità. I più famosi diatremi sono quelli di Kimberly, in Sud Africa. Oltre alle kimberliti essi sono ricchi di diamanti che si originano ad almeno 100 - 120 chilometri sotto la superficie terrestre. Solo a queste profondità infatti si raggiungono le pressioni necessarie per cristallizzare il carbonio sotto forma di diamante.

Le eruzioni possono avvenire da una fessura estesa della crosta terrestre e vengono perciò dette eruzioni lineari o fissurali, oppure da un condotto sfociante in un punto e vengono in questo caso dette eruzioni centrali.

3) Le eruzioni centrali: gli edifici vulcanici e la classificazione di Lacroix
3.1 Gli edifici vulcanici
Quando il magma giunge in superficie in un punto preciso, i prodotti vulcanici (lava e materiale piroclastico) tendono a raccogliersi intorno allo sbocco del condotto, formando edifici di forma in genere conica detti vulcani (dall'isola Vulcano, nelle Eolie, mitica sede della fucina del dio omonimo). Tipicamente in un vulcano è possibile riconoscere un condotto di alimentazione (camino vulcanico) che mette in comunicazione un serbatoio di magma (bacino o camera magmatica) con una o più aperture esterne (bocche magmatiche o crateri). La fuoriuscita e l'accumulo dei prodotti vulcanici intorno al cratere producono edifici vulcanici, la cui forma e struttura dipende in gran parte dal tipo di magma che li alimenta.

Gli edifici vulcanici possono esseri ricondotti a tre strutture fondamentali:
3.1.a I coni di piroclasti formati di soli materiali piroclastici e quindi in seguito ad una attività prevalentemente esplosiva. Presentano generalmente una forma conica piuttosto regolare. Dato che il materiale piroclastico incoerente ha un angolo di riposo piuttosto elevato, (tra i 30° ed i 40°) sono tra gli edifici vulcanici più ripidi. I coni di cenere in genere presentano pendii più dolci rispetto ai coni in cui prevalgono lapilli e scorie più grossolane.
Si tratta generalmente di edifici vulcanici di modeste dimensioni, spesso inferiori ai 300 m.

3.1.b Gli strato-vulcani sono edifici vulcanici costituiti da un'alternanza di piroclastiti e colate laviche. La loro formazione è legata ad un succedersi di fasi  effusive ed esplosive. Molti tra i più suggestivi edifici vulcanici della terra sono di questo tipo, come il Fujiyama, il Vesuvio, l'Etna, lo Stromboli e Vulcano. In genere quando prevale l'attività effusiva i fianchi risultano meno ripidi (come avviene nell'Etna), mentre quando prevale l'attività esplosiva i fianchi risultano più ripidi ( come nel Vesuvio). Spesso in questi vulcani si aprono bocche laterali avventizie, a causa dell'ostruzione della bocca principale, per cui si originano in alcuni casi veri e propri vulcani multipli, in cui si affiancano diversi edifici vulcanici. Un'altra caratteristica comune a molti strato-vulcani è la presenza alla loro sommità di una cavità particolarmente ampia detta caldera (in spagnolo, "pentolone"). La maggior parte delle caldere si forma quando il soffitto della camera magmatica, parzialmente svuotata, cede. In altri casi viene prodotta da esplosioni che aprono grandi voragini alla sommità dell'edificio vulcanico. All'interno della caldera si possono riformare uno o più edifici vulcanici. In tal caso si forma un tipo particolare di strato-vulcani, i cosiddetti vulcani a recinto, di cui il Vesuvio è un tipico esempio, in cui un avvallamento separa il cratere più interno di nuova formazione dal bordo più esterno della caldera.
Molte caldere ormai inattive sono state in seguito riempite d'acqua con formazione di laghi vulcanici, riconoscibili dalla caratteristica forma circolare (Bolsena, Vico, Nemi, Bracciano e il Crater Lake nell'Oregon).

3.1.c I vulcani a scudo sono edifici vulcanici prodotti quasi esclusivamente da processi effusivi, di lava basaltica molto calda (1200 °C) e fluida, con esplosioni molto rare. Il magma molto fluido scorre velocemente formando edifici vulcanici dalla forma larga e piatta. Presentano fianchi con piccole pendenze, mai superiori ai 15°. Tra di essi troviamo i più grandi vulcani del mondo, come il Mauna Loa ed il Mauna Kea nelle isole Hawaii.

3.2 La classificazione di Lacroix
In base alle modalità con cui si manifestano i processi eruttivi le eruzioni vengono suddivise in 4 tipi fondamentali, classificati in ordine di acidità crescente del magma, secondo l'ormai classico schema proposto dal geologo francese A. Lacroix, all'inizio del secolo.

3.2.a Eruzioni di tipo hawaiano
Caratterizzati da effusioni di lava basaltica fluida. Sono praticamente assenti i fenomeni esplosivi. Formano edifici vulcanici a scudo. A volte i gas raggiungono pressioni sufficienti a formare fontane di lava alte fino a 300 m. Nei crateri la lava fluida può ristagnare formando veri e propri laghi di lava.

3.2.b Eruzioni di tipo stromboliano
Il prototipo di tali vulcani è lo Stromboli, nell'omonima isola siciliana delle Eolie. I vulcani caratterizzati da attività stromboliana presentano una lava solo leggermente viscosa che ristagna nel cratere, ricoprendosi di una crosta solida. I gas si liberano al di sotto della crosta con relativa facilità e la mandano in frantumi con esplosioni di lieve entità ad intervalli di tempo piuttosto brevi (da pochi minuti a poco più di un'ora), con formazione di fontane di lava spettacolari. Esaurita la spinta dei gas la lava torna a ristagnare.

 

3.2.c Eruzioni di tipo vulcaniano
Prendono il nome dall'isola di Vulcano nelle Eolie. Sono caratterizzate da una lava più acida e quindi più viscosa, di tipo andesitico. I gas si liberano con maggior difficoltà e la lava all'interno del cratere fa in tempo a formare un tappo solido di notevole spessore. I gas impiegano molto tempo prima di raggiungere la pressione necessaria per far saltare il tappo e quando ciò avviene l'esplosione è violentissima, tanto da distruggere a volte l'estremità superiore dell'edificio vulcanico. Dal cratere si alza una grande nube dalla caratteristica forma di fungo, di colore scuro per la grande quantità di materiale piroclastico in sospensione. Casi particolari, particolarmente violenti, di eruzioni vulcaniane vengono considerate le eruzioni di tipo vesuviano e quelle di tipo pliniano, che alcuni autori classificano però in modo autonomo.

• Le eruzioni di tipo vesuviano sono caratterizzate da un'esplosione talmente violenta che il camino magmatico superiore viene rapidamente svuotato. Altra lava risale velocemente dalle zone profonde espandendosi violentemente in superficie in un'enorme nube "a cavolfiore" di goccioline minutissime.

•  Le eruzioni di tipo pliniano (descritte per la prima volta da Plinio il Giovane, che ebbe occasione di assistervi in occasione dell'eruzione del Vesuvio del 79 d.C.) sono ancora più violente. Il materiale vulcanico (lava polverizzata, gas e piroclasti) viene letteralmente sparato attraverso il condotto con una velocità iniziale superiore a quella del suono. La colonna sale verticalmente per qualche decina di chilometri prima di perdere energia ed espandersi in una grande nuvola a forma di pino marittimo.

3.2.d Eruzioni di tipo peléeano
Prendono il nome dal vulcano Pelée nell'isola di Martinica, nelle Indie Occidentali, la cui eruzione del 1902 distrusse la città di St Pierre. L'attività eruttiva di tipo peleeano è sostenuta da una lava particolarmente acida e viscosa che arriva in superficie già praticamente solidificata e viene spinta fuori dal cratere sotto forma di vere e proprie torri di roccia alte qualche centinaio di metri. Nell'eruzione del Pelée si era formata in una decina di giorni una colonna rocciosa che ostruiva il cratere alta 250 m. Dalla base delle "torre" si liberano periodicamente nubi ardenti che rotolano per le pendici dell'edificio vulcanico.

Naturalmente non tutte le eruzioni avvengono esattamente con le modalità sopra descritte, nella maggior parte dei casi ogni eruzione presenta sia una iniziale fase esplosiva che una successiva fase effusiva. L'intensità e la durata delle due fasi è però diversa in relazione al tipo di eruzione e spesso ciascun evento eruttivo di uno stesso vulcano può presentarsi con caratteristiche differenti. La classificazione appena proposta ha dunque solamente un valore indicativo.

4) Le eruzioni lineari o fissurali
Le eruzioni vulcaniche da un camino centrale sono certamente le più familiari, ma la maggior parte del materiale magmatico fuoriesce da fratture lineari della crosta terrestre. Invece di portare alla formazione del tipico cono vulcanico, il materiale emesso si distribuisce ai due lati della fessura formando ampie colate che ricoprono migliaia di km2, dette plateaux.  La maggior parte di queste eruzioni produce lave basaltiche molto fluide provenienti direttamente dal mantello. Attualmente non vi sono fessure attive sui continenti, ma solo sui fondali oceanici.
Si tratta di enormi fratture,  in rilievo rispetto ai fondali tanto da formare vere e proprie catene montuose, note come dorsali oceaniche (la più importante è quella medio-atlantica). Dalla sommità delle dorsali sgorga continuamente lava basaltica.
Ma   in   passato tali  fessure  hanno  formato  enormi  plateaux,  tuttora  riconoscibili  all'interno delle aree continentali, come il Plateau del fiume Columbia (1/2 milione di Km2 per uno spessore di 1200 m) o il Plateau del fiume Paranà, tra Brasile ed Uruguay ( 1 milione di km2 per uno spessore di 500 m).
Anche i vulcani islandesi sono di questo tipo. D'altra parte l'Islanda è un affioramento della dorsale medio atlantica.

Eruzioni fissurali di tipo acido non sono mai state osservate in epoca storica, ma è certo che esse sono avvenute in passato. Quando l'eruzione fissurale è alimentata da un magma particolarmente sialico si forma un particolare tipo di nube ardente in cui i lapilli e le ceneri tenute in sospensione dai gas sono costituiti in gran parte da minuscoli frammenti di vetro fuso. Quando queste nubi si depositano formano particolari piroclastiti, dette ignimbriti (o tufi saldati). Esempi ne sono la piattaforma porfirica atesina, il vasto tavolato di porfido che fa da basamento ai massicci dolomitici, prodottosi da grandi fessure circa 250 milioni di anni fa e la più recente ignimbrite campana, che ricopre l'intera pianura campana, tra Napoli e Caserta, prodottasi circa 35.000 anni fa, in seguito ad una nube ardente fuoriuscita da alcune fessure apertesi nell'area dei Campi Flegrei.

 

5) Formazione del magma 
Oltre all'aumento di temperatura vi sono altri due fattori che possono concorrere a determinare la fusione di una roccia con formazione di un magma: la pressione e la presenza di acqua.
Poichè infatti una roccia fondendo si dilata, un aumento di pressione esercitato dall'esterno agisce in senso contrario (principio di Le Chatelier), inibendo il processo di fusione. Per questo motivo rocce profonde, sottoposte ad enormi pressioni risultano solide pur possedendo temperature che ne consentirebbero la fusione a pressione atmosferica. Tale comportamento consente ad esempio di spiegare il motivo per il quale il mantello peridotitico che si trova allo stato solido può iniziare a fondere quando viene riportato in superficie a causa della distensione crostale che si produce a livello delle dorsali medio- oceaniche. L'acqua può infine facilitare la fusione, diminuendo il punto di fusione. Vedremo che si ritiene che ciò accada proprio a livello delle dorsali e nei cosiddetti punti di subduzione, dove due frammenti crostali si scontrano ai margini tra continente ed oceano.

6) Vulcanesimo secondario
Quando la solidificazione del magma nella camera magmatica si sta per concludere ed il processo si avvia verso la fase idrotermale, possono emergere in superficie soltanto soluzioni idrotermali e vapori caldi. La molecola d'acqua come tale, può esistere solo fino ad una temperatura di circa 370°C. oltre la quale si scinde in ioni ed entra nella composizione degli anfiboli e dei fillosilicati come ossidrili. Oltre i 700°C diventa impossibile la stessa presenza dell'ossidrile e nessuno dei silicati  che cristallizzano a temperature elevate possiede l'ossidrile nella sua struttura.
Quando dunque viene raggiunta una temperatura di 200-300°C, viene espulsa dal sottosuolo tutta l'acqua che, assieme ad elementi come il boro e lo zolfo, non hanno trovato posto nei reticoli cristallini dei silicati. Spesso l'acqua di origine magmatica si unisce con l'acqua di origine freatica (acqua di falda). Tali manifestazioni sono dette fumarole. Si distinguono le fumarole calde (da 90° a 300°C) dalle fumarole fredde (sotto i 90°C).

6.1 Fumarole calde  Sono esempi di fumarole calde le solfatare, getti di vapore surriscaldato (130-165°C) contenente acido solfidrico. L'acido solfidrico viene ossidato dall'ossigeno atmosferico ad acido solforico e zolfo elementare che cristallizza incrostando le superfici circostanti. Famosa è la solfatara di Pozzuoli (nel complesso dei Campi Flegrei, in Campania).  Ad attività fumarolica vanno associati anche i soffioni boraciferi di Larderello in Toscana. Si tratta di getti di vapore con acido borico ad alta temperatura (120° - 210°C) che, sospinti da pressioni elevate (1 - 6 atm), possono innalzarsi fino a 15-20 metri dal suolo.

6.2 Fumarole fredde  Producono solo vapor d'acqua e anidride carbonica, la cui temperatura raramente si avvicina ai 100°C.  Fumarole fredde particolarmente ricche di anidride carbonica sono le mofete, di cui si hanno esempi nei Campi Flegrei.

Altri due fenomeni associati in prevalenza alle manifestazioni del vulcanismo secondario sono le sorgenti termali ed i geyser.

6.3 Le sorgenti termali  possono prodursi semplicemente per contatto dell'acqua con rocce profonde, più calde di quelle superficiali per il normale gradiente geotermico. Il fenomeno è però particolarmente accentuato in aree vulcaniche. Si tratta di acque particolarmente ricche di minerali in soluzione e con temperature che possono andare dai 20° ai 70°C.

6.4 I Geyser sono getti intermittenti di acqua calda che possono innalzarsi per decine di metri. Provengono da cavità sotterranee, poste a qualche centinaio di metri di profondità, in cui l'acqua profonda, sottoposta al peso della colonna d'acqua sovrastante, raggiunge temperature di ebollizione molto superiori ai 100°. Quando viene raggiunta una temperatura sufficientemente elevata da vincere la pressione idrostatica il geyser entra in attività. Il più famoso è l'Old Faithful nel parco nazionale di Yellowstone in U.S.A. Ma se ne trovano altri in Islanda, nella Nuova Zelanda, nelle isole Azzorre.

7) Distribuzione geografica dei fenomeni vulcanici e sismici
Non tutte le regioni della terra sono interessate in egual misura dai fenomeni vulcanici e sismici. Tuttavia la loro distribuzione non è casuale. Inoltre molto spesso le aree interessate da fenomeni sismici sono anche sede di attività vulcanica. Il motivo di tale coincidenza e della loro particolare distribuzione va ricercato nella dinamica crostale, descritta dalla teoria della tettonica a placche, di cui avremo in seguito modo di parlare. Per ora ci limiteremo ad indicare le zone in cui si trovano concentrati la maggior parte dei fenomeni vulcanici e sismici, le quali coincidono con i confini dei frammenti crostali.
7.1 Dorsali medio-oceaniche Si tratta di quelle aree rilevate presenti sui fondali oceanici caratterizzate da attività basaltica effusiva

7.2 Cintura di fuoco circumpacifica
con tale nome si fa riferimento alla fascia che borda le coste orientali e occidentali dell'oceano pacifico, dove sono concentrati il 60% dei vulcani attivi ed il 70% dei terremoti verificatisi nel nostro secolo.

/.3 Sistema alpino-himalaiano
Nella figura la linea più scura individua i principali confini tra i frammenti crostali, i quali coincidono con le regioni a più elevata attività sismica e vulcanica.

 

Struttura interna della terra

1) Metodi di indagine
Lo studio della struttura interna della terra è complicato dal fatto che ci è possibile avere una conoscenza diretta solo dei suoi strati più superficiali, mentre dobbiamo accontentarci di dedurre la natura degli strati più profondi tramite una serie di conoscenze indirette.
Le conoscenze dirette si avvalgono di alcune trivellazioni di pozzi, scavati sia per l'estrazione del petrolio che per scopi scientifici. In tal modo si è arrivati comunque ad una profondità massima di una quindicina di chilometri. Altre conoscenze dirette derivano dal materiale che viene effuso dalle dorsali oceaniche, dallo studio delle rocce che sono state sollevate durante i movimenti orogenetici che hanno portato alla formazione delle montagne. Le rocce più profonde oggi note si ritiene siano le kimberliti, che si trovano nei diatremi diamantiferi, arrivate in passato in superficie da profondità di 100 - 200 km, grazie a violente eruzioni di tipo esplosivo.

1.1 I dati sismici e le superfici di discontinuità
La via principale attraverso la quale si ottengono informazioni indirette sulla struttura profonda della terra è l'analisi dei tracciati delle onde sismiche prodotte artificialmente o provocate naturalmente dai terremoti. Muovendosi all'interno della terra le onde sismiche (P ed S) possono subire una serie di riflessioni, rifrazioni e variazioni di velocità in funzione della diversa densità, temperatura e dello stato fisico (liquido o solido) che caratterizza i diversi strati profondi. In generale le onde sismiche accelerano mentre si propagano in profondità. Inoltre mentre le onde P si propagano attraverso una roccia qualunque sia il suo stato fisico, le onde S si bloccano in presenza di strati allo stato liquido. I geologi hanno così osservato che le onde sismiche subiscono fenomeni di riflessione e rifrazione particolarmente evidenti in corrispondenza di alcune superfici concentriche che si trovano a profondità diverse. Inoltre in corrispondenza di tali superfici le onde sismiche subiscono delle brusche variazioni di velocità che testimoniano il passaggio repentino da uno strato ad uno con diverse caratteristiche fisiche. A tali superfici che separano la terra in strati concentrici caratterizzati da un diverso stato chimico fisico è stato dato il nome di superfici di discontinuità.

La prima di queste superfici, oggi nota come 'Moho', venne scoperta nel 1909 dal geofisico iugoslavo Mohorovicic a qualche decina di chilometri di profondità. In corrispondenza della Moho le onde sismiche subiscono una brusca accelerazione nella direzione del centro della terra.
La Moho separa lo strato più superficiale della terra, detto crosta, dallo strato sottostante, più denso, detto mantello. La Moho non si trova a profondità costante. Essa è presente ad una profondità che va da 0 a 10 km sotto i fondali oceanici, mentre si trova a 30 - 40 km sotto i continenti, con l'eccezione delle grandi catene montuose, al di sotto delle quali arriva ad una profondità di 70 - 80 km. Nel 1914 B. Gutenberg scoprì un'altra importante discontinuità a 2900 km di profondità, oggi conosciuta come discontinuità di Gutenberg, che non lasciava passare le onde S. Al di sotto della Gutenberg dunque il materiale deve essere allo stato fluido, perlomeno nelle sue regioni più superficiali. La Gutenberg divide la porzione centrale della terra, detta nucleo, dal mantello. Con riferimento alla probabile composizione chimica dei tre strati principali in cui è suddivisa la terra si usano ancora spesso i termini coniati da Suess nel 1885. SIAL (silicati di alluminio) per la crosta, SIMA (silicati di magnesio) per il mantello e NIFE (leghe di nichel e ferro) per il nucleo. I geologi ritengono che la densità dei materiali di cui sono composti i vari strati cresca a partire da un valore di 2.7 kg/dm3 per le rocce crostali (valore rilevato direttamente) fino a raggiungere valori di 12 - 13 kg/dm3 nel nucleo. Tali dati sono naturalmente compatibili con la densità media terrestre, pari a circa 5,5 kg/dm3,  con le densità calcolate sulla base della velocità di propagazione delle onde sismiche alle diverse profondità e con le densità dei diversi composti chimici, misurate in laboratorio.

2) La struttura interna della Terra
I dati sismici più recenti hanno permesso di giungere ad una conoscenza più dettagliata di crosta, mantello e nucleo, con la scoperta di discontinuità minori e di importanti strutture probabilmente legate alla dinamica crostale superficiale.

2.1 La crosta
La struttura della crosta non è omogenea ed è necessario effettuare una distinzione tra crosta continentale e crosta oceanica.

• La crosta continentale è più spessa, ma meno densa di quella oceanica. Al di sotto di un velo di rocce sedimentarie è formata da due strati. Uno più superficiale di tipo granitico (strato del granito) ed uno più profondo, di rocce metamorfiche, detto impropriamente strato del basalto. I due strati sono separati da una discontinuità secondaria detta di Conrad.
• La crosta oceanica è più sottile, ma più densa, costituita da basalti ricoperti da un velo di rocce sedimentarie. A differenza della crosta continentale che in alcuni punti risulta vecchia di 3 - 4 miliardi di anni, non esiste crosta oceanica più vecchia di 200 - 250 milioni di anni. La crosta oceanica più recente è quella che si trova in prossimità delle dorsali, mentre la sua età cresce allontanandosi da esse.

2.2 Il Mantello
Una discontinuità minore, posta a circa 700 km di profondità  (discontinuità di Repetti) separa il mantello in mantello superiore e mantello inferiore. Mentre il mantello superiore sarebbe costituito da silicati di ferro e magnesio ultrafemici (peridotiti), il mantello inferiore potrebbe essere formato dagli stessi elementi strutturati in minerali più compatti e densi, come ossidi e solfuri di ferro magnesio e silicio (in tal caso alcuni vorrebbero mantenere il termine SIMA per il mantello superiore, introducendo il termine OSOL per il mantello inferiore). Lo strato più superficiale del mantello, subito sotto alla Moho, fino ad una profondità media di circa 100 km, è composto di peridotiti allo stato solido. I geofisici chiamano tale strato 'LID' (coperchio). La crosta ed il LID, benché separati dalla Moho, formano una struttura rigida, solidale, di grande importanza nella dinamica crostale, detta litosfera. Al di sotto della litosfera, tra i 100 ed i 250 km di profondità, si trova uno strato peridotitico in cui la velocità delle onde sismiche decresce e che i geofisici chiamano L.V.L. (low  velocity layer) o strato a bassa velocità.
Si ritiene infatti che le particolari condizioni di temperatura e di pressione esistenti a quelle profondità abbiano portato la peridotite molto vicina al punto di fusione. Le rocce si comporterebbero perciò come un fluido molto viscoso o come un solido malleabile, in grado di  deformarsi senza spezzarsi e, ciò che più qui interessa, di muoversi per convezione da punti più caldi verso punti più freddi. Tale strato è conosciuto anche come astenosfera (dal greco asthenès = debole, ad indicare la non rigidità delle rocce). Ma sullo spessore da attribuire all'astenosfera non vi è ancora accordo tra i geofisici.
Secondo le ipotesi attuali la litosfera più leggera galleggerebbe letteralmente sulla sottostante astenosfera e verrebbe da questa trascinata grazie ai movimenti convettivi che la caratterizzano.

2.3 Il nucleo
Anche il nucleo presenta al suo interno una superficie di discontinuità a circa 5000 km di profondità (discontinuità di Lehmann) che lo divide in nucleo esterno e nucleo interno.
Il nucleo esterno è come abbiamo già detto allo stato fuso, mentre al di sotto della Lehmann l'enorme pressione riporta il materiale allo stato solido. La densità passa dai 9 -10 kg/dm3 del nucleo esterno ai 13 kg/dm3 del nucleo interno. Sulla composizione chimica del nucleo sono state fatte molte ipotesi, da quella classica di una lega di ferro-nichel, in accordo con la composizione delle sideriti, a quella che prevedeva l'esistenza di materia allo stato degenere, simile a quella presente nelle stelle, con i protoni e gli elettroni strettamente impacchettati, senza possibilità di formare atomi di elementi distinti.
Attualmente i geofisici sono d'accordo sulla natura metallica del nucleo, ma gli esperimenti di laboratorio evidenziano che il ferro da solo o una lega di ferro-nichel verrebbero eccessivamente compressi dalle pressioni esistenti al centro della terra, raggiungendo dei valori di densità incompatibili con quelli ottenuti dai dati sismici. Si ritiene perciò probabile l'esistenza , assieme al ferro, di elementi più leggeri. Il Silicio, per la sua abbondanza relativa nell'universo, sembra essere il candidato migliore. Altri elementi possibili potrebbero essere lo zolfo e l'ossigeno.

3) Il calore terrestre
Dalle misure eseguite si è potuto constatare che, a parte gli strati più superficiali della crosta terrestre che risentono della temperatura esterna, la temperatura cresce in media di 3°C ogni 100 m di profondità. Si ritiene comunque che tale gradiente geotermico non possa mantenersi costante fino a grandi profondità, poiché in tal caso al centro della terra verrebbero raggiunte temperature stellari, dell'ordine dei 200.000°C. Secondo la maggior parte dei geofisici invece la temperatura al centro della terra non sarebbe superiore ai 4.000 - 5.000 °C. Per molto tempo si è ritenuto che la fonte principale dell'energia termica irradiata dal nostro pianeta fosse di origine primordiale, derivando dalla conversione di energia cinetica in calore durante il processo di accrescimento meteorico della terra 4,5 miliardi di anni fa. Oggi si ritiene invece che la maggior parte del calore terrestre (circa il 70%) sia prodotto dal decadimento dei materiali radioattivi presenti nella crosta e nel mantello. Dalle analisi di laboratorio risulta che le rocce granitiche sono molto più ricche di elementi radioattivi rispetto alle rocce basaltiche per cui i graniti producono 6 volte più calore dei basalti.
Ciò porterebbe a concludere che il flusso termico (il flusso termico medio della terra è di 0,06 W/m2) dovrebbe essere superiore a livello della crosta continentale granitica rispetto alla crosta oceanica basaltica. In realtà il flusso che si misura nei due casi è simile. Si ritiene che ciò sia dovuto al fatto che il calore prodotto dal mantello sotto la crosta oceanica venga portato in superficie in modo più efficiente di quello prodotto dal mantello sotto la crosta continentale.
I geofisici ritengono che il fenomeno sia da collegarsi all'esistenza di enormi correnti convettive che rimescolano lentamente l'astenosfera all'interno del mantello, facendo risalire materiale più caldo verso la litosfera sovrastante.  I motivi per cui tali movimenti convettivi sarebbero più intensi sotto la crosta oceanica, non sono però ancora chiari.

4) Il magnetismo terrestre
Come sappiamo la terra si comporta come se al suo interno esistesse un enorme magnete al suo centro, inclinato di circa 11° rispetto all'asse di rotazione, in modo che i poli geografici non coincidono con i poli magnetici. L'esistenza di questo presunto magnete, per quanto suggestiva è priva di qualsiasi fondamento scientifico, infatti all'interno della terra sussistono temperature ben superiori al cosiddetto punto di Curie delle principali sostanze ferromagnetiche (Ferro 768 °C, Magnetite Fe3O4 525°C, Nichel 358°C), oltre il quale nessun materiale è in grado di rimanere magnetizzato. Il campo geomagnetico fu descritto per la prima volta in termini matematici da Gauss nel 1839. Secondo tale modello il campo viene espresso come somma di una serie di componenti diverse, di cui la componente dipolare è la più intensa. L’asse di tale dipolo, detto asse geomagnetico, è inclinato di 11,5° rispetto all’asse di rotazione ed incontra quindi la superficie terrestre in corrispondenza dei poli geomagnetici N (78,5° N 69° W) e S (78,5° S 111° E).
I poli magnetici reali non corrispondono a quelli teorici (a causa dell’influsso delle componenti non dipolari) e cambiano di posizione nel corso degli anni.
Il campo geomagnetico in ogni punto della superficie terrestre viene descritto tramite tre parametri (elementi magnetici):

• la declinazione magnetica, pari all'angolo tra la direzione del nord geografico e la direzione del nord magnetico;
•  l'inclinazione magnetica, pari all'angolo che un ago magnetico libero di ruotare sul piano verticale forma con la superficie terrestre;
• L'intensità del campo misurata in gauss o in Tesla (in effetti ciò che viene misurato non è l’intensità H, ma l’induzione B. L'intensità del campo si misura infatti in oersted o in A m-1)).

Gli studi finora compiuti hanno dimostrato delle variazioni secolari di tutti e tre questi parametri. Ad esempio l'intensità media del campo, che attualmente è di circa 0,5 gauss, sembra diminuire regolarmente del 5% circa al secolo. Oggi non esiste ancora una teoria organica in grado di spiegare in modo completo l'origine e la natura del campo magnetico terrestre. Scartata, per i motivi già visti, l'ipotesi dell'esistenza di una barra magnetica all'interno della terra, i geofisici ritengono che vi siano buone probabilità di costruire una teoria soddisfacente a partire dall'ipotesi della dinamo ad autoeccitazione.
Il principio di funzionamento di una dinamo è basato sul fatto che se un conduttore di corrente viene mosso in un campo magnetico, si produrrà in esso una corrente elettrica per induzione. Ora, se supponiamo che la terra contenga al suo interno del materiale conduttore in movimento (e ciò è perfettamente compatibile con l'esistenza di un nucleo metallico allo stato fuso) e che originariamente si sia trovata immersa in un campo magnetico esterno, ad esempio quello solare, è allora possibile che al suo interno si sia generata una corrente elettrica indotta. Ma una corrente che si muove in un conduttore produce a sua volta un campo magnetico. In tal modo si può pensare che la corrente indotta nel nucleo terrestre in movimento da un campo magnetico esterno abbia poi prodotto il campo magnetico terrestre. A sua volta il campo magnetico terrestre può continuare ad alimentare la corrente indotta all'interno del materiale conduttore che si trova nel nucleo, se questo si mantiene in movimento, finendo in tal modo per mantenere costantemente attivo il campo magnetico stesso.
E' abbastanza semplice immaginare che i movimenti nel materiale del nucleo, necessari per autoalimentare la dinamo interna alla terra, si producano grazie a movimenti convettivi nel nucleo esterno fuso. Più difficile è spiegare come il campo magnetico dipolare abbia potuto nel passato invertire bruscamente la sua polarità.
Molte informazioni sul comportamento del campo magnetico terrestre in epoche geologiche ci provengono dalla scoperta del magnetismo fossile o paleomagnetismo.

5) Paleomagnetismo
Viene definito paleomagnetismo il fenomeno per il quale alcune rocce sono in grado di registrare al loro interno la direzione che aveva il campo magnetico al momento della loro formazione. Ciò dipende dalla presenza in tali rocce di minerali magnetizzabili, come ad esempio la magnetite.
Il fenomeno riveste particolare importanza per le rocce ignee. Quando infatti la temperatura di un magma scende al di sotto del punto di Curie, i minerali magnetizzabili si orientano secondo la direzione delle linee di forza del campo magnetico esistente in quel momento (magnetizzazione termorimanente). E' possibile anche un'altra forma di magnetizzazione residua, che riguarda le rocce clastiche quando al loro interno si depositano particelle di minerali magnetizzati  (magnetizzazione detritica rimanente). Lo studio dei dati paleomagnetici effettuati su rocce di tutto il mondo ha permesso di ottenere fondamentali risultati per quel che riguarda il comportamento del campo magnetico nel passato, evidenziando fenomeni di migrazione dei poli e addirittura repentine inversioni del campo magnetico stesso.
I dati sperimentali più spettacolari che dimostrano in modo inequivocabile le ripetute inversioni del campo magnetico terrestre sono stati ottenuti ai lati delle dorsali medio oceaniche. Infatti man mano che le lave basaltiche vengono eruttate dalle dorsali si magnetizzano secondo la direzione del campo magnetico. I geofisici hanno così scoperto che ai lati delle dorsali esistono fasce simmetriche, disposte parallelamente a destra e a sinistra della dorsale, a polarità alterna.
Tali inversioni avvengono all'incirca ogni 500.000 - 600.000 anni, senza che per ora si riesca a trovare una spiegazione soddisfacente del fenomeno.
La scoperta dell'esistenza di bande magnetizzate in senso opposto ai lati delle dorsali ebbe  comunque importanti ripercussioni, in quanto costituiva una prova importante a favore della teoria di Hess (1962) dell'espansione dei fondali oceanici. E, come avremo modo di vedere, tale teoria è uno dei pilastri sui quali poggia la moderna teoria globale della tettonica a zolle.

I dati paleomagnetici portarono importanti conferme anche alla teoria della deriva dei continenti, una teoria geodinamica che ha in qualche modo aperto la strada alle ipotesi della tettonica a zolle. Le indagini paleomagnetiche eseguite su rocce coeve (aventi la stessa età) di continenti diversi, hanno infatti evidenziato l'esistenza di registrazioni del paleonord magnetico discordanti, come se per ciascun continente a quel tempo esistesse un nord diverso. Il dato era chiaramente assurdo e l'unico modo per venirne a capo era di ammettere che i continenti nel frattempo si erano mossi rispetto alla posizione che avevano al momento in cui le rocce avevano registrato la direzione del campo magnetico. Analisi di questo tipo hanno addirittura permesso di ricostruire molti dei movimenti compiuti dai continenti, confermando sostanzialmente la teoria della loro deriva.

Gravimetria ed isostasia (Approfondimento) La gravimetria misura il valore della accelerazione di gravità 'g' sulla superficie terrestre. I dati gravimetrici sono utilizzati ampiamente dai geofisici per studiare la distribuzione e la densità delle rocce all'interno della terra. I geofisici riscontrano numerose differenze tra la gravità misurata e quella prevista teoricamente che interpretano come conseguenza di anomale distribuzioni delle masse rocciose al di sotto della superficie terrestre. Se i valori misurati e corretti (riduzione all’ellissoide) risultano maggiori del valore atteso si parla di anomalie gravimetriche positive, se risultano minori si parla di anomalie gravimetriche negative. I geofisici mettono in relazione le anomalie negative con l'esistenza in profondità di un difetto di massa, cioè di una concentrazione anomala di rocce leggere, mentre le anomalie positive sono evidentemente legate ad un eccesso di massa. Può essere ora interessante vedere come la teoria dell'isostasia nacque in seguito all'osservazione di alcune anomalie gravimetriche.Tra il 1840 ed il 1850 il geografo G. Everest dirigeva il primo rilevamento topografico dell'India. Per ottenere misure più accurate vennero utilizzati due metodi indipendenti.Uno consisteva nel normale utilizzo di strumenti topografici e di misure di triangolazione. L'altro si basava su misure astronomiche e consisteva nel determinare la distanza tra due punti in riferimento all'altezza della stessa stella sul piano dell'orizzonte. Quando tali misure venivano fatte in prossimità dell’Himalaya, i due metodi davano risultati in netto contrasto. Venne proposto che la differenza fosse dovuta all'attrazione gravitazionale dell'Himalaya sul filo a piombo, che avrebbe reso imprecise le misurazioni astronomiche. L'effetto deviante dell'Himalaya venne calcolato, ma risultò eccessivo. Il mistero venne risolto con l'introduzione dell'ipotesi dell'isostasia la quale suggeriva che l'Himalaya possedesse delle profonde radici sialiche che, affondando sul mantello sottostante, provocavano un'anomala concentrazione di rocce leggere. La deviazione del filo a piombo da parte dell'Himalaya doveva essere perciò meno intensa di quella inizialmente calcolata.

 

 

Scienze della terra