Sintesi di Scienze della Terra€¦ · La storia della Terra veniva finalmente interpretata non...

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Sintesi di

Scienze della Terra

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Capitolo 1 – Introduzione alle Scienze della Terra

1. Il tetraedro di Howell

Secondo il geofisico americano B. F. Howell, il vario e vasto mondo delle Scienze Naturalipuò essere rappresentato con un tetraedro, dove le quattro scienze fondamentali (Chimica,Fisica, Biologia e Geologia) corrispondono ai quattro vertici, mentre le scienze derivate necostituiscono gli spigoli. La Geologia, la Geochimica, la Geofisica e la Paleontologiarappresentano le Scienze della Terra. Nel tetraedro di Howell, sebbene siano visibili inmaniera immediata le relazioni esistenti tra le varie discipline, pur tuttavia non compaionotutte. Quelle che non sono presenti in realtà risultano essere parte integrante delle disciplinerappresentate e quindi in esse comprese.

Il tetraedro di Howell

2. La Geologia

È la scienza che rappresenta il punto di incontro tra varie discipline che, con il progrediredelle scoperte scientifiche, si sono continuamente specializzate, rendendosi sempre più in-dipendenti da essa; sarebbe quindi più esatto parlare di «Scienze geologiche». È compitodella Geologia non solo studiare l’aspetto attuale del nostro pianeta, ma anche comprenderequali fenomeni chimici e fisici da 4,5 miliardi di anni si siano succeduti fino a condurre laTerra alla sua attuale struttura. È facile intuire, quindi, quanto vasto sia il campo di studio ditale disciplina, che si compie attraverso l’analisi delle rocce, dei fossili, dei movimenti dellacrosta terrestre, delle eruzioni, dei terremoti, nonché mediante lo studio dei meccanismi chesono alla base dell’erosione provocata dall’acqua e dal vento, senza trascurare la conse-guente sedimentazione dei detriti venutisi a formare. In particolare la Geologia studia lacomposizione della litosfera, i meccanismi della dinamica endogena ed esogena, i movi-menti e le deformazioni della crosta terrestre, fornendo dati utili per la ricostruzione del-l’evoluzione geologica della Terra, nonché strumenti per la gestione del territorio, la difesadai rischi ambientali e lo sfruttamento delle risorse naturali.

Capitolo 1: Introduzione alle Scienze della Terra 5

3. La Geofisica e la Geochimica

Studiano, rispettivamente, aspetti e proprietà fisiche (l’una) e composizione e proprietàchimiche (l’altra) dell’interno della Terra, della litosfera, dell’idrosfera e dell’atmosfera.In particolare la Geofisica studia l’interno della Terra, l’atmosfera e l’idrosfera attraversoricostruzioni paleogeografiche e paleoclimatiche, occupandosi di sismologia, gravimetria,geomagnetismo, geotermia, meccanica delle rocce, nonché di meteorologia e climatologia,così da poter fornire dati e strumenti sia per la navigazione aerea e marittima, sia per ilmonitoraggio delle alterazioni atmosferiche. Senza dimenticare, altresì, che dalla Geofisicasi ricavano anche informazioni utili per la difesa dai rischi ambientali e l’individuazionedelle risorse naturali.La Geochimica, a sua volta, studia sia la litosfera (attraverso la Geochimica isotopica e ifossili) sia l’atmosfera e l’idrosfera (indagandone le proprietà e la composizione chimica).Inoltre provvede al monitoraggio delle alterazioni atmosferiche e fornisce dati utili per l’in-dividuazione delle risorse idriche, minerarie ed energetiche.

4. La Paleontologia

È una scienza che abbraccia sia la Biologia, sia le scienze geologiche, in quanto studia gliorganismi viventi esistiti sulla Terra, dalle origini ai giorni nostri, conservati nelle rocce erestituiti a noi come fossili. Ed è proprio attraverso lo studio dei fossili che è stato possibileordinare le specie in alberi filogenetici, al fine di ricostruire la storia evolutiva dei viventi.Sempre attraverso lo studio dei fossili, la Paleontologia data le rocce e ricostruisce gli am-bienti dove gli organismi vivevano. Inoltre, offre strumenti per l’individuazione delle risor-se naturali.

5. Il principio dell’attualismo

Se per studiare gli avvenimenti che riguardano la storia dell’umanità occorre leggere unlibro di storia, allo stesso modo per conoscere la storia della Terra bisogna «sfogliare» quelmeraviglioso libro che è scritto tra gli strati delle rocce. È così che i geologi «leggono» gliavvenimenti che nel corso di milioni di anni si sono succeduti cambiando la morfologia delpianeta. I fenomeni geologici sono lunghi e graduali, il presente costituisce quindi la conti-nuazione lenta, ma progressiva, del passato. Tale principio, oggi conosciuto come «princi-pio dell’attualismo», fu espresso alla fine dell’Ottocento da C. Lyell nel suo Principles ofgeology. Lyell, infatti, affermava che le cause dei fenomeni geologici svoltisi in passatosono da ritenersi essenzialmente le stesse che ancora oggi agiscono. La storia della Terraveniva finalmente interpretata non più come una serie di catastrofi ricorrenti o eventi biblicidisastrosi, bensì come un susseguirsi di eventi lenti, impercettibili, ma ben evidenti neltempo.


Capitolo 2 – I processi litogenetici

1. La litosfera

Il guscio solido ma mobile che riveste la Terra viene definito litosfera (dal greco lítos,«pietra»). È formato da rocce, ossia aggregati di minerali, e costituisce le terre emerse,nonché i fondali marini e oceanici. Ha uno spessore medio di circa 100 km, che rapportatoal diametro terrestre può essere considerato poco più che una «pellicola». Le tecniche diindagine per stabilire come i minerali e le rocce siano distribuiti nella massa della Terrasono di due tipi: dirette e indirette.I metodi diretti, quali trivellazioni petrolifere, perforazioni minerarie e analisi dei materialivulcanici, permettono di analizzare direttamente i campioni di materiale proveniente dallaTerra, ma purtroppo solo quelli degli strati più superficiali, in quanto, con tali tecniche,difficilmente si riescono a superare i 7-8 km di profondità. Il pozzo più profondo del mondosi trova in Russia, nella Penisola di Kola, e raggiunge i 12 km. I metodi indiretti si basano,invece, su considerazioni e analogie derivanti dallo studio dei meteoriti e della propagazio-ne delle onde sismiche. Analizziamo ora le forme in cui gli elementi sono tra loro combinatinella crosta terrestre.

2. I minerali

La litosfera è costituita da rocce, che a loro volta sono aggregati di minerali. In generalesono considerati minerali unicamente i corpi solidi, cristallini e inorganici presenti nellalitosfera, ossia nella parte esterna del pianeta; vengono così esclusi i corpi liquidi e gliamorfi, gli elementi e i composti appartenenti all’idrosfera, i depositi organici come carbonie petroli che, peraltro, hanno caratteristiche chimico-fisiche variabili da punto a punto. Pro-prietà essenziali per un minerale sono l’origine naturale (infatti non è un minerale l’NaClche si ottiene per evaporazione forzata dell’acqua di mare, mentre lo è il salgemma che siottiene per evaporazione naturale), l’omogeneità fisica e la composizione chimica costante,almeno entro stretti limiti. Tre soli minerali fanno eccezione: il mercurio che si trova allostato liquido, l’opale e il vetro allo stato amorfo. I minerali si trovano nella maggior partedei casi allo stato cristallino, con una struttura risultante dalla regolare disposizione nellospazio delle unità che li costituiscono. Essi presentano quindi una forma poliedrica esternaben definita, in cristalli distinti con aspetto caratteristico.Un minerale può essere quindi definito un corpo solido, omogeneo, inorganico, presentenella litosfera naturalmente, con proprietà chimiche e fisiche costanti. I minerali e lerocce sono entrambi necessari all’uomo, in quanto è da essi che si ricavano prodotti e mate-riali indispensabili, nonché elementi chimici.

3. La cristallogenesi

La formazione dei minerali in natura è molto simile alla cristallogenesi che in laboratoriopermette la formazione dei cristalli. Essi si formano sostanzialmente in tre modi:

— per il lento raffreddamento di masse fuse provenienti da eruzioni vulcaniche;


Capitolo 2: I processi litogenetici 7

— per sedimentazione da soluzioni sature di un dato sale in seguito ad evaporazione;— per sublimazione da vapori, come nel caso dei cristalli di zolfo che si formano ai margini

dei crateri vulcanici.

Il processo di cristallizzazione è in genere di lunga durata, quindi qualsiasi variazione dellecondizioni ambientali fisiche e chimiche si ripercuote sulla struttura del cristallo in forma-zione. Di solito gli ioni, gli atomi e le molecole si dispongono con grande regolarità, for-mando un reticolo cristallino che si ripete nello spazio in modo periodico. Un importantecontributo alla definizione dei reticoli cristallini lo si deve agli studi compiuti dal fisicotedesco M. von Laue (1912), il quale, sottoponendo dei cristalli all’esame dei raggi X, misein evidenza che si ottenevano spettri di diffrazione caratteristici per ogni specie cristallina. Iraggi diffratti davano poi luogo, su una lastra fotografica, ad un insieme di macchie, inposizioni caratteristiche dalle quali si poteva risalire alla struttura del cristallo. Le caratteri-stiche strutturali di un cristallo dipendono dal tipo di legame (ionico, covalente, metallico,molecolare) che si crea tra gli atomi che lo compongono, nonché dalle dimensioni relativedelle particelle che formano la cella elementare. Spesso, però, accade che un cristallo nonsia facilmente riconoscibile perché durante i processi di formazione viene ostacolato dallaformazione contemporanea di altri cristalli vicini. Di conseguenza in alcuni casi si nota unosviluppo maggiore di alcune facce rispetto ad altre e il cristallo finisce per discostarsi dallaforma regolare rappresentata dall’abito cristallino: per questo motivo i cristalli «perfetti»risultano piuttosto rari.Tuttavia, qualunque sia l’aspetto esteriore dei cristalli, se essi sono della stessa specie chi-mica hanno una caratteristica comune che permette di identificarli con certezza e classifi-carli. Tale caratteristica è stata definita dalla Legge della costanza degli angoli diedri sta-bilita da N. Stenone oltre tre secoli fa, secondo la quale «Nei cristalli della stessa speciechimica gli angoli diedri formati dalle facce corrispondenti sono uguali e costanti, purchémisurati nelle identiche condizioni di temperatura».

4. Gli elementi di simmetria dei cristalli

Conseguentemente alla forma geometrica, i cristalli presentano una struttura simmetricaderivante dalla disposizione degli elementi di simmetria, che si distinguono in:

— elementi reali: facce, spigoli e vertici che realmente esistono;— elementi ideali: centro di simmetria, asse di simmetria, piano di simmetria che si posso-

no tracciare idealmente. Il centro di simmetria è quel punto interno del cristallo rispettoal quale ad ogni faccia ne corrisponde un’altra opposta equidistante, identica e parallela;l’asse di simmetria è quella retta intorno alla quale, facendo ruotare il cristallo di 360°,esso occupa la stessa posizione iniziale; il piano di simmetria divide il cristallo in dueparti, ciascuna delle quali è l’immagine speculare dell’altra.

Infine, gli assi cristallografici sono un sistema di assi x, y, z in base ai quali è possibiledefinire la posizione e l’orientamento di una faccia di un cristallo. L’insieme di tutti glielementi di simmetria di un cristallo definisce il grado di simmetria, a sua volta espressomediante la Legge della costanza della simmetria, secondo la quale «Una determinataspecie minerale può cristallizzare in forme cristalline diverse, le quali, però, presentano lo


Scienze della Terra8

stesso grado di simmetria ed appartengono quindi allo stesso sistema». In base agli ele-menti di simmetria i cristalli si classificano in 3 gruppi, 7 sistemi, 32 classi. La distinzionein gruppi si basa sui lati della cella elementare: se sono tutti e tre uguali abbiamo il gruppomonometrico, se due sono uguali e uno diverso il gruppo dimetrico, se tutti e tre sono diversiil gruppo trimetrico. All’interno di ogni gruppo la distinzione in sistemi si basa sugli angolitra i lati della cella, uguali o diversi da 90°. Le classi, infine, sono determinate dalla presen-za di uno o più elementi di simmetria.

5. Polimorfismo e isomorfismo

Un’eccezione alla Legge della costanza della simmetria è data dal polimorfismo, fenome-no in base al quale alcuni minerali cristallizzano utilizzando reticoli diversi e dando cosìorigine a forme cristalline diverse. Sono polimorfi, ad esempio, il carbonio, che, in base alsistema in cui cristallizza, dà origine al diamante o alla grafite, e il carbonato di calcioCaCO3, che può cristallizzare come calcite o aragonite. La diversa cristallizzazione è parti-colarmente influenzata dalle condizioni fisiche esistenti che determinano una diversa dispo-sizione delle particelle (atomi, ioni, molecole) in un reticolo. Un fenomeno opposto al poli-morfismo è quello dell’isomorfismo, per cui due o più sostanze di analoga costituzionechimica possono cristallizzare in forme simili. Sono isomorfe la calcite CaCO3, la magnesi-te MgCO3, la smithsonite ZnCO3, che cristallizzano in romboedri. Due sostanze isomorfesono capaci di dare anche cristalli misti o miscele isomorfe, che si formano solo se i compo-sti differiscono nella formula per non più di uno o due elementi e se gli ioni di questi ele-menti hanno all’incirca le stesse dimensioni. Questa capacità degli ioni di sostituirsi vicen-devolmente è detta vicarianza. Il minerale olivina è una miscela isomorfa di forsterite (Mg-SiO

4) e fayalite (FeSiO

4). La sua formula (Mg,Fe)SiO

4 indica che nel minerale lo ione ferro

e lo ione magnesio possono essere presenti in tutti i rapporti percentuali. Si ricordi, infine,che anche la dolomite CaMg(CO

3)

2 è una miscela di carbonato di calcio e carbonato di

magnesio.

6. Forme particolari di cristalli

Spesso i cristalli non si trovano in forme perfettamente geometriche, ma in aggregati cri-stallini, formati da cristalli minuscoli e numerosi, addossati gli uni agli altri, in ammassi diforme particolari.

Tali aggregati cristallini sono:

— fibrosi, a guisa di fibre (es. amianto);— granulari, a forma di granuli;— saccaroidi, simili allo zucchero cristallizzato (es. il marmo);— lamellari, ossia cristalli appaiati (es. la mica).

Spesso i minerali si associano in seguito a cause meccaniche e si rinvengono in coppie o incomplessi, formando aggruppamenti cristallini regolari e irregolari. Gli aggruppamentiirregolari sono le druse e i geoidi: le druse hanno orientazione ed inclinazione diverse, mapoggiano su una base comune; i geoidi sono druse che tappezzano una cavità.



7. Proprietà dei minerali

I minerali hanno una struttura anatomica ordinata, che conferisce loro proprietà chimiche,fisiche, organolettiche diverse, le quali a loro volta possono fornire indicazioni utili per ilriconoscimento dei minerali stessi. Alcune proprietà utili sono: il colore, il peso specifico, ladurezza, la sfaldabilità, l’elasticità, la plasticità, la malleabilità, la lucentezza, le proprietàtermiche, la suscettibilità magnetica, la conducibilità elettrica, le proprietà ottiche. La piùimportante di tutte, la principale è la durezza, che consiste nella resistenza di un mineralead essere scalfito. Si misura in modo empirico comparando la durezza del minerale conquella di 10 minerali che costituiscono la Scala di Mohs, i quali sono disposti in ordine didurezza crescente. Ad esempio, se un minerale è scalfito dalla calcite ma scalfisce il gessosignifica che ha una durezza tra 2 e 3.

SCALA DI MOHS

MINERALE NUMERO DELLA SCALA OGGETTI DI RIFERIMENTO

Talco 1

Gesso 2 unghia

Calcite 3 moneta

Fluorite 4

Apatite 5 lama di temperino

Ortoclasio 6 vetro

Quarzo 7 filo di acciaio

Topazio 8

Corindone 9

Diamante 10

8. Classificazione dei minerali

Degli oltre 4.000 minerali finora conosciuti, molti sono estremamente rari. Il 90% appartie-ne alla classe dei Silicati, mentre quelli che costituiscono le rocce non sono più di qualchedecina. Vengono classificati in dieci classi basate essenzialmente su criteri di cristallochi-mica, cioè sulla loro composizione chimica: Elementi nativi, Solfuri, Alogenuri, Ossidi eIdrossidi, Carbonati, Borati e Nitrati, Solfati, Molibdati e Tungstati, Fosfati e Vanadati,Silicati.I Silicati (circa 500) sono formati da silicio ed ossigeno, i due elementi più numerosi dellacrosta terrestre. Tutti i Silicati, tranne il quarzo (SiO

2), contengono uno o più elementi che

ne completano la struttura, rendendoli elettricamente neutri.



9. Le rocce

Sono i componenti solidi della litosfera. Si tratta di aggregati naturali di minerali forma-tisi per effetto di processi geologici che si sono susseguiti nel corso di migliaia di milioni dianni. Fa eccezione il ghiaccio che, pur essendo solido, fa parte dell’idrosfera.

Sebbene la maggior parte delle rocce sia costituita da un miscuglio eterogeneo di minerali,esistono rocce formate da un unico minerale (calcite, salgemma, gesso). Masse solide di que-sto tipo, pur essendo in senso stretto dei minerali, quando formano unità geologiche indipen-denti dovute a un determinato processo genetico sono considerate rocce. Per classificare lerocce si possono seguire diversi criteri basati sulla struttura o sulla composizione; quello fon-damentale è imperniato sui processi di formazione o processi litogenetici, che sono di tre tipi:

— processo magmatico, dal quale derivano le rocce ignee o magmatiche, a loro volta sud-divise in effusive e intrusive;

— processo sedimentario, che avviene in superficie in condizioni di bassa pressione ebassa temperatura e produce rocce sedimentarie;

— processo metamorfico, consistente nella trasformazione di rocce preesistenti in seguitoalla modificazione di parametri fisici, quali pressione o temperatura. Avviene in profon-dità e dà origine a rocce metamorfiche.

rocce sedimentarie

rocce ignee

rocce metamorfiche

10%

25%65%

Spesso risulta difficile definire un confine fra i tre tipi, in quanto tutte le rocce terrestri sonoin continua trasformazione, attraverso un processo definito ciclo litogenetico. L’attività vul-canica produce rocce magmatiche che emergono dall’interno della Terra, l’erosione le tra-sforma in sedimenti che, inghiottiti dal suolo, per opera del calore o della pressione si tra-sformano in rocce metamorfiche e possono nuovamente riaffiorare come rocce eruttive,permettendo al ciclo di ricominciare.

10. Rocce magmatiche o ignee

Le rocce ignee o magmatiche che si formano dalla solidificazione di materiale fuso sonodefinite intrusive quando si formano in profondità, effusive quando sono prodotte dalla fuo-riuscita di lava in superficie.Le rocce intrusive si formano per consolidamento di un magma in profondità sottoposto adalta pressione e lento raffreddamento, condizioni queste che permettono la formazione dicristalli. Sono perciò costituite da un insieme di minerali cristallizzati e visibili ad occhio



nudo, la cui composizione varia naturalmente in base alla natura chimica del magma da cuiderivano. Una tipica roccia ignea è il granito, osservando il quale si nota un insieme dicristalli diversi: il quarzo trasparente, l’ortoclasio opaco e spesso colorato, la mica biotiteluccicante e di colore scuro, il plagioclasio bianco.Le rocce effusive si formano invece per consolidamento di un magma giunto in superficie;in questo caso il raffreddamento è veloce ed avviene in condizioni di bassa pressione, nonpermettendo una buona cristallizzazione dei minerali. Tipiche rocce effusive, più comune-mente note come «lava», sono i basalti.

In base alla composizione chimica le rocce magmatiche si possono distinguere in due grup-pi, rocce acide o sialiche e rocce basiche o femiche, ricordando però che i termini «acido» e«basico» non hanno significato chimico:

— le rocce sialiche sono ricche di silicati di alluminio, che formano la parte più superficia-le della crosta terrestre e quindi anche i basamenti delle masse continentali. I magmi conalto contenuto di silice vengono definiti «acidi»;

— le rocce femiche sono composte prevalentemente da silicati di ferro e di magnesio checonferiscono alla roccia un colore scuro. Il basalto è sicuramente la più diffusa, essendoil costituente dei fondali oceanici. Tali rocce vengono definite «basiche».

11. Rocce sedimentarie

Sono composte da strati rocciosi disposti l’uno sopra l’altro, cosicché la loro caratteristicaprincipale consiste nella stratificazione. Da almeno 3.800 milioni di anni sulla superficieterrestre si accumulano sedimenti prodotti per effetto dell’azione erosiva da parte di variagenti atmosferici che si depositano per strati successivi. Una volta depositati, i sedimentipossono alterarsi, il compattamento elimina l’acqua e ulteriori cambiamenti nel corso deltempo danno luogo al processo di litificazione, trasformando il sedimento molle in strati diroccia dura e friabile come arenarie, calcari e argilliti.

Le fasi del processo di sedimentazione sono dunque quattro:

1. degradazione ed erosione. Gli agenti esogeni portano alla frammentazione e solubiliz-zazione della roccia con formazione di minerali diversi da quelli d’origine. Si formapertanto un materiale meno compatto e più facilmente aggredibile. Gli agenti erosiviportano via il materiale in frammenti definiti clasti;

2. trasporto. I materiali, una volta formatisi, possono essere trasportati dagli stessi agentidi erosione anche a chilometri di distanza;

3. sedimentazione. Quando agli agenti erosivi viene a mancare l’energia per trasportare isedimenti, ha inizio la fase di accumulo del materiale e di precipitazione dei sali mineraliin soluzione;

4. diagenesi. L’ultima fase del processo sedimentario conduce alla litificazione dei sedi-menti, che consiste in una serie di processi fisici e chimici in seguito ai quali i sedimentisi trasformano in roccia dura, compatta e coerente.

Le rocce sedimentarie si classificano in tre grandi gruppi a seconda della natura dei clasti:rocce detritiche o clastiche, rocce di origine chimica, rocce organogene.Le rocce clastiche si formano per deposizione meccanica di frammenti derivati dalla di-sgregazione delle rocce e si distinguono in conglomerati, arenarie e argille. I conglomerati


si dividono in puddinghe (se costituiti da ciottoli arrotondati e cementati tra loro) e brecce(se formate da ciottoli spigolosi); le arenarie derivano dalla cementazione delle sabbie; leargille sono formate da elementi così piccoli da non essere distinguibili ad occhio nudo.Le rocce di origine chimica si formano in seguito a deposizione di sostanze minerali di-sciolte nelle acque. Le evaporate come il salgemma, il gesso e alcuni calcari si formano perevaporazione delle acque salate. Alle rocce di origine chimica appartengono anche forma-zioni calcaree quali il travertino, le stalagmiti e le stalattiti che si formano per deposizionedel carbonato di calcio contenuto nelle acque dolci. Le rocce residuali, invece, si formano inzone tropicali e sono costituite da ossidi di Fe e Al, che sono tra i materiali più resistentiall’azione chimica delle acque dilavanti. Quando l’alterazione è molto accentuata vengonodilavati anche gli ossidi e gli idrossidi di Fe e la roccia residuale risulta formata solo daossidi e idrossidi di Al, come nel caso della bauxite.Le rocce organogene sono quelle che si formano dagli organismi viventi, sia per accumulo deigusci mineralizzati di animali e piante, sia per la capacità che alcuni organismi posseggono di farprecipitare direttamente i minerali contenuti nelle acque. Sono rocce molto diffuse, classificabiliin calcaree, silicee e fosfatiche, in base alla natura mineralogica degli organismi che le compon-gono. Sebbene la parte organica scompaia durante il consolidamento della roccia, talvolta capita,come nel caso della lumachella, che siano presenti nella roccia anche resti fossili.

12. Rocce metamorfiche

Sia le rocce magmatiche sia le sedimentarie in seguito a notevoli cambiamenti di pressioneo temperatura, oppure in seguito a fenomeni magmatici, o per la copertura di altre roccepossono subire trasformazioni. L’insieme di queste trasformazioni viene definito metamor-fismo e le rocce che ne derivano prendono il nome di rocce metamorfiche. Tali rocce sonodiverse da quelle originarie, poiché hanno subíto una ricristallizzazione dei minerali che haportato alla formazione di nuove associazioni mineralogiche stabili. Esistono due tipi prin-cipali di metamorfismo: il metamorfismo regionale e il metamorfismo di contatto.Il metamorfismo regionale è un processo che avviene su vasta scala ed ha luogo quando isedimenti di una data regione sprofondano e vengono coperti da nuovi sedimenti. Più isedimenti sono profondi, più sono soggetti ad alte temperature e pressioni e più si trasfor-mano. Superiormente si formano le filladi, che ancora somigliano a rocce sedimentarie, piùin profondità i micascisti e in seguito gli gneiss che hanno l’aspetto quasi granitico. Lacaratteristica fondamentale di questo tipo di metamorfismo è che si formano rocce con cri-stalli tutti orientati e quindi nell’insieme l’aspetto è scistoso, per cui tali rocce si possonotagliare in lastre o frammenti sottili più o meno regolari.Il metamorfismo di contatto, a sua volta, interessa zone limitate e consiste nella trasforma-zione prodotta dall’aumento della temperatura che le rocce subiscono in prossimità di unmagma. Esempi famosi di questo tipo di roccia sono il marmo di Carrara e lo gneiss delleAlpi che, tagliato, viene usato per pavimenti e rivestimenti.

13. I combustibili fossili

Grande importanza rivestono all’interno delle rocce sedimentarie le rocce organogene com-bustibili. Di solito, dopo la morte, la sostanza organica degli organismi si decompone attra-verso processi di putrefazione, fermentazione e ossidazione, trasformandosi in anidride car-


bonica ed acqua che si disperdono nell’ambiente. In particolari condizioni la sostanza orga-nica può parzialmente conservarsi, la qual cosa accade quando i resti organici non sono acontatto con l’ossigeno perché, ad esempio, sono coperti da materiale argilloso impermea-bile. In questo modo si conservano nel corso delle ere geologiche e possono accumularsioriginando i carboni fossili e i giacimenti di idrocarburi. In realtà, poiché per «minerale»e «roccia» s’intendono materiali inorganici, mentre i suddetti accumuli fossili sono di natu-ra organica, essi non andrebbero collocati fra le rocce sedimentarie. Tuttavia, tenuto contodel processo da cui prendono origine, si ritiene opportuno associarli a tali rocce e definirlirocce organogene combustibili.In base al contenuto di carbonio e quindi all’età, si distinguono vari tipi di combustibilisolidi, via via più antichi e pregiati: la torba, la lignite, il litantrace e l’antracite. La torbaè il più recente e quindi a minor contenuto di carbonio, sicché nella combustione è quelloche sviluppa meno calorie; la lignite e il litantrace sono più ricchi di carbonio e sviluppanopiù calorie; quello più pregiato è l’antracite, che rappresenta lo stadio più avanzato delprocesso di carbonizzazione dei vegetali.I giacimenti possono essere autoctoni, se si sono formati nel luogo stesso in cui vivono gliorganismi, o alloctoni, quando l’accumulo avviene alle foci dei fiumi o in ambienti marini(la loro stratificazione è più irregolare di quella dei giacimenti autoctoni). Il petrolio, chepuò essere considerato una roccia liquida di colore bruno tendente al nero, è più leggerodell’acqua e quasi insolubile. In massa non è infiammabile, ma a contatto con l’ossigeno isuoi vapori bruciano, producendo calore e luce. Una volta estratto deve essere raffinato,ossia devono essere separati i vari componenti che trovano poi utilizzazioni diverse. Perlungo tempo chimici e geologi si sono interrogati sull’origine del cosiddetto «oro nero», perpoi convenire sulla tesi secondo cui esso deriva dall’azione di decomposizione di batteripresenti nella fanghiglia dei fondali.

Capitolo 3 – La struttura della Terra

1. La struttura interna della Terra

Lo studio delle onde sismiche ha permesso di elaborare un modello di struttura interna dellaTerra, in base al quale il nostro pianeta, il cui raggio è in media di 6.378 km, viene suddivisoin tre gusci concentrici, separati da superfici di discontinuità. Dall’esterno verso l’interno itre gusci sono: la crosta, il mantello e il nucleo. Esamineremo ora in dettaglio questi trestrati, tenendo presente che la crosta e la parte superiore del mantello formano la cosiddettalitosfera.

La struttura interna della Terra

La crosta o Sial, ovvero lo strato più esterno della litosfera, costituito da rocce in prevalenzachiare e leggere nella cui composizione prevalgono i silicati di alluminio, si divide in crostacontinentale e crosta oceanica. La crosta continentale è spessa 30-60 km ed è costituita darocce relativamente leggere, a base di granito e basalto, con una densità di 2,7g/cm3; la crostaoceanica non presenta lo strato di granito e forma il fondo degli oceani, è più sottile, circa 8-10km, ed è costituita da rocce più dense, in media 3,0 g/cm3.Il mantello o Sima si trova sotto la crosta terrestre, dalla quale è separato per mezzo delladiscontinuità di Mohorovicic o, più semplicemente, Moho. Costituito da rocce tenden-zialmente scure e pesanti formate da silicati di magnesio e di ferro, giunge fino ad unaprofondità di 2.900 km, occupando più dell’80% del volume della Terra. È suddiviso inmantello esterno e interno, che si distinguono per la loro composizione. Il mantello esternoè formato da tre strati diversi: il primo, che arriva a 100 km di profondità, fa parte dellalitosfera ed è formato da rocce cristalline; la parte intermedia, detta astenosfera, situata inun’area compresa fra i 100-250 km di profondità, è formata da rocce parzialmente fuse dallequali provengono le lave basaltiche dei vulcani; lo strato più interno arriva fino a 900 km edè costituito da materiale rigido. Il mantello interno, invece, ha una struttura molto uniforme


Capitolo 3: La struttura della Terra 15

ed è costituito da materiale plastico in continuo movimento: al suo interno vi sono correnticonvettive di materiale che si spostano da una zona all’altra, in maniera molto simile a unliquido che bolle. Questo strato termina con la discontinuità di Gutenberg.Il nucleo o Nife è la zona più interna della Terra, costituita da nichel e ferro con grandipercentuali di potassio e zolfo. Occupa il 15% circa del volume totale della Terra e si dividein due regioni: nucleo esterno e nucleo interno. Il nucleo esterno giunge a circa 5.000 km diprofondità ed è prevalentemente liquido. Il nucleo interno arriva fino al centro della Terra e,a causa delle forti pressioni esercitate dagli strati soprastanti, seppure si trovi ad altissimetemperature (oltre 6.000°), si presenta allo stato solido.

2. Il calore interno della Terra

Dopo l’energia solare il calore interno della Terra è la nostra più grande fonte di energia.Si calcola che esso sia circa 3 ⋅⋅⋅⋅⋅ 1013 joule al sec, corrispondente a una quantità enorme dienergia in grado, come vedremo, di far muovere le gigantesche «zolle» in cui è suddivisala crosta terrestre e di sollevare le montagne. Tuttavia, essa non è che 1/5.000 di quellainviata dal Sole sulla Terra. Sulla superficie terrestre la temperatura risente delle variazio-ni termiche diurne e stagionali. Ad una profondità di 15-30 m tali variazioni non si avver-tono più e la temperatura corrisponde a quella media annua della località in superficie. Apartire da questo livello la temperatura aumenta di 1 °C ogni 33 m e l’aumento di tempe-ratura in funzione della profondità prende il nome di gradiente geotermico. Se la tempe-ratura in profondità continuasse a variare secondo il gradiente geotermico si giungerebbea temperature di 200.000 °C e la Terra dovrebbe essere praticamente allo stato fuso, maciò è in contrasto con lo studio delle onde sismiche che si propagano nei solidi. Dal mo-mento che le onde attraversano il mantello è certo che questo, nella sua parte più interna,si trova allo stato solido e ciò è stato spiegato dagli studiosi considerando che l’aumentodi temperatura che dovrebbe condurre alla fusione è, invece, contrastato dall’enorme au-mento della pressione che determina un innalzamento del punto di fusione.Una buona parte del calore terrestre deriva dall’energia immagazzinata all’atto della for-mazione del pianeta, risalente a 4,5 miliardi di anni fa, ma questa teoria, da sola, nonspiega la grande quantità di calore ancora oggi residua: infatti, essendo le rocce cattiveconduttrici, si è calcolato che il calore imprigionato a 400 km di profondità impieghereb-be circa 5 miliardi di anni per giungere in superficie. Oggi si ritiene che il flusso termicosia dovuto principalmente al decadimento di elementi radioattivi quali l’uranio (238U) e(232U), il torio (232Th) e il potassio (40K), abbondanti nella crosta terrestre. I nuclei di que-sti isotopi sono altamente instabili, per cui tendono a raggiungere la stabilità perdendoparticelle di energia e trasformandosi in altri isotopi. La presenza di elementi radioattivi,il cui tempo di dimezzamento è di circa 109 anni, giustifica quindi la fusione della Terraprimordiale ed il calore residuo attuale. Fra le rocce, le più ricche di elementi radioattivisono quelle granitiche che formano le zolle continentali, ma la quantità di calore quasisimile tra la crosta oceanica e quella continentale fa ritenere che nella crosta oceanica cisia una maggiore quantità di elementi radioattivi.



3. Le correnti convettive

La Terra perde continuamente parte del calore che tende naturalmente a spostarsi da zone adalta temperatura verso zone a bassa temperatura. Tale movimento prende il nome di flussotermico o flusso di calore che si misura in HFU (Heat Flow Unit = unità di flusso dicalore), unità di misura equivalente a 1 microcaloria · cm–2 ⋅ sec–1. La fisica insegna che ilcalore può propagarsi per conduzione, irraggiamento e convezione. La propagazione perconduzione, però, a causa della scarsa conducibilità dei materiali rocciosi che compongonol’interno della Terra, è assai limitata, al pari della trasmissione per irraggiamento, a suavolta altamente improbabile su lunghe distanze nei materiali solidi. Pertanto l’unica formapossibile resta la convezione, che oltretutto è la modalità di trasferimento del calore propriadei fluidi. La spiegazione fornita dai geofisici riguardo al fenomeno della fusione del man-tello, che è solido, è la seguente: prendiamo, ad esempio, un barattolo di conserva di pomo-doro e capovolgiamolo per pochi istanti, vedremo che la conserva non si deforma e nonfluisce; se però diamo un colpo secco sul fondo del vasetto la conserva si stacca. La stessacosa accade ai materiali del mantello i quali, quando vengono sollecitati da una forza im-provvisa e di breve durata come il passaggio di un’onda sismica, si comportano come corpirigidi, ma fluiscono come liquidi, sia pure molto viscosi, quando una forza, anche piccola,come quella generata da una differenza di energia termica viene applicata con continuità permilioni di anni.La scoperta dell’espansione dei fondali oceanici e della tettonica a placche offre una provadiretta dei movimenti convettivi del mantello. Si ritiene che i moti convettivi siano respon-sabili di circa il 60% del flusso termico terrestre e che la convezione rappresenti uno deimeccanismi più importanti con cui la Terra si è raffreddata.

4. La gravità terrestre

Tutti i corpi che si trovano sulla superficie terrestre o in prossimità di essa sono attratti versoil centro della Terra da una forza, detta forza di gravità, che gioca un ruolo importante efondamentale nella dinamica del pianeta. Il ramo della Fisica che se ne occupa specifica-mente prende il nome di Gravimetria. La forza di gravità è diretta verso il centro dellaTerra e coincide quindi con il raggio terrestre, è verticale e si può mettere in evidenza con unfilo a piombo.

Sulla superficie terrestre varia in base ad alcuni fattori, tra i quali:

— l’altitudine, come dimostra il fatto che la forza di gravità è minore in cima ad una mon-tagna che non in pianura, in quanto l’intensità del campo gravitazionale diminuisce manmano che ci si allontana dal centro della Terra;

— la latitudine, in quanto la Terra non è perfettamente sferica, ma schiacciata ai poli equindi il raggio polare è di poco inferiore al raggio equatoriale, la qual cosa determinache la forza di gravità sia maggiore ai poli che non all’equatore;

— la topografia del luogo, poiché il valore della forza di gravità viene modificato dallapresenza di masse rocciose, anche non affioranti, come ad esempio le radici dei rilievimontuosi.

I gravimetri, strumenti precisi e sensibili, permettono di valutare con grande esattezza ilvalore della forza di gravità nei diversi punti del pianeta. Ciò ha consentito di stabilire che


Capitolo 3: La struttura della Terra 17

esistono delle anomalie di gravità derivanti dalla presenza nel sottosuolo di masse roccioseparticolarmente leggere (salgemma e idrocarburi) o pesanti (giacimenti metalliferi), di frat-ture, faglie e probabili focolai sismici. Proprio lo studio delle anomalie gravimetriche hapermesso di determinare con precisione la forma della Terra. Studiando zone dello stessoparallelo si è visto che esse presentavano diverse misure gravimetriche, più alte nelle zoneoceaniche e più basse nelle zone continentali. Dopo vari studi si è giunti alla definizione delprincipio dell’isostasia, secondo il quale la crosta oceanica e la crosta continentale tendo-no a stabilire una condizione di equilibrio gravitazionale con le rocce del mantello che sicomportano in modo plastico, sicché le rocce del mantello, se sottoposte per periodi moltolunghi a sollecitazioni costanti, si deformano secondo il principio di Archimede: più unamassa rocciosa è alta, più riceve una spinta dal basso per «galleggiare» sul mantello sotto-stante, sicché le masse crostali più alte emergono maggiormente, ma sono anche più profon-de. La superficie di separazione crosta-mantello assume così un andamento contrario a quellodella superficie topografica: è vicina alla superficie sotto gli oceani, se ne allontana massi-mamente sotto le montagne. Il mantello, quindi, in seguito a variazioni della massa deiblocchi crostali dovute ad erosione, deposizione, formazione o fusione di ghiacciai, provocaun aggiustamento per isostasia, con spostamento verticale delle masse rocciose fino al nuo-vo raggiungimento dell’equilibrio. Un esempio è rappresentato dalla penisola scandinava,la quale si sta sollevando di 2 cm al secolo nella parte centrale, in seguito allo scioglimentodei ghiacciai avvenuto circa 20.000 anni fa. Tale fenomeno provocò una improvvisa dimi-nuzione di peso, mettendo la penisola in una condizione di disequilibrio isostatico, che essasta compensando con il sollevamento. Si calcola che per raggiungere l’equilibrio dovràsollevarsi ancora di 200 m nella parte centrale.

5. Il magnetismo terrestre

Nel 1600 il medico inglese W. Gilbert, nel suo libro De Magnete, affermò che la Terra puòessere considerata come un enorme magnete, nei confronti del quale l’ago della bussola sicomporta come un piccolissimo pezzetto di limatura di ferro che si dispone secondo le lineedi forza di una calamita. In realtà oggi sappiamo che la Terra si comporta come se una barramagnetica fosse permanentemente localizzata nel suo nucleo e inclinata di 11°30' rispettoall’asse terrestre, quindi distante circa 2.000 km da quello geografico. Attualmente le lineedi forza partono dall’isola Principe di Galles, nel Canada nordorientale, e giungono, dopoaver compiuto degli archi di circonferenza, nella Terra Vittoria in Antartide.L’orientamento delle linee di forza del campo magnetico si misura con la bussola, il cui agomagnetico si dispone tangente alle linee di forza del campo determinando l’angolo di decli-nazione magnetica, ossia l’angolo che il meridiano magnetico forma con il meridianogeografico. La declinazione aumenta alle alte latitudini e il suo valore sarebbe 0° se i poligeografici e magnetici coincidessero. La conoscenza della declinazione magnetica è indi-spensabile per correggere le direzioni di rotta lette con l’ago della bussola.Un altro dato importante è l’inclinazione magnetica, misurata con apposite bussole il cuiago è in grado di ruotare solo verticalmente, così da indicare, in ogni punto della Terra,l’angolo che le linee di forza creano con il suolo (corrispondente, dunque, all’inclinazionemagnetica). L’inclinazione è uguale a 0° nei pressi dell’equatore magnetico, dove l’ago sidispone parallelamente al suolo, a 90° presso i poli magnetici, dove l’ago si dispone verti-



calmente, e ha valori intermedi alle altre latitudini. L’intensità di un campo magnetico simisura con il magnetometro, uno strumento che misura la forza esercitata dal campo ma-gnetico terrestre su un piccolo magnete con caratteristiche standard. L’unità di misura del-l’intensità magnetica nel S.I. è il Tesla (T). Con i dati ricavati dalle bussole e dai magneto-metri si delinea la carta delle isolinee dell’intensità magnetica terrestre totale. Eventualiperturbazioni locali dell’andamento generale di queste isolinee indicano che nel sottosuolovi sono elevate concentrazioni di materiale ferromagnetico, cosicché il loro monitoraggio èutile anche nella ricerca di eventuali giacimenti di minerali metallici ferromagnetici. Nonbisogna dimenticare, inoltre, che il c.m.t. (campo magnetico terrestre) si estende anche al disopra della superficie terrestre, in una zona che costituisce una sorta di scudo protettivocontro le radiazioni cosmiche chiamata magnetosfera. Il c.m.t. è soggetto a variazioni pe-riodiche di direzione e intensità che si susseguono ad intervalli non regolari per periodibrevi, lunghi o lunghissimi. Le ultime teorie riguardanti la formazione del c.m.t. ipotizzanoche esso sia il frutto del continuo movimento del ferro liquido che, situato nel nucleo ester-no, agisce come il conduttore rotante della dinamo di una bicicletta. Spinto dal calore dovu-to alla radioattività, il ferro liquido si rimescola continuamente e, a causa della sua caricaelettrica, genera un campo elettromagnetico in costante cambiamento. I rilevamenti effet-tuati in strati successivi di rocce vulcaniche dimostrano che il campo magnetico varia, assu-mendo periodicamente polarità opposte. La presenza di strati di rocce vulcaniche con pola-rità alternata ai lati delle dorsali oceaniche conferma la teoria della formazione del fondooceanico in corrispondenza di queste dorsali. Secondo lo stesso principio, il magnetismodelle rocce continentali aiuta a risalire all’antica posizione delle terre emerse.

6. Dinamica endogena ed esogena

La superficie terrestre cambia continuamente, anche se lentamente, il proprio aspetto. Lasua trasformazione è dovuta sia agli agenti esogeni sia a quelli endogeni. La Geodinamica,suddivisa in dinamica endogena e dinamica esogena, studia le cause e gli agenti di questelente modificazioni.Nei prossimi cinque capitoli verranno esaminati i terremoti, i vulcani, i movimenti e ledeformazioni delle rocce, la dinamica della litosfera e, infine, la geologia storica: tutti feno-meni che appunto costituiscono altrettanti argomenti di studio della dinamica endogena.Successivamente verranno presi in esame gli agenti morfogenetici esogeni, comprendenti leazioni e gli effetti degli agenti fisici, chimici e biologici che determinano la disgregazione,il trasporto e il deposito (quindi la trasformazione) dei sedimenti di una superficie rocciosa(dinamica esogena). Tra gli agenti esogeni vanno citate le forze dell’atmosfera, dell’idro-sfera e della biosfera.


Capitolo 4 – I terremoti

1. Cos’è un terremoto

Il primo grande contributo alla comprensione del meccanismo che genera un terremoto lo sideve agli studi del sismologo americano H.F. Reid, che esaminò dettagliatamente le defor-mazioni del suolo in prossimità della faglia di San Andreas in California, in seguito al disa-stroso sisma che colpì San Francisco nel 1906. Oggi possiamo affermare che un terremotoo sisma (dal greco seismós, «scuotimento», «scossa») è la manifestazione di una serie divibrazioni più o meno forti del suolo, accompagnate da emissioni di onde sonore a bassissi-ma frequenza. Ciò accade perché i materiali di cui è costituito il pianeta sono continuamentesoggetti a forze che li comprimono, li stirano, li mettono in movimento, per cui, deforman-dosi, accumulano energia potenziale. Secondo la teoria del rimbalzo elastico tale energia,una volta che la roccia è giunta al punto di rottura, si libera immediatamente e violentemen-te sotto forma di intense e rapide vibrazioni, con formazione di un piano di faglia e con unmeccanismo molto simile a quello che fa scattare una molla. Il punto profondo in cui siverifica la liberazione di energia e dal quale partono le vibrazioni, simili ad onde sferiche, èdetto ipocentro, mentre la sua proiezione sulla superficie terrestre si chiama epicentro.Nell’epicentro il sisma si avverte soprattutto con movimenti verticali (scosse sussultorie),nelle aree circostanti con movimento essenzialmente orizzontale (scosse ondulatorie). Unterremoto può durare da una frazione di secondo fino a 4-5 minuti, liberando rapidamenteuna quantità di energia che diventa sempre più bassa man mano che ci si allontana dall’ipo-centro, la qual cosa non impedisce che un sisma possa essere registrato contemporaneamen-te da sismografi sparsi in tutto il mondo. Generalmente i terremoti di piccola entità avven-gono con molta frequenza, quasi un milione l’anno, ma la maggior parte di essi è troppodebole per essere avvertita se non dagli appositi strumenti.

Un sisma è sempre costituito da più scosse, anche quando ne avvertiamo una sola. È oggiaccertato che esistono varie tipologie di terremoti, a seconda che si tratti di:

• scossa principale seguita da repliche: l’energia di queste ultime è più bassa di quelladella scossa principale e le scosse si diradano con il tempo;

• scosse premonitrici – scossa principale – repliche: le scosse premonitrici, tutte di lieveentità, aumentano di frequenza man mano che si avvicina la scossa principale, mentre lerepliche hanno un comportamento analogo a quelle del tipo precedente;

• sciami di terremoti: non si evidenzia una scossa principale poiché hanno tutte la stessaenergia. Le scosse divengono sempre più frequenti fino a raggiungere un massimo, poiprogressivamente si diradano. Questa tipologia produce terremoti meno disastrosi.

2. Le onde sismiche

Dall’ipocentro di un terremoto si propagano due tipi di onde: longitudinali e trasversali. Leonde longitudinali sono onde di compressione in quanto le particelle di materia investiteoscillano avanti e indietro, ma sempre nella stessa direzione di propagazione dell’onda; tali


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Teresa

Timbro

Sintesi di Scienze della Terra€¦ · La storia della Terra veniva finalmente interpretata non...

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