I VULCANI

Magmi e attività vulcanica

All'interno della crosta terrestre e delle parti più esterne del mantello sono presenti masse di rocce fuse a temperature comprese tra 700 °C e 1400 °C, costituenti i magmi.
I magmi si differenziano in base al contenuto in silice:

• Magmi acidi, a maggior contenuto di silice, sono viscosi (poco fluidi) e, in genere hanno una temperatura più bassa (7-800 °C) 
• Magmi basici, hanno un contenuto di silice più basso, sono più fluidi e raggiungono temperature superiori a 1000 °C (1200-1400 °C)

Se i magmi si raffreddano e si solidificano all'interno della crosta terrestre formano rocce magmatiche intrusive.
Se i magmi risalgono fino alla superficie terrestre, attraverso fratture della crosta terrestre, danno origine ad attività vulcanica.

L'attività vulcanica è dunque caratterizzata dall'emissione di gas e magma attraverso una fessura della crosta terrestre. Il magma che esce in superficie prende il nome di lava.

Prodotti vulcanici

Si ha emissione di prodotti solidi, liquidi e aeriformi (gas).

• GAS VULCANICI: costituiti per più del 90% da vapore acqueo; ci sono poi idrogeno, acido cloridrico, acido fluoridrico, acido solfidrico, anidride carbonica e altri gas. I gas facilitano la risalita in superficie del magma, comportandosi come l'anidride carbonica che forma le "bollicine" dello champagne; quando si stappa la bottiglia, la pressione interna cala di colpo e il gas fuoriesce trascinando con sé parte del liquido contenuto nella bottiglia.
  

• LE LAVE: sono prodotti vulcanici liquidi, come i magmi da cui derivano, possono avere caratteristiche differenti, in base al contenuto in silice e alla loro temperatura. I diversi tipi di lava  determinano differenti tipi di attività vulcanica: lave acide, più ricche di silice e a temperatura più bassa (700 °C), sono viscose, ossia poco fluide e sono perciò associate a un'attività vulcanica di tipo esplosivo, perché la lava esce con difficoltà dal cratere e lo tappa, cosicché la pressione all'interno aumenta fino a far esplodere il tappo. lave basiche, ricche di ferro e magnesio e povere di silice, hanno temperature più elevate (oltre i 1000 °C); sono perciò più fluide e associate a un'attività vulcanica di tipo effusivo (la lava fluida scorre liberamente).La lava in superficie si raffredda e solidifica rapidamente, dando origine alle rocce magmatiche effusive. 

• PRODOTTI VULCANICI SOLIDI: sono detti piroclasti, o materiali piroclastici, e sono costituiti da brandelli di lava solidificati prima di ricadere al suolo e da rocce preesistenti distaccate con forza per effetto dell'eruzione. I materiali piroclastici si distinguono in base alle loro dimensioni: i più voluminosi sono le pomici, estremamente leggere, le scorie, le bombe (a forma di proiettile), i blocchi e hanno diametro superiore a 64 mm; tra i 2 e i 64 mm sono lapilli, sotto i 2 mm ceneri e le più fini sono le polveri. 

VULCANI A SCUDO E VULCANI A STRATO

Il magma (sotto forma di lava) che fuoriesce da una frattura della crosta terrestre si accumula solidificandosi e forma imponenti edifici o montagne vulcaniche, più comunemente chiamati vulcani.

Se la fuoriuscita di lava è localizzata in un punto si ha un'eruzione centrale.
Se la fuoriuscita di lava avviene lungo lunghe fessure si ha un'eruzione lineare, come avviene sui fondali oceanici, dove la continua emissione di lava basaltica ha portato alla formazione delle dorsali oceaniche. 

La forma dei vulcani dipende dal tipo di magma, in particolare dalla sua fluidità

Vulcano a scudo

è più largo che alto; si origina da magma basico, quindi più fluido, per cui la lava tende a scivolare lungo i pendii del vulcano in formazione che sarà perciò relativamente piatto e ampio con un profilo arrotondato.

Vulcano a strato

E' costituito da una successione di strati di lava e di materiali piroclastici. Ha una forma a cono; si origina da magma acido, poco fluido; è più alto e con pareti più ripide, perché la lava solidifica rapidamente dopo la fuoriuscita dal cratere.

Caldera

Depressione prodotta dal crollo del tetto della camera magmatica

Duomo vulcanico (o lavico)

La lava molto densa si accumula sopra il cratere

STRUTTURA DEL VULCANO 

Tutti i vulcani sono costituiti dalle stesse parti:

• La camera magmatica (o bacino vulcanico), posta all'interno della crosta terrestre, che è il luogo in cui si raccoglie il magma;
• il camino (o i camini), che mettono in comunicazione il bacino magmatico con l’esterno;
• il cratere, che è lo sbocco del camino sulla superficie terrestre; se vi sono più camini, vi sono naturalmente anche più crateri.

Le eruzioni possono avvenire attraverso il cratere principale, alla sommità del vulcano (eruzioni sommitali) oppure attraverso un cratere secondario (o avventizio), situato lungo le pareti laterali del vulcano (eruzioni laterali) e collegato per mezzo di un camino accessorio alla camera magmatica.

VULCANISMO SECONDARIO

L'attività di un vulcano, dal momento della sua nascita, dura centinaia di migliaia di anni, fino alla sua completa estinzione.

L'attività può essere prolungata nel tempo (attività persistente), come avviene per lo Stromboli, attivo da più di 2000 anni, oppure può essere caratterizzata da brevi periodi eruttivi (attività parossistica); spesso si alternano, tra una fase di attività e l'altra, lunghi periodi di riposo, o quiescenza, durante i quali il vulcano appare spento (ma, in realtà non lo è): il Vesuvio, ad esempio, non erutta più dal 1944, tuttavia, è tutt'altro che spento e viene mantenuto costantemente sotto osservazione.

Nella fase finale della "vita" di un vulcano si manifestano i fenomeni di vulcanismo e magmatismo secondario, caratterizzati dall'emissione di gas e vapori. Tra questi fenomeni ricordiamo:

• Le fumarole: emissioni di acqua calda, vapore acqueo e anidride carbonica attraverso fessure del terreno, frequenti vicino a Napoli, alle pendici dell'Etna, in Sicilia, e, ancora, nelle Eolie.
• Le solfatare: sono emissioni di vapori caldi (150°C) ricchi di composti dello zolfo, dal colore giallo, che formano cristalli intorno al loro sbocco in superficie. Caratteristico è l'odore di uova marce.
• Le sorgenti termali: molto diffuse in Italia (Abano, Montecatini, Ischia, Bormio ecc.) sono costituite da acque calde, ricche di gas e sali minerali, spesso sfruttate per le loro proprietà terapeutiche.
• I soffioni boraciferi: come quelli di Larderello, sono getti di vapore acqueo, acido borico e altri gas che fuoriescono ad alta pressione e temperature di circa 200 °C attraverso fessure del terreno, raggiungendo fino a 20 metri di altezza e vengono sfruttati per la produzione di acido borico e di energia termoelettrica.
• I geyser: sono getti di acqua calda emessi a intervalli regolari, che possono raggiungere decine di metri di altezza. Famosi sono quelli dell'Islanda e quelli del Parco Naturale di Yellowstone, negli USA. L'acqua alla base del condotto sotterraneo del geyser si riscalda a contatto con il magma e diventa vapore che si libera nell'aria trascinando con sé l'acqua sovrastante solo quando ha raggiunto una pressione sufficiente a sollevare tutta la massa d'acqua.

ORIGINE E DISTRIBUZIONE DEI VULCANI

Se osserviamo la distribuzione geografica dei vulcani attivi sul nostro pianeta notiamo come essi siano concentrati solo in alcune "fasce" che corrispondono alle fasce in cui si verificano più terremoti. 
La più importante fascia vulcanica è rappresentata dalle dorsali oceaniche, che emettono dalle lunghe fessure della fossa tettonica enormi quantità di lava basaltica.
Una concentrazione di vulcani è presente nella cosiddetta "cintura di fuoco" del Pacifico, che comprende archi di isole vulcaniche situate a Nord (isole Aleutine) e a Ovest (Giappone e Filippine) e i vulcani delle Cordigliere americane a Est. In questi vulcani le eruzioni sono esplosive.
Questa particolare distribuzione di vulcani non è casuale, ma strettamente collegata alla struttura della litosfera: infatti, più del 90% dei vulcani è localizzato lungo i margini delle placche placche litosferiche. Solo il 5% dei vulcani è situato lontano dai margini delle placche e si ritiene che essi siano situati in corrispondenza dei punti caldi, zone caratterizzate da un notevole flusso di calore proveniente dalla profondità del mantello, con magmi basici. Il più noto di questi punti caldi si trova nell'arcipelago delle Hawaii e alimenta un imponente e vasto vulcano a scudo.
Nelle eruzioni esplosive possono verificarsi numerosi fenomeni che possono determinare gravi perdite di vite umane.
Innanzitutto, ceneri, lapilli, scorie e bombe vulcaniche possono ricadere al suolo, anche incandescenti: Pompei fu seppellita dall'eruzione del Vesuvio del 79 d.C. sotto uno strato di cenere e lapilli di 3 metri di spessore.
Gas e ceneri vulcaniche ad alta temperatura possono propagarsi orizzontalmente, a cerchi concentrici (ondate basali), come nelle esplosioni nucleari, provocando la morte per le elevate temperature o per asfissia.
Oppure, i materiali piroclastici, misti a gas, possono rotolare lungo il pendio del vulcano formando le nubi ardenti, come quella che distrusse la cittadina di St. Pierre nell'isola di Martinica. Anche in questo caso la temperatura è molto elevata (alcune centinaia di gradi centigradi) e la velocità può superare i 180 km/h.
I materiali piroclastici possono impregnarsi di acqua (proveniente dalle piogge, da neve o ghiaccio presenti sul vulcano, oppure da falde acquifere) e formare colate di fango, dette lahar, che rovinano a valle seppellendo interi centri abitati, come avvenne a Ercolano, che fu sepolta da un immenso lahar nell'eruzione del Vesuvio del 79 d.C.
Altri pericoli possono derivare da esalazioni di gas, anche in assenza di attività eruttiva: una nube di anidride carbonica che emanò dal lago vulcanico di Nyos in Camerun, nel 1986, provocò la morte di 1700 persone; o, infine, dalle frane conseguenti al crollo delle pareti del vulcano, che possono causare violenti maremoti, come quello che seguì l'eruzione del Krakatoa del 1883, causando oltre 36.000 vittime.

Approfondimenti





Isola vulcanica di Surtsey




Vesuvio

Eruzione di tipo pliniano

Deriva dei continenti e movimento delle placche

Già nel 1912 lo scienziato Alfred Wegener raccolse numerose prove a favore della teoria della deriva dei contitenti.
Secondo questa teoria, fino a 200 milioni di anni fa, i continenti erano riuniti in un'unica massa galleggiante sul mantello, un super continente chiamato Pangea, circondato da un'unico oceano, chiamato Panthalassa. Successivamente, la massa continentale, più leggera e meno densa del sottostante mantello, cominciò a fratturarsi in diverse parti, che, galleggiando su di esso, si allontanarono tra di loro, andando alla deriva, fino a raggiungere le attuali posizioni.
Wegener produsse numerose prove a sostegno della sua teoria; tra di queste le più valide sono le seguenti:

1. la linea della costa africana occidentale corrisponde perfettamente a quella della costa americana orientale
2. esiste una corrispondenza precisa anche nel tipo di rocce presenti: riavvicinando idealmente i due continenti troviamo una notevole coincidenza (stessa età, stesso tipo di deformazioni) nelle rocce presenti nelle due sponde
3. sono presenti fossili di piante e animali della stessa specie in entrambi i continenti, nonostante essi siano separati da vasti oceani

L'espansione dei fondali oceanici

Le prove decisive della validità della teoria  della deriva dei continenti giunsero solo alla fine degli anni Sessanta, grazie allo studio dei fondali oceanici, effettuato da navi munite di ecoscandaglio. Grazie agli ultrasuoni, queste navi hanno individuato la presenza di lunghissime catene montuose (complessivamente più di 60.000 Km) che si innalzano dai fondali (o pianure abissali) fino a 3000 m di altezza: le dorsali oceaniche.
Le dorsali sono solcate per tutta la loro lunghezza da profonde fosse, dette fosse tettoniche (o rift valleys) della larghezza di qualche decina di Km. 



La crosta che si forma spinge lateralmente quella già esistente, determinando una continua espansione dei fondali oceanici.
Finché le dorsali continuano a essere attive e a emettere nuova crosta, i fondali oceanici si espandono; contemporaneamente, mentre a livello delle dorsali si forma nuova crosta, sono state individuate zone dei fondali oceanici dove si ha distruzione della crosta, che si immerge e si fonde nel mantello: sono le fosse oceaniche, delle zone in cui il fondo dell'oceano raggiunge maggiori profondità, fino a 13 Km.

Cosa sono le placche?

Le placche terrestri sono formate dalla litosfera, l'involucro rigido che avvolge il pianeta, composto dalla crosta terrestre e dallo strato superiore del mantello.

Infatti su tutto il pianeta la litosfera è divisa in un gran numero di frammenti chiamate placche litosferica o zolle che trasportano su di esse oceani e continenti: possono esistere placche formate da sola crosta oceanica come quella del pacifico ma anche placche che trasportano crosta oceanica e continentale come la placche americana e africana sulla quale, oltre ai rispettivi continenti, insiste l’oceano Atlantico.
Come abbiamo già detto, il motore che muove le placche deriva dal moto convettivo del mantello. 
Si può immaginare che la litosfera, fredda e rigida, possa “galleggiare” sul sottostante mantello caldo e plastico, dove movimenti convettivi frammentano la litosfera e sospingono le placche tettoniche. Sotto la litosfera c’è quella parte del mantello chiamata astenosfera (dal greco asthenes = debole); le sue rocce parzialmente fuse si comportano come un liquido ad alta viscosità, meno denso e più plastico rispetto al mantello sottostante, una sorta di cuscinetto a sfere sul quale le placche possono scorrere e “galleggiare” sospinte dalle correnti convettive. Le placche galleggiano perché più fredde, meno dense e dunque più leggere (a parità di volume) rispetto al sottostante mantello astenosferico, in accordo con il ben noto principio di Archimede.

Margini convergenti

I geologici hanno studiato i comportamenti delle placche osservando quello che accade lungo i loro margini, in pratica si sono posti una semplice domanda: che cosa possono fare due placche confinanti?

designua / 123RF Archivio Fotografico

Due placche potrebbero avvicinarsi? E come potrebbero farlo se sono già a contatto? Semplice, basta che l’una scivoli sotto all'altra, in questo modo la più pesante (quella formata da crosta oceanica) scorrerà sotto la più leggera (quella formata da crosta continentale).
E dove va a finire la placca più pesante? S’inabisserà nel mantello terrestre (subduzione), dove temperature dell’ordine di migliaia di gradi la faranno fondere. E’ così che le placche muoiono e’ questo è il motivo per cui i margini convergenti sono anche chiamati distruttivi, perché consumano la litosfera attraverso la subduzione come sta avvenendo lungo le coste del Perù e del Cile.

Da Bosellini, modificato

Ma che cosa succede se si scontrano due placche formate da crosta continentale che hanno lo stesso peso? Nessuna delle due andrà in subduzione e si otterrà uno scontro dove, come negli incidenti automobilistici, si avrà una sorta di deformazione e "accavallamento" dei materiali coinvolti nel "sinistro" (i geologi parlano più correttamente deformazione e impilamento delle falde). Su scala planetaria questo fenomeno inspessisce la crosta terrestre, in altre parole è cosi che si creano le montagne, un fenomeno che i geologi chiamano orogenesi e interessa la catena alpino-himalayana.

Margini divergenti

Che cosa succede invece quando due placche si allontanano? Immaginiamo la litosfera tirata in due direzioni opposte dai moti convettivi. Come se fosse la pasta della pizza allungata tra le mani del pizzaiolo, la litosfera si assottiglierà fino al punto di lacerarsi, creando una lunga fessura che separerà, in due placche, la litosfera. Particolare curioso, è che la fessura, a causa dell’intenso calore, presenta i bordi inarcati verso l'alto, per cui assume la forma topografica di due catene montuose che corrono parallele separate da una valle, da qui il nome di dorsale medio oceanica. Dalla fessura, giungono in superficie i magmi provenienti dalla sottostante astenosfera che, colmando lo spazio lasciato vuoto dalle placche che continuano ad allontanarsi, producono un nuovo tipo di litosfera: la litosfera oceanica. Poiché “produttori” di nuova litosfera i margini divergenti sono chiamati anche margini costruttivi. La litosfera oceanica, sottile, densa e pesante provoca una depressione sulla crosta terrestre, sempre più ampia man mano che le placche si allontanano, in cui confluiranno le acque del pianeta: nasce un oceano.

Con quale velocità l'Atlantico si sta espandendo? Da 150 milioni di anni, l’Europa e l’America continuano ad allontanarsi l’una dall'altra, producendo nuova litosfera oceanica tra i due continenti. Questa litosfera, stirata e assottigliata, costituisce il fondale dell’oceano Atlantico che si allarga ogni anno di qualche centimetro man mano che i continenti si allontanano. Al centro dell’oceano una lunga fessura corre lungo la Dorsale Medio Atlantica separando la placca euro-asiatica da quella americana. Ecco spiegato perché ogni hanno il viaggio da Parigi a Washington diventa di qualche centimetro più lungo. 

Margini trasformi (o Conservativi)

Nel margine trasforme le due placche scivolano l'una rispetto all'altra, senza che vi sia né produzione di crosta, come avviene nelle dorsali oceaniche, né distruzione di crosta, come nelle zone di subduzione.
I margini trasformi sono sottoposti ad enormi tensioni che generano terremoti anche di notevole intensità.

Oltre all'attività sismica superficiale, non si verificano fenomeni endogeni di rilievo tranne che a volte è presente qualche vulcano sottomarino.

I margini trasformi sono presenti solamente nelle aree oceaniche, con un'unica eccezione: la faglia di S. Andreas, in California. 

faglia di San Andreas

Nelle fasi iniziali di apertura di un oceano le faglie interessano direttamente il continente. In questo caso, il margine continentale trasforme è caratterizzato da ripide scarpate tra continente e oceano. Esempi di margini continentali trasformi si trovano sulla costa africana tra Liberia e Camerun, cioè il lato settentrionale del Golfo di Guinea, e sulla costa brasiliana tra Recife e la Guyana.



Principali placche tettoniche

Le placche maggiori sono:

• Placca antartica
• Placca sudamericana
• Placca africana
• Placca indo-australiana
• Placca pacifica
• Placca nordamericana
• Placca euroasiatica

Minerali e Rocce

Un minerale è una sostanza naturale solida, con due caratteristiche fondamentali: 

1) una composizione chimica ben definita (o variabile entro ambiti ristretti) 

2) una disposizione ordinata e regolare degli atomi che la costituiscono, fissa e costante per ogni tipo di minerale.

I minerali sono in genere di origine inorganica, ma vengono considerati minerali anche sostanze come i carboni, gli idrocarburi e l’ambra, la cui formazione passa attraverso processi biologici. 

Per rocce si intendono gli aggregati naturali di minerali (corpi inorganici formati in seguito a processi spontanei). Tuttavia, al contrario di questi ultimi, le rocce non possono essere espresse o definite mediante formule in quanto non presentano una composizione chimica definita.


Quasi tutti i minerali hanno una struttura cristallina,  cioè un’«impalcatura» di atomi regolare e ordinata. Da questa struttura
 invisibile si origina la forma esterna del minerale, che è invece ben visibile e altrettanto regolare e che viene chiamata abito cristallino o cristallo.

Struttura del salgemma

 Un cristallo, quindi, è un solido geometrico con facce, spigoli e 
vertici che si originano per la crescita progressiva, atomo dopo atomo per miliardi di volte, di una struttura tridimensionale elementare di dimensioni infinitesime.
Tipici minerali a struttura cristallina sono il salgemma (cristalli a forma cubica) il quarzo, il diamante.

Salgemma

Anche il ghiaccio ha una struttura cristallina, anzi, il termine cristallo significa proprio ghiaccio (dal greco krystallos).

Ghiaccio

In alcuni minerali invece gli atomi sono disposti in modo disordinato  e il solido che ne deriva  non ha una forma geometrica  precisa , ma è amorfo (dal greco, "privo di forma").
L'ossidiana, come il vetro, non ha una struttura cristallina, ma è amorfa.

Ossidiana

La struttura cristallina di un minerale è riconoscibile a occhio nudo solo se il cristallo si è formato lentamente e ha avuto spazio sufficiente per svilupparsi.
Tuttavia, poiché i minerali si aggregano a formare le rocce, i singoli cristalli molto spesso non sono liberi di svilupparsi, perché sono limitati dalla presenza di altri cristalli, della stessa o di altra specie minerale.

Classi di appartenenza dei minerali principali

1. Elementi nativi : metalli (oro, argento, platino, rame, ferro); semimetalli (arsenico, bismuto); non-metalli (zolfo, diamante, grafite).
2. Solfuri : Galena (PbS), Pirite (FeS2)
3. Ossidi e Idrossidi: Ematite (Fe2O3)
4. Alogenuri : salgemma (NaCl), silvite, fluorite (CaF2)
5. Carbonati : Calcite (CaCO3), Dolomite (CaMg[CO3]2)
6. Fosfati : (PO4)3-: apatite, idrossiapatite, cloroapatite
7. Solfati: Anidrite (CaSO4), Gesso (CaSO4-2H2O)
8. Silicati : SiO4: nesosilicati, sorosilicati, ciclosilicati, inosilicati, fillosilicati, tectosilicati. Olivina (Mg,Fe)2 SiO4, granati, pirosseni (SiO3), anfiboli (Si4O21), miche, minerali argillosi (Si2O5), feldspati (SiO2), berilli, quarzo. 

La classe dei silicati comprende numerosi minerali:
i silicati, infatti, formano più del 90% della crosta terrestre. 
Se il carbonio è l’elemento caratteristico del mondo vegetale e animale, il silicio lo è del mondo minerale. Non è un caso che entrambi gli elementi appartengono allo stesso gruppo della tavola periodica (gruppo IV). Infatti, sia pure in modo più limitato, il silicio come il carbonio, ha la proprietà di formare catene di atomi e quindi di poter dare origine ad un’ampia gamma di composti. Nei silicati gioca un ruolo determinante l’ossigeno: non si hanno, infatti, catene –Si-Si-, bensì –O-Si-O-Si- che possono essere lineari, ramificate, cicliche, intrecciate tra loro. Tutti i silicati hanno come unità base il gruppo SiO₄ in cui un atomo di silicio è al centro di un tetraedro ai cui vertici si trovano quattro atomi di ossigeno.

Questi tetraedri si possono trovare isolati, come nel caso dell'olivina (neosilicati), oppure riuniti a formare catene lineari singole (pirosseni) e doppie (anfiboli), lamine sottili (miche) o strutture tridimensionali complesse (quarzo, feldspati). Il collegamento tra i tetraedri è ottenuto per mezzo degli atomi di ossigeno, che fanno da "ponte" tra un tetraedro e l'altro. Man mano che la struttura si fa più complessa, aumenta il numero di atomi di ossigeno in comune tra i tetraedri collegati e aumenta pure il rapporto tra atomi di silicio e atomi di  ossigeno (da 1:4 nell'olivina a 1:3 nei pirosseni e negli anfiboli, a 1:2,5 nelle miche e 1:2 nel quarzo),  cioè, se il rapporto aumenta, il numero degli atomi di ossigeno diminuisce. La forma dei silicati varia a seconda di come i tetraedri di SiO4 si collegano tra di loro: pirosseni e anfiboli hanno forma allungata (catene di SiO4 ), le miche hanno una struttura appiattita, a lamine.

L'olivina chiamata anche Peridoto è un minerale silicatico che fa parte dei nesosilicati, caratterizzati da tetraedri isolati di SiO₄.

L'enstatite  [MgSiO₃-(Mg,Fe)SiO₃ ] è un ortopirosseno ricco in Mg, comune in peridotiti e gabbri; ma si trova comunemente anche in molte rocce metamorfiche di alto grado.

L'antofillite è un minerale, un anfibolo appartenente al sottogruppo degli anfiboli di magnesio-ferro-manganese 

Il talco [Mg₃Si₄O₁₀(OH)₂] è un minerale, un fillosilicato di magnesio, molto diffuso sulla Terra e il cui uso è noto sin dall'antichità.

Il quarzo (diossido di silicio, SiO₂,^[1] dal tedesco Quarz^[?·info][2]) è il secondo minerale più abbondante nella crosta terrestre (circa il 12% del suo volume^[3] ) dopo i feldspati.

Feldspato è il nome di un importante gruppo di minerali che costituiscono probabilmente il 60% della crosta terrestre. 

I silicati si dividono anche in:
-SIALICI (o acidi), ricchi di silicio e alluminio (quarzo, feldspati, plagioclasi)
-FEMICI (o basici), che contengono ferro e magnesio, di colore scuro (olivina, pirosseni, anfiboli)

LE ROCCE

La roccia è un aggregato naturale di più minerali

Le rocce si classificano in tre gruppi:

1- ROCCE IGNEE O MAGMATICHE
2- ROCCE SEDIMENTARIE
3- ROCCE METAMORFICHE

ROCCE MAGMATICHE

Derivano dal magma, una massa di materiale fuso, a temperatura elevatissima. Dall'interno della crosta terrestre o del mantello sottostante, dove si hanno temperature e pressioni elevatissime, il magma può risalire più in superficie, dove trova temperature più basse, quindi si raffredda e diventa solido. Si formano così le rocce magmatiche.
Le rocce magmatiche si dividono in:

1-ROCCE INTRUSIVE: sono le rocce magmatiche che si sono solidificate all'interno della crosta terrestre, con un lento raffreddamento ed in condizioni di elevata pressione dovuta alle rocce soprastanti. La solidificazione dei magmi avviene a temperature superiori ai 600-700 °C ed in tempi molto lunghi, per cui i cristalli che si formano sono di grandi dimensioni con aspetto di granuli. Il magma fluido tende, inoltre, ad insinuarsi in cavità di altre rocce o di roccia da poco solidificatasi ove si solidifica esso stesso formando dei filoni o delle tasche.Le rocce intrusive possono venire alla superficie a causa dei movimenti della crosta terrestre e degli effetti demolitivi degli agenti meteorici sulle rocce soprastanti.La struttura delle rocce intrusiva è detta granitoide, dal granito che è l'elemento più rappresentativo.

2- ROCCE EFFUSIVE: sono rocce magmatiche che si solidificano a contatto con l'aria; il magma fuoriesce dalla crosta terrestre attraverso condotti o fenditure e, rapidamente, solidifica con un brusco passaggio da temperature di circa 1000 -1300 °C alla temperatura ambientale, con l'abbassamento di pressione di alcune migliaia di atmosfere e la dispersione delle sostanze gassose nell'aria. Pertanto la cristallizzazione in elementi di dimensioni visibili ( fenocristalli ) avviene solo in piccola parte in profondità e durante il passaggio attraverso la crosta, mentre la maggior parte dei fusi solidifica alla superficie in cristalli molto minuti o, in alcuni casi, in massa amorfa ( vetro ). La struttura delle rocce effusive è detta porfirica, dal porfido che è l'elemento più rappresentativo.

ROCCE SEDIMENTARIE

Originano da depositi di frammenti di rocce e minerali di diversa provenienza (sedimenti) attraverso un complesso processo che comprende le seguenti fasi:

1. EROSIONE DELLA ROCCIA MADRE: l'erosione e l'alterazione chimica delle rocce esposte agli agenti atmosferici (vento, pioggia, corsi d'acqua, gelo e disgelo ecc.) determinano la formazione dei frammenti;
2. TRASPORTO DEI DETRITI: i frammenti vengono successivamente trasportati per spinta meccanica dal vento, dai ghiacciai, o dalle acque;
3. SEDIMENTAZIONE DEI DETRITI: i frammenti (ad esempio quando si riduce la velocità della corrente di un fiume), si depositano formando dei sedimenti, che si accumulano in strati via via sempre più spessi;
4. LITIFICAZIONE: ossia, trasformazione dei sedimenti in rocce. L'accumulo dei sedimenti determina una compressione dei sedimenti più profondi che vanno incontro a una compattazione, per effetto della pressione su di essi esercitata. Alla compattazione segue poi la cementazione dei sedimenti: le acque che si infiltrano tra i sedimenti depositano varie sostanze minerali che agiscono da "cemento".

La caratteristica più appariscente delle rocce sedimentarie sono gli strati; questi sono dovuti proprio perché i sedimenti si accumulano strato su strato fino a quando gli strati sottostanti sono così compatti che diventano consistenti quasi come una roccia ignea. 

ROCCE METAMORFICHE

Derivano da rocce appartenenti ai due precedenti gruppi che hanno subito una trasformazione (metamorfosi) della composizione mineralogica e della struttura. Le trasformazioni si verificano quando le rocce si vengono a trovare in condizioni di temperatura e pressione profondamente diverse da quelle in cui si sono formate.
In ogni caso, l'aumento di pressione e temperatura modifica la struttura cristallina dei minerali, che si dispongono in modo diverso. La trasformazione delle rocce metamorfiche avviene sempre allo stato solido, cioè non raggiungono la temperatura di fusione.

Tra le metamorfiche particolarmente noti sono: i marmi, che derivano dal calcare ricristallizzato; gli gneiss, che derivano da rocce argillose (ma anche dal granito); l'ardesia derivata da un'argillite.
Buona parte di queste rocce si forma per mezzo di grandi deformazioni della crosta terrestre, che portano alla formazione di catene montuose (orogenesi).

Tipi di metamorfismo

1. Metamorfismo regionale
2. Metamorfismo da pressione (o da carico)
3. Metamorfismo di contatto 

LA STRUTTURA DELLA TERRA

Introduzione

La superficie del nostro pianeta è costituita da una parte rocciosa, prevalentemente solida, detta litosfera, una parte liquida, detta idrosfera (che comprende tutte le acque presenti sulla Terra: mari, laghi fiumi, acque sotterranee, ghiacci polari e ghiacci di montagna) e una parte aeriforme, l'atmosfera.

L'interno della Terra costituito da tre involucri fondamentali, diversi per spessore, composizione e densità, ai quali si dà il nome di crosta, mantello e nucleo. Il centro della Terra si trova ad una profondità di 6371 Km.

Il modello della struttura interna della Terra si basa soprattutto sullo studio delle onde sismiche che si propagano in profondità. La velocità di queste onde rivela brusche variazioni a profondità precise, che segnalano la presenza di strati differenti, ossia di discontinuità che segnano il limite  tra le varie parti del pianeta: tra crosta e mantello, tra mantello e nucleo e tra nucleo esterno e nucleo interno.

La crosta

La crosta terrestre è lo strato più esterno: costituisce un involucro rigido e sottile, delimitato verso il basso dalla discontinuità di Mohorovicic´, dal nome del suo scopritore, il geofisico iugoslavo A. Mohorovicic´ (1857-1936), detta anche più semplicemente Moho. La crosta terrestre viene distinta in crosta continentale, quella che costituisce i continenti, e crosta oceanica, che forma i fondali oceanici; esse differiscono per spessore, densità e composizione.

La crosta continentale ha uno spessore medio di 35-40 km, ma può arrivare fino a più di 70 km in corrispondenza delle più alte catene montuose. Ha una densità attorno a 2,8 g/cm³ ed è composta essenzialmente da rocce granitiche (rocce intrusive), via via più basiche procedendo dalla superficie verso la Moho. Inoltre, le rocce che la costituiscono possono avere diverse età, fino a circa 4 miliardi di anni.

La crosta oceanica, più sottile rispetto alla crosta continentale, ha uno spessore medio di circa 7-10 km e una densità media di 3 g/cm³ ed è costituita da rocce basaltiche (rocce effusive) ricche di alluminio, silicio, ferro. La crosta oceanica risulta ovunque tripartita: in superficie essa è coperta da uno spesso strato di rocce sedimentarie, soprattutto fanghi silicei e calcarei (strato 1), al di sotto si ritrova ovunque un grosso strato di rocce eruttive basaltiche (strato 2), che in profondità passa a gabbro (roccia intrusiva) (strato 3). L'età delle rocce che costituiscono la crosta oceanica non supera i 200 milioni di anni.

Il mantello

Al di sotto della discontinuità di Moho comincia il mantello, che si estende fino alla discontinuità di Gutenberg, alla profondità di circa 2900 km. La densità passa da circa 3 g/cm³ in prossimità della Moho sino a 5,6 g/cm³ nelle parti più profonde; in esso la temperatura aumenta da poche centinaia di gradi, vicino alla Moho, fino a più di 4000 °C presso la discontinuità di Gutenberg; anche la pressione aumenta con la profondità, da 9 kbar a circa 1400 kbar (1 kbar = 1000 bar, circa mille volte il valore della pressione atmosferica a livello della superficie terrestre). Il mantello è composto da rocce dense e pesanti, relativamente povere di silicio ma ricche di ferro e magnesio.

Il nucleo

Al di sotto della discontinuità di Gutenberg si trova il nucleo, un grosso nocciolo il cui raggio misura circa 3470 km, più di metà del raggio terrestre. La densità è di circa 10 g/cm³ a livello della discontinuità di Gutenberg e aumenta progressivamente fino a circa 13,5 g/cm³, il che depone a favore dell'idea di un brusco cambiamento della composizione chimica; la temperatura sale da 4000 °C in prossimità del mantello fino a oltre 5000 °C al centro della Terra; anche la pressione aumenta da 1400 kbar fino a oltre 3600 kbar.
Lo studio delle onde sismiche ha inoltre permesso di distinguere nel nucleo due strati: il nucleo esterno, liquido, in cui le onde sismiche di tipo S non si propagano, separato dalla discontinuità di Lehmann dal nucleo interno, solido.
In merito alla composizione chimica del nucleo, si possono fare solo delle ipotesi: attualmente si tende a credere che esso sia composto da una lega di elementi come il ferro e il nichel, forse con l'aggiunta di altri elementi più leggeri, come lo zolfo e il silicio. Il nucleo è responsabile di una delle caratteristiche peculiari della Terra, la presenza di un campo magnetico terrestre. Questo può essere registrato da strumenti come la bussola e anche dalle rocce al momento della loro formazione e nel tempo può subire variazioni tanto forti da portare allo scambio di posizione dei poli stessi.

approfondimento: Scoperto il doppio nucleo del pianeta con la tomografia sismica

La Litosfera

la crosta terrestre e la parte superiore del mantello (mantello litosferico) costituiscono un'unica struttura rigida, indicata con il nome di litosfera (dal greco lithos, pietra), il cui spessore varia da circa 70 km, sotto i bacini oceanici, a circa 100 km sotto i continenti, ma può raggiungere spessori di 300 km sotto le aree continentali più antiche. Se sottoposta a tensioni, la litosfera si comporta in modo prevalentemente rigido ed è suddivisa in un certo numero di placche , in movimento relativo tra loro, galleggianti sopra l'astenosfera. 

I MOTI CONVETTIVI DEL MANTELLO

1. Il motore interno della Terra

L'effetto del terremoto del 1885 a Bussana Vecchia (IM) a sinistra, il vulcano Stromboli a destra - Foto M.Pregliasco

I vulcani sono una chiara manifestazione del calore della Terra. Pochi sanno che anche i terremoti sono una conseguenza dell’energia termica interna, il motore capace di metterne letteralmente in moto la superficie terrestre e di creare manifestazioni talvolta devastanti. La dinamica profonda del pianeta è il risultato di un fenomeno fisico di grande importanza: la convezione, osservabile in un comune termosifone.

2. Come un termosifone

E’ la convezione, il fenomeno fisico, che permette al motore interno della Terra di muovere le rocce all'interno del pianeta. E’ qualcosa che, su scala molto più piccola, fa il nostro termosifone con l’aria contenuta all'interno della stanza. Il termosifone è molto più caldo rispetto all'ambiente che lo circonda. L’aria a contatto del calorifero si scalda e, divenuta meno densa e più “leggera”, sale verso l’alto, richiamando verso il basso l’aria fredda dell’ambiente, più densa e “pesante”. S’innesca un movimento circolare di aria calda – aria fredda chiamata cella convettiva.
La stessa cosa avviene nelle rocce all'interno della Terra, perché tra la superficie e l’interno del pianeta c’è una grande differenza di temperatura (alcune migliaia di gradi).
Per scambiare il calore tra il sopra molto freddo e il sotto molto caldo le rocce si spostano: ciò che è caldo, perciò leggero, sale; mentre ciò che è freddo, più denso e pesante, scende.  Risalendo in superficie, le rocce calde si raffreddano e, aumentando la loro densità, sprofondano nuovamente all'interno del pianeta dove, riscaldandosi nuovamente, alimentano il moto delle celle convettive. Ecco che così, nelle rocce all'interno della Terra, il fenomeno fisico della convezione muove ingentissime masse di materiali e produce notevoli fenomeni geologici sulla superficie.
Guarda il video su youtube "Eath power Of the Planet"

3. Dove si trova il motore?

Image credit: JohanSwan / 123RF Archivio Fotografico - Modificato da M.Pregliasco

Noi viviamo sulla crosta terrestre, lo strato più esterno del pianeta, spesso appena dai 7 ai 70 Km.
Sotto di essa, i geofisici hanno individuato il motore interno della Terra, situato nel mantello, un guscio spesso 2900Km, che arriva fino al nucleo esterno del pianeta.
Nel mantello le rocce non sono immobili, ma si spostano soggette alla convezione, un fenomeno che ha importanti ripercussioni sulla crosta terrestre, modificandone profondamente l’aspetto della superficie e, attraverso il calore rilasciato dai moti convettivi, contribuisce a riscaldarla.
La convezione del mantello è responsabile della frantumazione della litosfera (l’involucro esterno rigido della Terra composta dalla crosta e da una piccola porzione di mantello) in placche tettoniche, e della conseguente deriva dei continenti, che oggi è chiamata, più correttamente, teoria della tettonica delle placche.

4. L'origine del calore della Terra

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Scendendo nelle profondità della crosta il calore aumenta, approssimativamente di 2-3 °C ogni 100 metri di profondità (gradiente geotermico). Se quest’andamento si mantenesse costante il centro della Terra avrebbe una temperatura di 190.000 °C, il ché comporterebbe la totale fusione del pianeta.
Fortunatamente per noi, la temperatura interna della Terra segue una curva chiamata geoterma, per la quale si mantiene, per lo più, al di sotto della temperatura di fusione delle rocce. Ciò non toglie che la terra è calda, ed è tanto più calda quanto ci avviciniamo al suo nucleo. Ma da dove arriva tutto questo calore?
Gran parte del calore della Terra (circa il 40%) deriva dal decadimento degli isotopi radioattivi (uranio, torio e potassio) presenti nelle rocce.
Il resto è da attribuire al calore primordiale, generato 4.550 milioni di anni fa, quando si formò il nostro pianeta e giunto fino ai nostri giorni in gran parte.

5. Pressione, temperatura e uova sode

Image credit: JohanSwan / 123RF Archivio Fotografico - Modificato da M.Pregliasco

Come può essere che le rocce a temperature superiori a 1000°C, e anche più, siano solide? Con tutto quel calore l’interno della Terra non dovrebbe essere completamente fuso?
Il passaggio di stato (solido, liquido, aeriforme) non è solo questione di temperatura, ma è anche legato alla pressione, proprio come la difficoltà di far cuocere un uovo sul Monte Bianco: a 5000 metri di altezza, la pressione è nettamente ridotta rispetto al livello del mare, ragione per la quale l’acqua bolle prima, a 70 gradi. Al contrario, aumentando la pressione, i materiali fondono a temperatura più alta.
Ora immaginate di reggere miliardi di tonnellate di roccia sopra la vostra testa: non sentireste una certa “pressione” sopra di voi? Ed è proprio quello che succede ai materiali man mano che si procede verso il centro della Terra: la temperatura aumenta ma aumenta il peso delle rocce sovrastanti (carico litostatico) e quindi la pressione.
Ed è questo il motivo per cui le rocce possono rimanere solide a grandi temperature (ad eccezione del nucleo esterno nel quale la temperatura supera comunque la capacità della pressione di tenerlo solido).

Gli scienziati confrontando il grafico delle temperature, delle pressioni e formulando ipotesi sulla composizione chimica del pianeta sono riusciti a ricostruire l’interno del pianeta Terra.

6. I moti convettivi nel mantello:
sono possibili ?

parte di questa immagine proviene da wikipedia

La convenzione è un fenomeno causato da differenze di temperatura e densità in un fluido, per il quale correnti calde di materiale salgono verso quelle più fredde, mentre quelle fredde ridiscendono, instaurando movimenti circolari chiamati celle convettive (vedi “i moti convettivi” per saperne di più).
Perché si possa instaurare la convezione è necessario che nel mantello via sia una differenza di temperatura tra la superficie e la zona più profonda (differenza stimata nell'ordine di 2500 °C) e che il materiale sia liquido, cosa improbabile vista l’altissima pressione  all'interno del pianeta che impedisce alle rocce di fondere.
Perciò ci si chiede: è possibile avere moti convettivi nel rigido materiale roccioso che impedirebbe alle sue parti di muoversi?
La risposta sembrerebbe essere sì, e l’andamento della temperatura all'interno del mantello conforta questa ipotesi: se si esclude la zona vicino al nucleo e a contatto con la crosta, essa aumenta molto lentamente con la profondità, solo 0,5 °C per Km (Press-Siever 2006), perché i moti convettivi rimescolano il materiale impedendo al calore di aumentare rapidamente.

Una pallina di piombo alla quale è stata applicata una pressione di 1kg per alcuni giorni su una candela di cera - foto M.Pregliasco

La cera è un ottimo esempio di come certi materiali solidi si comportino come un fluido molto viscoso se sollecitato in tempi abbastanza lunghi. Se lasciamo cadere un peso sopra ad una candela esso rimbalzerà venendo bruscamente a contatto con un corpo rigido. Ma se lasciamo agire il peso sulla cera per un tempo sufficientemente lungo (ore o giorni) esso penetrerà in profondità come se fosse immerso in un liquido. Anche le rocce del mantello rispondono in modo rigido alle sollecitazioni di breve durata (quali le scosse di terremoto), ma diventano plastiche quando soggette a sforzi molto prolungati nel tempo, nell’ordine dei milioni di anni, in condizioni di alta pressione e temperatura che consentono l’instaurarsi dei moti convettivi.

7. La circolazione nel mantello

da wikipedia - modificato da M.Pregliasco

Le rocce del mantello terrestre sono rimescolate continuamente secondo le leggi della convezione: il materiale più caldo risale verso la superficie dove, cedendo calore all’atmosfera, si raffredda diventando denso e pesante per ridiscendere negli strati più caldi del pianeta e ricominciare il ciclo. S’instaurano i movimenti circolari delle celle convettive.
Nel modello a circolazione convettiva unica, la cella convettiva si sviluppa per tutta la profondità del mantello e il materiale riciclato giunge fino al contatto con il nucleo esterno (v. lato destro della figura).
Tuttavia alcuni scienziati sostengono che il mantello si possa dividere in due strati: uno superiore e uno inferiore, ognuno dei quali è interessato da un proprio sistema di celle convettive. Questa ipotesi è chiamata circolazione convettiva a strati (v. lato sinistro della figura).

8. La tettonica delle placche

da wikipedia - modificato da M.Pregliasco

Il primo effetto, molto importante, è sicuramente la tettonica delle placche, che fa muovere le zolle continentali. La convezione non solo fa muovere le placche sulla superficie, ma, riesce a farle letteralmente affondare all’interno del mantello terrestre.
Conseguenza della tettonica delle placche sono i terremoti che si scatenano sulla superficie rigida della litosfera.
Moti convettivi e tettonica delle placche sono i responsabili di un altro effetto dirompente sulla superficie terrestre: i vulcani.
Per saperne di più crf. La tettonica delle placche: come funziona?

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