Vulcani e terremoti
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Vulcani e terremoti |
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| La struttura interna della terra | |
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All’inizio tutta la massa dell’universo era concentrata in un’unica sfera con valori enormi di densità e temperatura. Circa 18 miliardi di anni fa questo atomo primoriale subì una gigantesca esplosione: il Big Bang. Dopo l’esplosione del Big Bang un’enorme nube di gas e polveri cosmiche, grazie alla forza di attrazione reciproca delle particelle, cominciò a collassare, cioè, a contrarsi e ad addensarsi verso il centro. La nebulosa, così formata, iniziò a ruotare su se stessa sempre più velocemente e ad assumere la forma di un disco. |
| Così nacque il sistema
solare con il sole e i pianeti e, tra questi, la
terra. Per indagare sull’interno
della terra non si può procedere per vie dirette, ma si deve fare
riferimento ad informazioni indirette. Gli scavi più profondi, fin
ora effettuati, non superano
i 15 Km, ben poco rispetto ai 6378 Km del raggio terrestre. Una prima
informazione ci è data dal calcolo della densità media della
Terra pari a 5,5 g/cm3. La densità delle rocce più superficiali è di 2,7 g/cm3 perciò si deve concludere che la densità va aumentando, man mano che si procede verso il nucleo, costituito da materiali molto più pesanti, con densità uguale almeno a 7 g/cm3. L’aumento della densità verso l’interno si raccorda con le teorie sull’origine del pianeta, secondo il quale i materiali più pesanti sarebbero affondati verso il centro. Seconda deduzione per cui l’interno della terra è formato da ferro e nichel nasce dal confronto con le meteoriti, frammenti di pianeti esplosi provenienti dallo spazio, che in prossimità della terra vengono attratti dalla forza di gravità e precipitano sul pianeta. Alcune meteoriti hanno natura rocciosa, altre sono costituite da leghe metalliche del tipo ferro-nichel. Anche le misure del flusso termico proveniente dalla profondità della terra forniscono utili indicazioni sulla struttura interna del pianeta. Nella parte più superficiale la temperatura aumenta di circa 3° C ogni 100 metri (gradiente geotermico). La variazione di temperatura non è proporzionale alla profondità, se così fosse al centro della terra dovrebbero esserci 200.000° C, mentre le temperature stimate sono di circa 4300° C. Pare che il calore terrestre interno sia un residuo dell’incandescenza del pianeta nei primi stadi della sua formazione. Il maggiore contributo viene dallo studio delle onde sismiche, la cui velocità di propagazione dipende dalle caratteristiche fisiche delle rocce attraversate e risulta direttamente proporzionale alla densità. Quando si registra una violenta scossa di terremoto, in alcune zone della terra, vengono avvertite sia le onde primarie (P), sia le onde secondarie (S). In altre zone, dette zone d’ombra, non vengono avvertite né le onde P, né le onde S, e in altre ancora arrivano solo le onde P. In corrispondenza di zone di discontinuità le onde sismiche vengono deviate. Le onde S arrivate a circa 2900 Km di profondità non si propagano più, mentre le onde P vengono deviate. Poiché si sa che le onde S non attraversano i liquidi, a questa profondità il materiale terrestre deve essere, necessariamente, allo stato liquido. I dati così emersi hanno permesso di elaborare un modello secondo il quale il nostro pianeta è formato da tre gusci concentrici: crosta, mantello e nucleo. Questi gusci risultano separati da brusche superfici di discontinuità, in corrispondenza delle quali la velocità delle onde sismiche varia repentinamente. La crosta rappresenta lo strato più superficiale e più sottile della Terra (1% del raggio terrestre). Essa è costituita da rocce in cui prevalgono minerali come silicati di alluminio e perciò viene chiamata SIAL . La crosta si differenzia in crosta oceanica e crosta continentale per la diversa densità (maggiore per quelle oceaniche) e composizione litologica. La crosta presenta spessori minimi sotto gli oceani 4 – 5 Km e spessori massimi sotto le catene montuose 80 Km. Sotto la crosta si trova la discontinuità di MOHOROVICIC. La crosta insieme al mantello litosferico costituisce la LITOSFERA. Il mantello si spinge fino alla discontinuità di GUTEMBERG , a 2900 Km di profondità dalla superficie e pertanto occupa l’80% del volume terrestre. Essenzialmente è formato da silicati di magnesio e viene chiamato SIMA . Il mantello si può suddividere in tre parti: una parte più rigida chiamata mantello litosferico, una parte più plastica detta mantello astenosferico o astenosfera e un mantello inferiore rigido. Si pensa che il nucleo sia formato in prevalenza da ferro e nichel ed è perciò detto NIFE. Il nucleo è suddiviso in una parte esterna liquida e in una parte interna solida, separate tra loro dalla discontinuità di LEHMANN a circa 5000 Km di profondità. |
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La dinamica della crosta terrestre
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La teoria della deriva dei continenti Nel 1912 Alfred Wegener propose la teoria della deriva dei continenti, secondo la quale la crosta, prodotta dal lento raffreddamento, non era immobile ma aveva subito fratture e spostamenti nel corso delle ere geologiche. Wegener disse che inizialmente esisteva un unico continente detto Pangea, nel quale erano riuniti tutti i blocchi che oggi vediamo separati, mentre le acque erano riunite in un unico oceano il Panthalassa. Questi blocchi, galleggiando come zattere di SIAL sul sottostante SIMA, si sarebbero spostati per effetto di due forze. |
| La prima, determinata dalla fuga dai poli, spinse l’Eurasia verso l’equatore e provocò la formazione dell’imponente sistema alpino–himalaiano. La seconda provocò la deriva verso ovest delle Americhe e la formazione delle Montagne rocciose e della Cordigliera delle Ande. Le argomentazioni a sostegno della teoria non convinsero gli studiosi del tempo, Wegener non riuscì ad individuare le vere cause poiché chiamò in gioco il moto rotatorio terrestre, il campo gravitazionale e la spinta idrostatica. Le formazioni rocciose del Sudamerica e dell’Africa presentavano sorprendenti analogie. In numerose regioni che si affacciano sull’Oceano Atlantico furono trovati fossili simili in terreni precedenti a 200 milioni di anni fa. I depositi glaciali che si trovavano in Sudamerica, Sudafrica, India e Australia attestavano il verificarsi contemporaneo di un’unica glaciazione. Circa 200 milioni di anni fa esisteva il Pangea, il continente unico circondato dal Panthalassa, l’oceano Pacifico primordiale. La Tetide, il Mediterraneo primordiale, era una grande baia che separava l’Africa dall’Eurasia. Dopo 20 milioni di anni di deriva, alla fine del Triassico, il Pangea si separa in due grossi blocchi: Laurasia, a nord, e Gondwana, a sud. Quest’ultimo comincia a frammentarsi e l’India rimane libera in seguito ad una frattura a forma di Y. La Fossa della Tetide si evolve ulteriormente. Dopo 65 milioni di anni, alla fine del Giurassico, si delineano gli Oceani Atlantico Settentrionale e Indiano, mentre ha inizio l’Atlantico Meridionale da una frattura tra l’Africa e l’America Meridionale. Una rotazione della massa continentale Eurasiatica comincia a chiudere la Tetide. Dopo 135 milioni di anni, alla fine del Gretaceo, l’Atlantico Meridionale è completamente aperto. Una nuova frattura stacca il Madagascar dall’Africa, mentre un’altra, a Nord, delinea il margine orientale della Groenlandia. L’Australia è ancora unita all’Antartide. Negli ultimi 65 milioni di anni si delinea il mondo dello stato attuale. Nel Cenozoico e nel Quaternario l’India completa il suo spostamento verso nord andando a collidere con l’Asia e dando vita all’Himalaya. L’Antartide e l’Australia si separano, mentre la frattura Nordatlantica penetra nell’area dell’Oceano Artico. |
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La tettonica a placche | |
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A seconda di come avviene il movimento tra due placche adiacenti, possiamo distinguere tre diversi tipi di margini. |
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Margini Trasformi In essi le placche scivolano l’una accanto all’altra (lateralmente) senza che si verifichi né creazione, né distruzione di fondi oceanici, per questo vengono detti conservativi. La linea di contatto tra due margini trasformi prende il nome di faglia. La più nota è la faglia di Sant’Andreas in California: qui la zolla americana e la zolla pacifica sono a contatto e si muovono orizzontalmente in senso opposto. Il movimento lungo la faglia di Sant’Andreas non è regolare, ma avviene a scatti e ogni scatto provoca un terremoto. Si tratta, quindi, di una zona ad elevato rischio sismico. Nel 1906, in occasione del disastroso terremoto che colpì la città di San Francisco, in alcune zone, lo spostamento era stato di circa sette metri.
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Margini Divergenti In essi le placche si allontanano e si dicono costruttivi perché il magma che proviene dall’astenosfera, una volta raffreddatosi, dà origine a nuovi fondi oceanici Margini Convergenti In essi le placche
collidono reciprocamente e si
dicono distruttivi perché lungo di essi avviene il processo di
subduzione, il quale provoca la continua distruzione dei fondi
oceanici. La distruzione si verifica lungo i margini convergenti dove
avviene il fenomeno della subduzione. La superficie lungo la quale una
placca scorre sotto un’altra prende il nome di piano di Benioff.
Questo si spinge per centinaia di chilometri nel mantello terrestre fino a
che la placca subdotta non fonde completamente per effetto delle elevate
temperature. | |
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Quando due placche oceaniche entrano in collisione, una delle due si piega e comincia a scorrere sotto l’altra con le seguenti conseguenze:
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1-Formazione di una fossa destinata ad alimentare l’attività effusiva e di un arco vulcanico sottomarino (sistema arco-fossa) La cintura di Fuoco Circumpacifica è un esempio di sistema arco-fossa, costituito da numerose catene di isole vulcaniche associate a profonde fosse con un’intensa attività sismica e vulcanica
2-Archi
vulcanici insulari: pian piano l’attività eruttiva dà vita ad edifici vulcanici che
emergono dal mare come isole vulcaniche come le isole
Aleutine, l'arcipelago del Giappone, le isole Filippine, le isole
Figi, Polinesia, e le isole Hawai… | |
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Quando una placca oceanica e una placca continentale entrano in collisione, la prima si piega e comincia a scorrere sotto la seconda con le seguenti conseguenze: |
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1-Formazione
di una fossa destinata ad alimentare l’attività effusiva a ridosso del continente
(sistema arco-fossa) 2 Allineamento
di numerosi vulcani sul margine esterno del continente (catena
vulcanica) 3-Sollevamento
del bordo del continente per gli intensi sforzi compressivi e formazione
di una catena montuosa L'esempio più classico sono le catene montuose lungo il margine occidentale delle due Americhe dove sono presenti manifestazioni vulcaniche attive ed estinte, e frequenti fenomeni sismici.
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Quando due
placche continentali entrano in collisione, la subduzione interessa
solamente la parte più profonda della litosfera, poiché la crosta
continentale è troppo leggera e non affonda nelle rocce più dense del
mantello La conseguenza è una sola: l’orogenesi di una catena
montuosa al contatto tra i due continenti.
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| L’esempio più classico è il sollevamento
della catena Himalayana verificatosi dallo scontro tra il
continente asiatico e la placca Indiana. In modo analogo si sono formati i
Monti Appalachi e i Monti Urali. Nel Mediterraneo lo scontro tra placche
continentali ha dato vita alle Alpi, agli Appennini, ai Pirenei, alle Catene Nordafricane.
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L'attività vulcanica |
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Ogni volta che il magma trova una fenditura nella crosta della terra ha la possibilità di risalire dal bacino magmatico, posto ad alcuni chilometri di profondità, così effonde all’esterno, dando vita al cono di un vulcano, con uno o più crateri. Il magma, quando arriva in superficie, ha perso gran parte dei gas che conteneva in origine o ha subito delle trasformazioni chimiche durante l’attraversamento del camino vulcanico. Il nome che si dà al magma prossimo alla superficie è LAVA. |
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In base al contenuto
di silice le lave si distinguono in due categorie fondamentali:
lave acide, cioè ricche di silice, e lave basiche ossia
povere di silice. La composizione delle lave si ripercuote sugli aspetti
fisici delle lave e degli edifici vulcanici a cui danno
origine.
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Le colate laviche, in base al loro aspetto si suddividono in diverse categorie LAVE A CORDA , LAVE SCABROSE, LAVE A BLOCCHI, LAVE A CUSCINI E LAVE COLONNARI. Le lave a corda sono molto fluide, presentano superfici ondulate, ma non scabrose. La lava inizialmente solidifica in superficie mentre al di sotto continua a scorrere levigando la parte esterna. Le lave scabrose sono mediamente viscose, solidificano sotto forma di scaglie minute (lava AA) Le lave a blocchi sono poco fluide e producono blocchi a causa del lento avanzamento (lava liscia pahoehoe) Le lave a cuscini derivano da effusioni sottomarine ed hanno l’aspetto di grossi blocchi arrotondati a forma di cuscino (pillows) Le lave colonnari sono formate da notevoli volumi di lava il cui lento raffreddamento provoca una riduzione di volume, accompagnata da numerose fessurazioni parallele dovute a contrazioni.
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Tipi di eruzione |
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I caratteri chimico-fisici dei magmi condizionano non solo la forma dell’edificio vulcanico, ma anche il tipo di eruzione, che aumenta il proprio grado di esplosività man mano che si passa dalle lave basiche a quelle acide. Le più tranquille sono le eruzioni di tipo HAWAIANO, con fuoriuscite di lave basaltiche e liberazione di pochi gas. Nelle eruzioni di tipo STROMBOLIANO la lava tende a ristagnare nel cratere, così da provocare frequenti esplosioni di modesta entità. Se la lava è leggermente più viscosa, si ha il tipo VULCANIANO, con sporadiche esplosioni e prevalente emissione di prodotti piroclastici. Molto più violente sono le eruzioni di tipo PLINIANO perché si verificano dopo un lungo periodo di quiete, quando i gas, a lungo compressi, riescono a far saltare l’ostruzione del condotto vulcanico. |
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| Le più terribili sono le eruzioni di tipo PELEEANO, con lave fredde e molto viscose, emettono gas caldissimi mescolati a frammenti solidi dando luogo a nubi ardenti.Con il nome di eruzione non si intende soltanto la fuoriuscita di prodotti liquidi come le lave, ma anche la fuoriuscita di prodotti solidi (piroclastiti) e di prodotti gassosi (vapore acqueo, anidride carbonica, CO, H2, H2S, HCl, SO2), nonché di vari composti come lo zolfo, il cloro e l’azoto. Al momento dell’esplosione le rocce che compongono la parte più alta del monte vulcanico vengono frantumate e proiettate con violenza all’esterno sottoforma di piroclastiti di diverse dimensioni, dai grandi blocchi, ai lapilli, a sabbie e ceneri. I prodotti più grandi cadono vicino al vulcano e formano le brecce vulcaniche, mentre quelli più leggeri si allontanano e formano i tufi vulcanici. Le ceneri, infine, raggiungono l’atmosfera e possono fare anche il giro del pianeta più volte, per poi cadere a notevole distanza dando vita alle cineriti.Nel caso in cui il magma contenga molte sostanze gassose, queste vi restano disciolte fino a quando rimangono, nel serbatoio magmatico, sottoposte a notevole pressione. Quando il magma inizia a risalire nel camino, la pressione diminuisce e i gas si liberano provocando l’esplosione. Se il magma contiene molti gas i piroclasti vengono lanciati verso l’alto; se i gas sono in minore quantità si forma una nube ardente, composta di gas incandescente. La nube si abbatte come una valanga lungo i fianchi del vulcano, bruciando tutto ciò che incontra sul suo cammino. |
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Le forme dei
vulcani
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Nella nostra penisola si concentra il maggior numero di vulcani di tutta l’Europa. E’ possibile trovare vulcani attivi, vulcani quiescenti, vulcani spenti, ( che hanno cessato la loro attività da migliaia di anni) e vulcani sottomarini.
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Sono vulcani
attivi l’Etna, lo Stromboli e Vulcano.
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Il
vulcanismo secondario |
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