Geologia fisica

Geologia fisica – riassunti

• Struttura della Terra
• Principio di isostasia
• Modelli evolutivi
• Tettonica delle placche
• Geoterma
• Il campo magnetico terrestre
• I vulcani
• Deformazioni: pieghe e faglie
• Introduzione alle rocce ignee
• Introduzione alle rocce sedimentarie
• Introduzione alle rocce metamorfiche
• Bacino idrografico
• Le coste e i bacini oceanici
• Deserto

Struttura della Terra

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Il modello interno della Terra suddivide il pianeta in nucleo interno ed esterno, mantello e crosta terrestre. Tale modello è stato prodotto sfruttando la propagazione delle onde sismiche all’interno della Terra, in quanto la maggiore profondità raggiunta da una perforazione finora è di 15 Km.

La peculiarità delle onde sismiche, e di qualsiasi tipologia di onda, è che variano la loro velocità di propagazione in base al materiale che attraversano, proprio sfruttando questa proprietà furono individuate le differenti discontinuità che dividono gli involucri del pianeta, quali: la Moho immediatamente sotto la crosta terrestre, che suddivide la crosta dal mantello, con profondità variabili, che vanno dagli 8-10 Km nella crosta oceanica e da 35-70 Km nella crosta continentale, sopra questa superficie le onde raggiungono una velocità di 7,2 Km/s, immediatamente sotto invece raggiungono una velocità di 8,2 Km/s; la discontinuità di Gutenberg a 2890 Km di profondità che suddivide il nucleo esterno dal mantello, ed infine la discontinuità di Lehman a 5150 Km di profondità che suddivide in nucleo interno ed il nucleo esterno.

Le principali onde sismiche utilizzate per ottenere onde di compressione il modello interno della Terra sono le e le onde di taglio, anche definite P ed S; le onde S essendo onde di taglio non si propagano nei fluidi, in quanto questi non offrono resistenza appunto al taglio.

Dallo studio di tali onde si scoprì che le onde sismiche che avevano origine in un ipocentro posto a 0° arrivavano ad una certa profondità e scomparivano, precisamente a 105°, e riapparivano solo le onde P ma a 142°, molto in ritardo tra l’altro rispetto ai tempi previsti. Ciò è dovuto al fatto che a 105° le onde P e S incontrano il limite nucleo-mantello, le S vengono riflesse perché il nucleo esterno è fluido, mentre le onde P vengono rifratte nel nucleo dimezzando la loro velocità, e riapparendo a 142° generando così una zona d’ombra.

La crosta terrestre è suddivisa a sua volta in crosta continentale e crosta oceanica. Queste differiscono per i materiali a diversa densità che li costituiscono. La crosta continentale è prevalentemente costituita da granito sedimenti, e litotipi simili, e argille e arenarie, con densità di circa 2,7 g/cm³. La crosta oceanica è composta da basalti, o almeno gran parte, e cioè di rocce ad elevato peso specifico, con densità circa 2,8-3 g/cm³, nell’insieme sono definite rocce basiche.

Tuttavia il passaggio tra crosta continentale ed oceaniche non avviene lungo la linea di costa, dove le terre emerse incontrano il mare, in quanto la crosta continentale presenta anche un’area sommersa definita piattaforma continentale, costituita da rocce più vecchie che formano il basamento della crosta continentale, costituite da sedimenti; la transizione tra crosta continentale ed oceaniche avviene lungo la scarpata continentale.

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La crosta terrestre presenta rilievi molto vari che vanno un massimo di 8863 m s.l.m fino a poco più di -11.000 m. Ciò è possibile osservarlo nella curva ipsografica globale.

Principio di isostasia

Secondo tale principio ad una certa profondità nella crosta terrestre, stimata circa 50 Km, la pressione esercitata dalle masse sovrastanti deve uguagliarsi. Sapendo che la crosta è composta da materiali differenti e con diversa densità, per avvenire ciò è necessario che il materiale meno denso possieda uno spessore maggiore rispetto al materiale più denso, per poter esercitare la stessa pressione ad una certa profondità. Ciò spiega la diversità altimetrica del rilievo terrestre.

Quando i processi esogeni che agiscono tendono a ridurre altimetricamente un rilievo, asportando porzioni di roccia, ciò causa un abbassamento di pressione in profondità; questa diminuzione per il principio isostatico si traduce nella risalita di materiale più denso, dunque con una risalita della Moho. La risalita è di circa l’85% del materiale asportato, ad esempio: l’erosione di 1 m di crosta comporta la risalita di 85 cm di materiale più denso, la diminuzione effettiva è dunque di 15 cm.

Modelli evolutivi

La grande varietà di forme che caratterizza il rilievo terrestre portò diversi geomorfologi ad indagare sulle cause di questa diversità, in particolare si distinsero Devis, Penck e King, che introdussero tre differenti modelli evolutivi del rilievo.

Modello di Devis

Secondo il modello di Devis il rilievo subisce un immediato sollevamento tettonico, definito stato di giovinezza, che passa poi alle forme più arrotondate definito stato di maturità, sino ad evolvere nelle ampie aree spianate dello stato di vecchiaia. Devis riteneva dunque che il ciclo iniziasse con un forte ed immediato sollevamento tettonico, e che in seguito i processi esogeni tendessero a smantellarlo, diminuendo progressivamente l’energia del rilievo e l’acclività dei versanti, evolvendo infine in un rilievo con bassissima energia del rilievo prossimo al livello di base, detto penepiano.

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Modello di Penck

Il modello di Penck prevede che il processo di sollevamento tettonico avvenga in contemporanea con i processi esogeni, questo modello tiene conto pertanto dell’aggiustamento isostatico.

Modello di King

Il modello di King, invece, prevede che la massima energia del rilievo si mantenga e che il versante venga semplicemente scalzato alla base, causando l’arretramento parallelo dei versanti con la conseguente formazione del pediment centrale.

Tutti e tre i modelli del ciclo di erosione sono validi, ma differiscono nel modo in cui evolvono, le principale differenze sono dunque che il primo modello stabilisce che il versante evolva per declinazione con la formazione finale in penepiano; il secondo modello evolve per sostituzione, mentre il terzo per arretramento parallelo, con la conseguente formazione del pediment. La diversità dei cicli di erosione è dovuta all’ambiente di evoluzione, che comporta diversi agenti esogeni, che possono essere più o meno efficaci.

Tettonica delle placche

I geologi elaborarono diverse teorie sulla tettonica per circa 200 anni, termine che era comunque utilizzato in linea generale per spiegare l’edificazione delle montagne, il vulcanismo o qualsiasi struttura geologica. Solo nel 1915 un meteorologo tedesco Alfred Wegner pubblicò la sua teoria sulla deriva dei continenti, egli sosteneva che inizialmente i continenti fossero tutti uniti, costituendo un unico supercontinente che egli stesso definì Pangea.

A sostegno della sua tesi vi erano delle osservazioni sulla somiglianza dei margini opposti dell’Atlantico, e dunque i margini dell’Africa occidentale e dell’America meridionale, dove si riscontrava inoltre la stessa litologia e la presenza degli stessi fossili. I fossili rinvenuti erano di organismi di acqua dolce, dunque era impensabile che questi organismi avessero potuto percorrere una tale distanza in acqua salata senza morire, pertanto l’unica spiegazione era che questi due continenti in precedenza prima fossero uniti.

Wegner non riuscì però a spiegare quale fosse la forza motrice in grado di spostare questi enormi continenti, e per questo la teoria venne abbandonata.

Le idee centrali sulla tettonica delle placche confluirono in un'unica teoria circa 50 anni fa, quando gli scienziati compresero che i moti convettivi del mantello superiore erano in grado di spostare questi grandi continenti mediante il processo di espansione dei fondi oceanici; ciò fu possibile cartografando ed osservando la dorsale medio Atlantica.

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Secondo tale teoria dunque la crosta terrestre non è costituita da un unico guscio continuo, bensì da un mosaico di placche che si muovono distintamente scivolando sull’astenosfera anch’essa in movimento. Si comprese inoltre che tutti i processi di vulcanismo, terremoti ed orogenesi avvengono proprio lungo questi margini di placca.

Si distinguono tre diverse tre tipologie di margine: margine divergente, margine convergente e margine trasforme.

Lungo i margini divergenti avviene la separazione tra le due placche con la formazione di nuova litosfera. Lungo i margini convergenti avviene la collisione tra due placche dove una la più pesante subduce sotto l’altra, le conseguenze di queste zone di subduzione differiscono in funzione delle placche che si incontrano, e cioè che esse siano continentali od oceaniche.

Nella collisione di tali margini avviene l’edificazione delle montagne, in ogni caso la catena montuosa ha un andamento più o meno parallelo alla fossa abissale, e la formazione di archi insulari, oceano-oceano. Lungo i margini trasformi avviene lo spostamento orizzontale fra le due placche l’una dalla parte opposta.

Geoterma