Che materia stai cercando?

Anteprima

ESTRATTO DOCUMENTO

DERIVA DEI CONTINENTI SECONDO WEGHENER

La deriva dei continenti è una teoria geologica secondo la quale i continenti si

muoverebbero l'uno rispetto all'altro. Fu introdotta da Weghener.

Egli pensava che la deriva dei continenti fosse stata causata dalle forza di repulsione

dei poli, tendenti a spingere i continenti verso l’equatore, e che le altre forza, come

quella luni-solare, fossero causa della deriva verso ovest.

Ma tali considerazioni risultarono insufficienti in quanto se la causa della deriva

fossero state delle forza, esse sarebbero dovute risultare all’interno della terra.

Una possibile causa della deriva venne individuata nel 900 dai moti convettivi del

mantello e una conferma si ebbe con il paleomagnetismo secondo cui il magnetismo

è presente nelle rocce. Vennero di fatti analizzate le anomalie magnetiche del

campo terrestre lungo le dorsali oceaniche e si ebbe conferma dell’espansione dei

continenti.

Tali anomalie magnetiche vennero associate ad un’inversione del campo terrestre

passato. E fu cosi possibile una prima ricostruzione dei blocchi (terranes) di cui sono

formati i continenti

Riepilogo delle tape fondamentali nello sviluppo delle conoscenze relative

all'elaborazione e a perfezionamento del modello di evoluzione della crosta

terrestre

Negli anni 60 una rete mondiale sismica ha portato all'elaborazione della carta

mondiale della distribuzione di terremoti degli ipocentri che riconosce i limiti della

struttura dei contatti tra le placche.

La teoria delle tettoniche a zolle è la causa di gran parte delle manifestazioni

vulcaniche. I punti caldi possono aver giocato un ruolo fondamentale per la

fratturazione continentale con la quale ha inizio il ciclo di Wilson che permettono di

valutare i movimenti delle placche rispetto al mantello.

Con la tomografia sismica sembra risultare che i lembi delle placche freddi

discendenti nel mantello conservino una loro individualità fino a considerevoli

profondità.

La deriva dei continenti e la formazione dei rilievi oceanici sono la causa dei cicli di

variazione del livello marino.

Teorie alternative si sono state create come lo spostamento verticale di settori di

crosta terrestre, ma sono in pochi a credere ’in questa teoria in quanto il raggio

terrestre non aumenterebbe continuamente.

Geologia strutturale

Lo studio della deformazione delle rocce provocate dalle forze esistenti all’interno

della crosta terrestre è chiamato Geologia strutturale.

Gli effetti di tali forze, o movimenti tettonici, sono conservati nelle rocce sottoforma

di fratture, pieghe e fagli

La deformazione permanete è di due tipi:

• fragile, in cui si ha la formazione di faglie

• duttile, in cui si ha la formazione di pieghe.

FAGLIE

La faglia è una frattura avvenuta entro un volume di roccia della crosta terrestre che

mostra evidenze di movimento relativo tra le due masse rocciose da essa divise. La

superficie lungo cui si è verificata la frattura si chiama superficie di faglia oppure

piano di faglia.

Le rocce in prossimità di una faglia risultano spesso intensamente frantumate e si

parla in questo caso di rocce di faglia quali le cataclasiti o le miloniti. L'energia

rilasciata dopo il movimento lungo il piano di faglia è la causa della maggior parte

dei terremoti. Il piano di faglia può essere determinato mediante la misura

dell'immersione dell'inclinazione.

Movimento analoghi lungo i piani di faglia sono detti rigetto. Esistono varie

componenti del rigetto misurate lungo direzioni particolari. Un errore da non

confondere è il rigetto vero da quello apparente che può essere dato dal movimento

lungo un il piano di faglia.

Quando il piano di faglia è inclinato il volume roccioso che si trova sopra è chiamato

tetto, mentre quello sotto viene detto letto.

Per una faglia che si estende per km essa prende il nome di zona di taglio.

Le faglie si dividono in 3 gruppi:

• faglie normali, il cui volume roccioso del tetto è scorso verso il basso. Esse si

formano quando l'asse di massa compressione è orientata verticalmente e gli

altri 2 sul piano sono orizzontali.

Una tipica forma di questa faglia è la faglia listrica: molto ripida in superficie e

suborizzontale in profondità.

La non planarità di una superficie a scorrimento comporta delle complicazioni

in quanto queste masse devono adattarsi alla regolarità della superfice stessa,

rimanendo sempre a contatto. Se questo non avviene le rocce subiscono

distorsioni tanto quanto è più piccolo il grado di planarità.

Il tetto può deformarsi secondo una geometria denominata roll-over antiform

oppure segmentarsi lungo un gruppo di faglie.

L’estensione della roccia potrebbe divenire dai pennacchi che

provocherebbero il collasso della crosta.

• faglie inverse, che è uno spostamento del tetto verso l'alto e si produce

quando l'asse di massima estensione e quello intermedio si trovano

orizzontalmente rispetto al piano e se l'asse di minima estensione si trova

verticalmente rispetto al piano, indicando una compressione orizzontale,

producendo ad esempio le catene montuose.

• faglie trascorrenti, che sono faglie la cui superficie e subverticale e la

principale componente dello scorrimento avviene lungo il piano di faglia.

Esse si producono quando gli assi di minima e massima compressione sono

orientati orizzontalmente e quello intermedio verticalmente e possono essere

destre o sinistre.

Essa se non è planata provoca la distorsione della roccia e dove la torsione

tende ad ostacolare lo scorrimento si formeranno pieghe e faglie inverse fino

ad avere catene montuose.

Dove la torsione non ostacola lo scorrimento si avranno tratti transtensivi con

la formazione di bacini e depressioni.

Il rigetto orizzontale non risente delle limitazioni di gravità e quindi può

raggiungere notevoli valori.

Sistemi di faglie

Le faglie sono raramente isolate: di solito sono associate in sistemi o famiglie che i

geologi rilevano in base ad immersione del piano, regime tettonico che le ha

generate, direzione di sviluppo, ecc.

Quando sono così numerose, le faglie possono essere tutte parallele tra loro, oppure

possono essere disposte in modo da formare tra loro determinati angoli, argomento

che interessa ad esempio la geologia applicata nelle indagini sulla stabilità dei

versanti rocciosi.

Se due o più fosse tettoniche si fiancheggiano, i settori che le separano, rimasti

relativamente sollevati, prendono il nome di pilastri tettonici o Horst.

Alle fosse tettoniche corrispondono vere depressioni morfologiche che vengono

chiamate rift valleys. La più celebre struttura di questo tipo è la Great Rift Valley

dell'Africa Orientale, nella regione dei Grandi Laghi.

Faglie attive

L'attività di faglia può essere sismogenetica, nel senso che esse si muovono con il

rilascio di energia.

A parità di condizioni, il rilascio di energia sarà maggiore tanto quanto sarà

l'intervallo di tempo per cui si è accumulata l'energia. Questo tipo di movimento è

detto stick-slip.

Infine vi sono movimenti asismici determinati da sismi di basso magnitudo dovuto

ad accumulo di energia di durata minore, oppure quando il movimento di queste

faglie è costante nel tempo. Questo movimento è detto creep-slip

La faglia più conosciuta è la faglia di Sant'Andrea, famosa per i devastanti terremoti

che si sono verificati nelle sue immediate vicinanze.

È una faglia trascorrente con movimento destro che si estende per 1300 km

attraverso la California, tra la placca nordamericana e la placca pacifica,

congiungendo il margine convergente di Cascadia (zona di subduzione della

Cascadia) con il margine divergente del Golfo della California (dorsale del Pacifico

orientale).

PIEGHE

Le pieghe sono una deformazione duttile di masse rocciose stratificate, la cui

giacitura originaria era orizzontale, in seguito a forze di compressione distribuite non

omogeneamente entro la massa rocciosa tanto da aver determinato una

deformazione della serie rocciosa, plastica (ossia permanente) e continua (senza

rotture).

Sono strutture tridimensionali nelle quali lo sviluppo va considerato nelle tre

dimensioni. Si originano in genere in sistemi di forme differenti in cui non è quasi

mai possibile identificare una struttura le cui dimensioni prevalgano sulle altre.

Sull'asse orizzontale, la lunghezza di una singola piega raramente supera le decine di

chilometri; quella di un sistema di pieghe, come nel caso di una catena montuosa,

può superare le centinaia di chilometri. Sul piano verticale e trasversale le

dimensioni sono di norma inferiori di un ordine di grandezza, o ancora di più.

La grandezza di una piega può essere molto variabile, da millimetrica, alla scala

dell'affioramento, fino a pieghe di grandezza chilometrica o pluri-chilometrica nel

caso di catene montuose.

Si distinguono in una piega:

• la cerniera, ossia la parte di massima curvatura, in corrispondenza della quale

si congiungono i cosiddetti fianchi, cioè le superfici laterali della piega;

• il piano assiale, ossia il piano sul quale giacciono tutti i punti di massima

curvatura di tutte le superfici piegate, e pertanto rappresenta il piano di

simmetria;

• il nucleo, ossia la parte più interna, lungo la quale passa il piano assiale della

piega;

• l'asse della piega, ossia l'intersezione del piano assiale con una delle infinite

superfici deformate della piega stessa e, come peraltro il piano assiale, può

essere orizzontale o variamente inclinato fino alla posizione verticale;

• la vergenza, ossia la direzione verso cui tende a coricarsi la piega;

• la linea di cresta, la linea che congiunge i punti sulla sommità della curvatura.

Quando il piano assiale è verticale, la linea di cresta coincide con l'asse della

piega; quando invece il piano assiale è inclinato, la piega tende a rovesciarsi

verso un punto dell'orizzonte (si dice, in questo caso, che la piega ha vergenza

verso quest'ultimo punto).

Prendendo in considerazione soltanto la forma che possono assumere le pieghe in

una sezione trasversale che sia perpendicolare all'asse, a seconda del numero di

fianchi presenti, vengono classificate in:

• monoclinali (pieghe che presentano un solo fianco)

essi si distinguono in:

- flessure: monoclinale in cui il fianco di raccordo ha inclinazione

media

- pieghe a ginocchio: monoclinale in cui il fianco di raccordo varia da

subverticale a ribaltato

• biclinali (pieghe che presentano due fianchi)

si distinguono:

➢ dal punto di vista geometrico:

- pieghe antiformi: rivolte verso l'alto

- pieghe sinformi: rivolte verso il basso

➢ dal punto di vista stratigrafico:

- pieghe anticlinali: è una piega con la convessità rivolta verso l'alto;

essa è il risultato degli sforzi compressivi a cui sono state sottoposte

le rocce nel corso del tempo, che le ha deformate plasticamente. Si

possono riconoscere su una carta geologica per la presenza delle

rocce più antiche al nucleo della sequenza stratigrafica, dovuto alla

successiva erosione; le anticlinali sono tipicamente affiancate dalle

sinclinali, pieghe con convessità verso il basso, in sistemi formatisi

durante le fasi orogenetiche.

- pieghe sinclinali: rivolte verso il basso (gli strati più giovani vengono

a trovarsi in prossimità del nucleo)

➢ In base alla posizione del piano assiale:

- diritte: pieghe con piano assiale verticale

- inclinate: pieghe i cui fianchi si immergono in direzioni opposte, ma

con un diverso grado di inclinazione

- rovesciate: pieghe con fianchi inclinati nella stessa direzione; nel

fianco inferiore gli strati più recenti sono presenti al di sotto di quelli

più antichi

- coricate: pieghe con piano assiale pressoché orizzontale. Qualora le

pieghe coricate siano di notevoli dimensioni, danno luogo alla

formazione di falde di ricoprimento.

- immerse: pieghe in cui l'asse ha un'inclinazione negativa

➢ a seconda dell'angolo formato dai fianchi della piega (interlimb angle):

- > 140° : piega blanda

- 140°-70° : piega aperta

- 70°-30° : piega serrata

- < 30° : piega acuta

- se i fianchi sono paralleli: isoclinale

Nel caso molto semplice di una compressione orizzontale, una serie di strati

sedimentari si deforma in cilindri. Generalmente le pieghe non si presentano isolate,

ma associate in fasci. Qualora, in conseguenza di una compressione tangenziale, la

piega si rompa lungo il fianco sottostante, con spostamento relativo dei blocchi, si

forma una piega rovesciata detta piega faglia.

Terremoti

I terremoti sono scuotimenti della terra. Tale scuotimento, detto anche sisma, è

dovuto ad un movimento del suolo prodotto sulla superficie terrestre, che avviene

in un periodo di tempo compreso tra pochi secondi e alcuni minuti.

Anche se sono un problema per l’uomo, essi sono la testimonianza più evidente

della vitalità del pianeta Terra. Dunque, tutti i giorni, sulla terra vengono centinaia di

terremoti.

La maggior parte resta impercettibile all’uomo ed è registrata solo dagli strumenti

Il movimento corrisponde all’arrivo di onde sismiche indotte da improvvise rotture

che si producono nelle rocce della litosfera terrestre e lungo il piano di frattura che

separa due rocce.

Il movimento puoi venire lungo faglie preesistenti.

I terremoti sono caratterizzati dal rilascio improvviso di energia che si è accumulata

nella litosfera a causa degli sforzi e attriti che avvengono in essa. Tale energia viene

spesa nella rottura delle rocce e si libera in parte sotto forma di onde elastiche (i

terremoti) e in parte come calore.

• L’ipocentro di un terremoto corrisponde al punto sotterraneo dove si è

generato il movimento ossia il punto esatto da dove si sono liberate le onde

sismiche

• L’epicentro è, invece, il punto proiettato sulla superficie terrestre a partire

dalla verticale dell’ipocentro

• La distanza fra l’ipocentro e l’epicentro è detto profondità ipocentrale

Dopo la deformazione, comunque, le rocce tornano bruscamente alla condizione

iniziale di equilibrio con un meccanismo che prende il nome di teoria del rimbalzo e

durante questa condizione la perturbazione (o deformazione) si propaga dall’

epicentro in ogni direzione per mezzo, appunto, di onde elastiche.

In tale movimento si libera energia che generalmente sia scarica con una forte

scossa, preceduta nella maggior parte dei casi da scosse premonitrici e seguite da

altre scosse dette repliche.

Storicamente i terremoti sono stati divisi in:

• Tettonici, dovuti al movimento lungo le faglie

• vulcanici, legate alla risalita di magma

• da crollo, legati al crollo di porte di caverne sotterranee

I terremoti tettonici riguardano porzione della litosfera e sono imputabili a

deformazione elastica accumulata nel tempo dallo spostamento delle plastiche.

I terremoti di tipo vulcanici e da crollo, invece, liberano una quantità di energia

molto bassa e sono caratterizzati da effetti quasi esclusivamente locali.

Le onde sismiche vengono distinte in:

• onde di Volume, che si propagano all’interno della terra e sono di due tipi:

- longitudinali, dette onde P, che sono le onde più veloci e determinano

compressioni e dilatazioni lungo la direzione di propagazione dell’onda.

Esse, una volta intercettata la superficie, possono propagarsi

nell’atmosfera generando onde sonore e producendo il caratteristico

boato.

Le onde P sono principalmente utilizzati per la localizzazione di eventi

sismici a grande distanza

- trasversali, dette onde S, che sono onde di taglio e determinano

oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione nel mezzo che

attraversano.

Esse scuotono la superficie in senso orizzontale e verticale, difatti sono le

onde che danneggiano maggiormente i manufatti.

Comunque le onde S a differenza delle P, hanno la peculiarità di non

propagarsi nei fluidi

• onde superficiali, che si propagano in strati terrestri, la cui profondità non è

grande rispetto alla lunghezza dell’onda.

Esse comunque hanno un carattere complesso e si dividono in:

- Onde di Reylegh, che causano spostamenti elettrici delle particelle nel

piano verticale secondo la direzione di preparazione.

- Onde di Love, che provocano spostamenti orizzontali e trasversali

secondo la direzione di propagazione.

Le onde sismiche vengono registrate e codificate attraverso un dispositivo detto

sismografo alla base di cui vi è un principio molto semplice: il pendolo.

Di fatti tale strumento è costituito da una massa sospesa, ferma per inerzia, che

registra il movimento del suolo. L’arrivo delle onde sismiche provoca il movimento

del terreno e della struttura del sismografo che è solidale al terreno stesso. La massa

del pendolo rimane in quiete a causa della sua inerzia e il risultato che ne deriva è

che la massa del pendolo si muove relativamente al terremoto.

Tale movimento permette al pennino, posto alla base del pendolo, di registrare nel

tempo i suoi spostamenti in un grafico racchiuso detto sismogramma.

Il sismogramma è, dunque, il grafico attraverso cui è possibile ricavare dati

riguardanti l’evento sismico.

In base alle differenze di arrivo delle onde P ed S, prese in almeno tre stazioni di

registrazione, è possibile risalire alla distanza dell’epicentro di un sisma.

Grazie all’avvento dei sismografi è stato possibile ottenere una valutazione

quantitativa del contenuto energetico di un evento sismico.

Esistono diverse scale sismiche ma la più nota è la scala Mercalli, scala accettata

come standard internazionale ed oggi conosciuta come scala MCS.

Tale scala valutava gli effetti, o meglio danni, provocati sulle cose e sulle persone ed

era divise in 12 gradi.

In sismologia però si preferisce utilizzare la scala della magnitudo basata su

parametri rigorosamente oggettivi.

Il concerto di magnitudo vende il prodotto da Charles e Richter, ed è definita come

il logaritmo decimale nella massima ampiezza dell’onda sismica registrata da un

sismografo nel corso di un terremoto avvenuto nella distanza epicentrale di 100 km.

Tale grandezza rappresenta una misura oggettiva in quanto valuta unicamente la

quantità di energia rilasciata da un terremoto.

La Scala Mercalli misura l’intensità di un terremoto e gli effetti che esso produce su

persone, cose e manufatti.

Due terremoti, di identica magnitudo, possono avere diverse intensità. Se, per

esempio, hanno ipocentri posti a differenti profondità, oppure si verificano in zone

con diversa antropizzazione, non ha alcun senso dunque trovare equivalenze tra i

valori della scala Richter, che misura una grandezza fisica, con quelli della scala

Mercalli, basata sugli effetti prodotti.

Pr uno stesso terremoto si possono definire sia l’intensità massima riscontrata in

vicinanza delle epicentro, che le varie intensità osservate nelle diverse località in cui

l’evento sismico è stato avvertito.

La scala Mercalli non è definita in relazione a grandezze fisiche con misurazioni

quantificativi come l’ampiezza della scossa, velocità di picco, e ha quindi il

vantaggio di essere utilizzabile anche senza strumentazioni specifiche.

La scala Mercalli modificata si basa sugli effetti risentiti dalle persone, per i gradi

bassi, e sui danni agli edifici, per i gradi alti.

Equazioni di conversione permettono di associare l’intensità locale del terremoto

con grandezze fisiche misurabili localmente come la PGA (oscillazione di picco al

suolo) e la PGB (velocità di picco al suolo).

La scala Richter, tramite l’attribuzione di un valore sulla scala, esprime la misura

della magnitudo, ovvero dell’energia sprigionata da un terremoto nel punto della

frattura della crosta terrestre, cioè dell’ipocentro, secondo i criteri indicati dal

geofisico Charles Ritcher.

Essa quantifica l’energia sprigionata dal fenomeno sismico su base puramente

strumentale.

Inizialmente venivano usati i valori arrotondati al più vicino quarto di magnitudo, poi

in seguito si usarono i decimi di magnitudo.

Nella definizione data da Richter, la magnitudo ML di qualsiasi terremoto è dato dal

logaritmo in base 10 del massimo spostamento della traccia, rispetto allo zero

espresso il micrometri, in un sismografo a torsione calibrato in maniera standard.

Richter scelse una magnitudo zero in un terremoto che mostri lo spostamento

massimo di un micrometro sul sismografo di Wood-Andarsen, se posto a 100 km di

distanza dall’ epicentro del terremoto per evitare i numeri negativi.

Con gli strumenti dell’epoca si definisce magnitudo come il rapporto tra la grandezza

in esame e una grandezza campione ad essa omogenea, misurata su scala

logaritmica.

Essa non va confusa con l’intensità, ovvero il rapporto tra la potenza e superficie di

applicazione, in quanto si tratta di un numero puro, cioè adimensionale, che non ha

nessuna unità di misura.

Questa scala viene utilizzata per descrivere gli effetti del terremoto che dipendono

dalle condizioni locali infatti misura la forza di un terremoto attraverso le

registrazioni di strumenti

Gli effetti delle scosse sismiche sono particolarmente evidenti e si manifestano

sotto forma di:

• frane

• smottamenti

• crolli

• mutamenti nelle geografia superficiale

Per quanto riguarda le strutture, i movimenti di tipo orizzontale sono quelli che

causano più danni.

Tali fenomeni ogni anno comportano un numero sempre più elevato di danni a cose

e persone.

Ad oggi non è ancora possibile conoscere in anticipo data, ora e luogo in cui avverrà

un fenomeno sismico, però è importante ragionare in termini di prevenzione e

previsione.

• In termini di prevenzione si cerca di studiare i precursori chimici e fisici.

Alcuni esempi di precursori sono ad esempio le emissione acustica delle

rocce, la deformazione del suolo, la versione del campo magnetico globale,

ecc.

• In termini di previsione viene effettuata una distinzione su base sperimentale

e statistica. Lo scopo principale della prevenzione è la definizione del rischio

sismico di un’area. La definizione del rischio è una valutazione dei danni che

un evento sismico può produrre, sia in termini di persone coinvolte sia in

termini di costi economici.

Il rischio sismico R è determinato in base alla pericolosità P, vulnerabilità V ed

esposizione dei beni E.

Quindi: r = P V E

dove con:

• P, intendiamo la stima dello scuotimento atteso in una certa zona e in un

certo tempo. Essa dipende esclusivamente dalla sismicità delle zone

interessate

• V, rappresenta la scuola scarsa resistenza all’azione di un terremoto da parte

di una struttura e quindi la sua propensione a danneggiarsi

• E, è rappresentata invece dalla quantità e qualità di diversi elementi antropici

che costituiscono la realtà territoriale che possono essere danneggiati e

quindi strutture e persone.

Ridurre il rischio sismico corrisponde al ridurre, quindi, la vulnerabilità e

l’espansione sismica, poiché la pericolosità non può essere alterata.

Modello dei piani di faglia e di asperità

Il modello dei piani di faglia e di asperità è un modello che ci permette di prevedere

il punto di un piano di faglia sismogenetica in cui potrebbe avvenire la genesi di un

movimento.

Secondo tale modello, i piani di faglia sono formati da prominenze dette appunto

asperità, che comporterebbero la formazione di alcune parti d’Italia caratterizzate

da attività sismica o comunque di minore intensità delle lacune sismiche.

Questo perché le asperità sono in grado di bloccare localmente in movimento, ma

nel frattempo causano anche accumulo di energia che potrebbe essere liberata nel

momento in cui una asperità cede in corrispondenza del punto che si genera il

movimento e quindi formare terremoti dalle elevate intensità.

Oscillazione libere nella terra

Sono onde stazionare che permettono di studiare l’interno della Terra. In occasione

dei terremoti la terra può vibrare con frequenze basse o alte e possono durare per

parecchio tempo.

Le oscillazioni libere possono essere di 2 tipi:

• Sferoidali, che hanno una durata di 20,5 minuti per una sfera delle dimensioni

della terra

• Toroidali, che implicano spostamenti di particelle della grandezza del raggio

terreste e possono durare per 40 minuti.

Piano di Benioff (Distribuzione dei terremoti nei margini attivi e subduzione)

Intorno al Pacifico esiste una fascia che si immerge nella fossa fin sotto il continente

dove ci sono tanti ipocentri dei terremoti, detta piano di Benioff.

I margini sono le zone più caratterizzate da forti sismi e vulcanismo della superficie

terrestre.

Alcuni geofisici come Benioff scoprirono che gli ipocentri dei terremoti nei margini

attorno al pacifico, sono distribuiti in una fascia che si immerge dalla fossa fino al di

sotto del continente, per estendersi quasi fino a 700 km di profondità.

Si ritiene infatti, che in corrispondenza della fossa, la litosfera oceanica inizia a

scendere fino al mantello superiore dove verrebbe assimilata. Questo fenomeno è

detto subduzione. La velocità di questo fenomeno è di 0,5 - 10 cm all' anno.

Dato che un espansione del pianeta non è ritenuta possibile. La scomparsa della

litosfera avverrebbe in corrispondenza di tali margini attivi dove un lembo o lastrone

di litosfera oceanica si immergerebbe al di sotto di una massa continentale più

leggera che tende quindi a galleggiare.

Margini trasformi o conservativi corrispondono a grandi fratture chiamate faglie

trasformi lungo le quali le due placche scorrono parallele una vicino all’altra senza

che si abbia distruzione o produzione di litosfera.

Si ritiene che i terremoti siano generati da questo fenomeno.

Tsunami

Se un terremoto avviene lungo le coste può dare origine a un particolare fenomeno

conosciuto come tsunami o maremoto.

Lo "tsunami", o comunemente chiamato maremoto deriva dal giapponese che vuol

dire "onda del porto".

Le principali caratteristiche che permettono di distinguere le onde di tsunami dalle

normali onde marine che si originano con i venti, sono i periodi e le lunghezze

d’onda, che sono enormemente più grandi: lo tsunami può avere periodi fra 100 e

2000 secondi e lunghezze d’onda di decine o anche centinaia di chilometri.

In più lo tsunami può toccare i 900 km/h in oceano aperto.

Questa caratteristica rende gli tsunami estremamente pericolosi, in quanto limita a

tempi molto ristretti la possibilità di lanciare un allarme.

Uno tsunami è generato da una perturbazione di tipo impulsivo, o comunque molto

breve, che produce lo spostamento di una enorme massa d’acqua. Nella maggior

parte dei casi tale perturbazione "scatenante" risulta essere un terremoto, ma in

molti casi si è visto come lo tsunami possa avere origini piuttosto diverse: eruzioni

vulcaniche, impatti meteorici, frane (anche sottomarine) e così via.

In ogni caso i maremoti non generati da terremoti sono soggetti a una più rapida

dissipazione e dunque molto raramente riescono a raggiungere coste lontane dalla

zona di generazione.

L'onda di tsunami si forma quando la massa d’acqua, allontanata violentemente dal

sisma, tende a ritornare verso la posizione di partenza per effetto della forza di

gravità: la sua entità è quindi direttamente proporzionale alla profondità

dell’oceano o del mare in cui viene generato.

Le dimensioni delle onde di tsunami possono essere davvero enormi e raggiungere

negli oceani ampiezze di alcuni metri; ampiezze che dopo un tragitto anche di

migliaia di chilometri, arrivate in prossimità della costa possono essere

ulteriormente amplificate di un fattore che può andare in generale da 2 a 10.

E' il fenomeno chiamato shoaling: approssimandosi alla costa, a causa della minore

profondità del mare e quindi dell’assottigliamento dello strato liquido in cui si

propaga, lo tsunami viene a occupare un volume d’acqua sempre minore, ma per il

principio di conservazione dell’energia e per il fatto che l'acqua è incomprimibile,

l’energia trasportata viene progressivamente ridistribuita facendo aumentare

l’ampiezza dell’onda.

Gli tsunami di grandi proporzioni sono comunque piuttosto rari, in quanto

richiedono terremoti generatori di magnitudo superiore a 8, che a loro volta

avvengono con una frequenza media di circa uno all’anno. Considerato che

all’incirca solo uno ogni 10 di questi eventi si trova al di sotto o in prossimità di un

oceano, si può affermare che la frequenza degli tsunami più importanti, su scala

globale, è minore o uguale a uno ogni 10 anni.

BACINI OCEANICI E FISIOGRAFIA FONDALI OCEANICI

I bacini oceanici vengono creati in seguito all’espansione dei fondi e sono le zone

strutturali della crosta terrestre che hanno la maggior estensione. La loro profondità

media è di circa 4000 m sotto il livello del mare.

I bacini oceanici, formatosi con il processo di separazione continentale, sono in

genere formati da sedimenti mare profondo, aventi uno spessore medio di circa 300

m.

Al di sotto vi sono rocce di natura basaltica poggianti su una crosta inferiore

costituita da gabbri.

I bacini oceanici sono per lo più pianeggianti, ma presentano svariati rilievi quali

monti sottomarini, isole oceaniche, colline abissali.

Vi è anche una relazione tra il flusso di calore ed età del fondo oceanici. Il flusso del

calore è inversamente proporzionale alla radice quadrata dell’età del fondo.

Ad una certa distanza dalla dorsale, la velocità di ispessimento della litosfera rallenta

perché, a causa dello stesso aumento di spessore, diminuiscono le dispersioni di

calore.

Da un punto di vista fisiografico gli svariati rilievi dei fondi oceanici sono:

• i Monti sottomarini che sono in prevalenza picchi vulcanici comici che si

levano dal meno 1000 metri sul fondo oceanico adiacente se emergono in

superficie formano le isole oceaniche

• i Guyot che si distinguono per la loro forma a tronco di cono e la superficie

superiore piatta sono soggetto e delusioni della parte superiore durante il

periodo di emersione. A seguito dell’azione erosiva del mare, l’antico cratere

si è colmato di sedimenti. Sulla sommità piatta del rilievo sono in più presenti

colonie fossili di organismi caratteristici di profondità inferiori.

I Guyot sono molto diffuse dell’Oceano Pacifico.

Vi un evoluzione nel tempo prima di diventare Guyot, che va da vulcano

attivo ad atollo, per poi diventare appunto Guyot.

La superficie pianeggiante del piedistallo basaltico del Guyot si ritiene dovuto

all’erosione del moto ondoso che agisce fino a una profondità massima di

circa 20 metri

Il Guyot è sensibilmente più profondo rispetto ad un atollo. Data la profondità

a cui si ritrova si deve ammettere un abbassamento del fondo in relazione con

la generale di subsidenza subita dalla litosfera oceanica a partire dalle dorsali.

Dorsali oceaniche

Sono catene montuose presenti in tutti gli oceani si chiama dorsali poiché sono

solcate da linee tutte parallele che danno l’idea di vertebre tutti unite da un punto di

vista morfologico consiste in una profonda faglia che attraversa la crosta oceanica

ma loro questo che ho un profilo molto trash tagliato si trova mediamente una

profondità di 2500-3000 m l’asse delle dorsali e marcata da una fossa una grande

spaccatura ditta Rift-Valley (nell’Atlantico in alcune parti di altri oceani, tale fosse

centrale è larga anche 25-30 mi km)

Le anomalie magnetiche che si registrarono nelle lave solidificate ai lati delle dorsali

oceaniche ci aiutano non solo a dimostrare l’espansione dei fondali oceanici ma

sono molto utili per ricostruire lo spostamento delle aree continentali nel tempo

paleogeografia la profondità media degli oceani 3800 metri sul livello del mare.

La valle assiale può non essere presente come nella dorsale del Pacifico orientale,

probabilmente in relazione alla maggiore velocità di espansione di questo oceano.

I fianchi hanno una pendenza in genere debole e sono ricoperti da una coltre di

sedimenti il cui spessore diviene sempre più consistente allontanandosi dalla se tale

copertura addolcisce e regolarizza il profilo dei versanti

Catena sottomarina imperatore hawaiano

È un allineamento di rilievi sottomarini che si sviluppa per 3600 miglia (5800 km)

nell' Oceano Pacifico.

La catena comprende almeno 80 vulcani, per la maggior parte sottomarini.

Le rocce che la costituiscono diventano sempre più antiche man mano che si

procede dalla grande isola di Hawaii, la più giovane, fino all’atollo di Midway , un

vulcano ormai istinto. È interessante notare che il segmento, lungo circa 3100 km,

che congiunge le Hawaii con le isole di Midway, è orientato in direzione sud-est

verso nord-ovest.

Riconoscendo come fisso la posizione del punto caldo hawaiano nel tempo, è

possibile stabilire anche la velocità di movimento nella placca pacifica in questo

settore.

Suddivisione ambiente marino

A seconda dalla distanza della costa, l’ambiente marino è stato suddiviso in due

provincie:

• La provincia neritica, che si estende dalla linea di costa fino al limite della

piattaforma

• la provincia oceanica, che comprende acque profonde fuori dal limite della

piattaforma.

Un ulteriore suddivisione viene invece svolta in relazione alla profondità e alla

temperatura della colonna d’acqua interessata. Si distinguono cosi 5 zone:

• zona epipelagica, che va dalla superficie fino a circa 50 m di profondità, ed è

la zona in cui si riscontrano più variazioni fisiche, chimiche e di luminosità

intensa

• zona mesopelagica, che va dalla profondità di 50 m fino ai 200 m. In tale zona

la debole luce che penetra fino alle sue massime profondità, consente la vita

agli organismi vegetali.

• Zona batipelagica, che va dai 200 ai 2500 m di profondità.

• Zona abissopelagica, che si spinge fino ai 7000 m di profondità

• zona adopelagica, che è quella parte limitata alle fosse oceaniche nelle quali

si raggiungono profondità superiori ai 7000 m.

Distribuzione di sedimenti di piattaforma continentale in un bacino oceanico

ubicato nell’emisfero settentrionale

I sedimenti di piattaforma continentale in un bacino oceanico ubicato nell’emisfero

settentrionale si dividono in:

• sedimenti glaciali, derivati dai materiali portati dai ghiacciai in mare,

sedimenti glacio-marini.

• terrigeni, trasportati dai fiumi

• autigeni, che sono fosfatici, associati ad altri sedimenti ricchi di sostanze

organiche.

In mari chiusi e a circolazione stretta si depositano sedimenti ricchi di carbonio

organico o evaporitici secondo la zona climatica.

Vulcanismo

Il vulcanismo è il processo mediante il quale i magmi ed i gas ad essi associati

risalgono nella crosta terrestre e da una bocca vengono emessi in superficie e

nell’atmosfera.

Il magma è un fuso prevalentemente silicatico contenente quantità variabili di

cristalli e di sostanze volatili. Queste ultime sono disciolte nel magma in condizioni di

alta pressione, ma si separano qualora vi sia invece bassa pressione, cioè quando il

magma risale in superficie.

I magmi sono sottoposti ad una spinta idrostatica, siccome la loro densità risulta

essere minore delle rocce circostanti. Tale spinta ne favorisce la risalita.

Affinché tali magmi possono affiorare in superficie è necessario che la pressione del

gas possa superare quella delle rocce che li ricoprono. La riduzione di pressione sul

magma risalente, in seguito, determina la violenta separazione della fase gassosa,

predisponendo l’eruzione. Questo processo è detto processo di degassamento.

Le eruzioni vulcaniche possono essere:

• Terminali, se si verificano alla sommità del condotto

• Laterali, se vengono da fratture nell’apparato vulcanico collegate al condotto

• Eccentriche, se vengono da fratture non apparentemente collegate con il

condotto principale. In realtà sono spesso laterali di origine profonda, come

avviene sull’Etna

I vulcani, quindi, sono delle strutture geologiche complesse che si generano

all’interno della crosta terrestre per risalita di massa magmatica, formatasi al di

sotto o all’interno appunto della crosta terrestre.

Il vulcano risulta formato da una camera magmatica, detta anche bacino o serbatoio

magmatico, situata in genere a qualche chilometro di profondità e in cui è presente

il magma proveniente dagli strati più profondi della crosta terrestre o dal mantello,

e da un condotto vulcanico, detto anche camino vulcanico, attraverso il quale il

magma risale verso la superficie e che termina con il cratere, un'apertura dalla quale

fuoriesce il magma.

I vulcani possono essere:

• Sub-aerei, se si trovano sui continenti

• sottomarini , se si trovano sui fondali marini.

In base alla collocazione del condotto vulcanico possono essere classificati:

• centrali, localizzate attorno ad un punto

• lineari, allineate invece su grandi fatture

Esistono circa 600 vulcani sub-aerei attivi.

Di questi circa il 62% formano un anello di vulcani attorno al Pacifico, di cui fanno

parte anche i CASCATE RANGE, nell’America Settentrionale

Le lave

Lava è il nome che viene dato al magma vulcanico dopo che ha perso i gas e gli altri

componenti volatili sotto pressione che lo permeavano. Il termine "lava" si riferisce

sia alla roccia allo stato fuso che fuoriesce in seguito ad una eruzione, che alla stessa

roccia una volta che si è solidificata dopo il raffreddamento.

La brusca diminuzione della pressione, al passaggio in ambiente esterno alla crosta

terrestre, provoca un degassamento del magma: i gas, disciolti inizialmente in

soluzione, subiscono una repentina evaporazione, separandosi dal fuso magmatico

che, conseguentemente alla variazione della composizione chimica, si trasforma in

lava.

Sono elementi fondamentali per lo studio degli eventi vulcanici ed influiscono

maggiormente sulla morfologia e sulla struttura a causa della loro viscosità, che

dipende dalla composizione chimica, dalla quantità di gas e dalla temperatura del

magma.

Possono essere distinte in:

• lave fluide, che hanno una composizione basica e sono caratterizzate da una

temperatura più elevata ed emissione nonviolenta dei gas vulcanici. più una

nave basiche più risulta fluida è calda e danno origine non oltre a flussi di lava

che sono colate laviche

• le lave viscose, che, al contrario, sono maggiormente ricchi di silice e povere

di Magnesio e ferro e la loro temperatura può essere anche inferiore a 100°C.

Spesso sono associate ad eruzioni esplosive e possono formare Duomi, cioè

strutture laviche più o meno coniche che si formano sul cratere.

La temperatura della lave, ha valori intorno ai 1000°, con valore massimo di 1200° e

valore minimo di 750°.

Alle lave vengono associate delle particolari forme. Le più famose sono le Pillow

Lavas (lave a cuscino). Esse sono generalmente disposte in ambienti subacquei e, in

tali condizioni, la parte più esterna della colata solidifica al contatto con l’acqua,

formando così uno strato di vetro rigido che impedisce l’espansione del flusso.

L’aumento della pressione del magma porta, però, alla rottura della parte petrosa

ed alla fuoriuscita di una protrusione lavica a forma di cuscino, di diametro variabile

e internamente raggiata.

La sezione di una colata di lava solidificata mostra spesso una parte interna

compatta e poco bollosa, divisa in pseudo-strati di flusso.

La morfologia superficiale delle colate di lava solidificata varia moltissimo e dipende

dalla viscosità del magma, dal diverso tasso di emissione e dall’ambiente di messa in

posto.

Quindi per datare una lava, ovviamente, quest’ultima deve essere solidificata e si

può capire se ha composizione acida o basica, legata sempre alla presenza di silicio.

Se una lava è basiche calda è molto fluida.

I gas vulcanici

I gas vulcanici sono gas emessi dal magma sia mentre risale lentamente verso la

superficie che durante le eruzioni. Essi si disperdono nell’atmosfera e possono

essere campionati e studiati direttamente dalle bocche vulcaniche.

Sono costituiti mediamente per lo più del 90% da acqua e gli altri gas principali sono

l’idrogeno e l’ossigeno.

L’ossido di carbonio è presente soprattutto alle alte temperature mentre l’anidride

carbonica e l’idrogeno alle basse.

L’acido nitrico è invece presente in quasi tutti i vulcani.

Una componente minore ma che comunque ha effetti sull’ambiente e sul clima

rilevanti è l’anidride solforosa che, trasformandosi in acido solforico nella atmosfera,

contribuisce a rendere acide le piogge.

Depositi piroclastici

I frammetti eiettati nelle eruzioni vulcaniche esplosive sono denominati piroclastici

e vengono divisi, in base alle dimensioni granulometriche, in:

• ceneri fini (o polveri), se le dimensioni dei classi sono minori di 0,0 625 mm

• ceneri, se le dimensioni sono comprese tra le 0, 0625 e 2 mm

• lapilli a clasti, se le dimensioni sono comprese tra 2 e 64 mm

• blocchi ( o bombe), se le dimensioni sono maggiori di 64 mm

I depositi piroclastici possono essere formate da frammenti in gran parte sciolti o da

materiali coerenti (in tal caso piroclastiti)

I frammenti piroclastici sono divisi a loro volta in:

• frammenti juvenili, derivati direttamente dal magma coinvolto nelle eruzioni

esplosive. Possono avere un grado di vescicolazione, cioè quantità di vescicole

molto variabile, ed è per questo che sono rappresentati sia da elementi densi

che vescicolari

• frammenti cristallini, che possono essere quelli presenti in sospensione nel

magma e in tal caso sono considerati comunque juvenili

• frammenti litici, che sono frammenti di rocce sia di natura vulcanica che non,

pre-esistenti all’eruzione, e vengono definiti Litici accidentali. Questi sono

molto importanti perché forniscono informazioni sulla costituzione del

substrato del vulcano della camera magmatica.

Nelle eruzioni esplosive è stato proposto il modello della colonna eruttiva, che può

essere di 3 tipi:

• di caduta

• di flusso

• si surges

La colonna eruttiva è un getto verticale di frammenti di magma, ceneri, gas che

vulcani grigi emettono a dipendenza della pressione accumulata nella fase

precedente all'esplosione.

La colonna eruttiva può raggiungere un altezza di 15-20.

In essa sono distinguibili due parti:

• la parte inferiore, da 1 a 3 km sopra la bocca, e un violento getto di gas e

particelle con velocità di 200/700 metri al secondo, guidato dalla liberazione

ed espansione dei volatili del magma

• la parte superiore, invece continua a salire grazie alla spinta convettiva e

all’espansione termina, con velocità di circa 50 metri al secondo.

La risalita si arresta quando la colonna raggiunge la stessa densità dell’aria

circostante.

La nube eruttiva, ovviamente si espande lateralmente assumendo la forma di un

pino o di un fungo, e viene spostata dai venti.

Al suolo intanto ricadono le particelle che non riescono ad essere più sostenute,

formando così depositi di caduta piroclastica.

I frammenti di varie dimensioni raggiungono il suo dovere il percorso una traiettoria

basilistica, come proiettili scagliati dalla bocca di emissione, oppure si sedimentano

a partire dalle nubi turbolenti di gas e materiale in sospensione, trascinate da

correnti eoliche a varie distanze dalla colonna eruttiva.

Vi possono essere tre principali meccanismi di caduta di frammenti:

• per caduta, a causa della gravità

• per colata, che sono flussi di materiali piroclastici in sospensione entro gas

molto densi e pesanti, che sono prodotte da eruzioni altamente esplosive

collegati a magmi molto viscosi

• per Sorge, che sono flussi caratterizzati da una concentrazione molto ridotta

di frammenti e fluiscono sia per azione di gravità sia per la spinta delle

esplosione

Quindi, le colate piroclastiche sono flussi di materiale incoerente (ceneri,

frammenti di roccia ecc.) e di gas, che si muovono in risposta alla gravità.

Esse sono dette anche le nubi ardenti.

Un sinonimo di colata piroclastica è il termine ignimbrite, anche se in origine veniva

utilizzato per colate piroclastiche formate da frammenti rinsaldati. Esse sono

comunque formate in gran parte dei frammenti di vetro con una caratteristica

struttura a fiamme, derivate da pomici che hanno subito collasso dopo la loro

deposizione.

Classificazione vulcani

I vulcani vengono classificati in base al tipo di apparato vulcanico esterno e al tipo di

attività vulcanica.

Tale classificazione è detta classificazione di Lacroix, e tiene conto:

1) il tipo di edificio vulcanico, che può essere:

• monogenetico, se prodotto da una sola eruzione

• poligenetico, che prodotto da più eruzioni

ed è creato con la stratifica di materiale che esce dal cratere in seguito al

susseguirsi di eruzioni, si dividono in:

• vulcani a SCUDO, che presenta fianchi con pendenza moderata, ed è

costruito dall'eruzione di lava BASALTICA fluida. La lava basaltica tende

a costruire enormi coni a bassa pendenza, in quanto la sua scarsa

viscosità le consente di scorrere agevolmente sul terreno o sotto di

esso, nei tubi di lava, fino ad arrivare a molti chilometri di distanza

senza consistente raffreddamento.

• vulcani a CONO O STRATO-VULCANI, caratterizzati lave sono acide. In

questi casi il magma è molto viscoso e trova difficoltà nel risalire,

solidificando velocemente una volta fuori. Alle emissioni laviche si

alternano emissioni di piroclastiti, materiale solido che viene espulso e

che, alternandosi con le colate, forma gli strati dell'edificio.

• vulcani SOTTOMARINI, che sono semplici spaccature della crosta

oceanica da cui fuoriescono lava e gas.

2) In base al tipo di attività eruttiva si dividono in:

• Eruzioni hawaiane: la lava è molto fluida e scorre rapidamente, a volte

nella fase iniziale si possono elevare fontane di lava per grandi altezze. I

gas si liberano in modo più o meno tranquillo e occasionalmente

esplosioni con fontana di lava che talvolta raggiungono anche grandi

altezze.

• eruzioni stromboliane: sono caratterizzate da fontane di lava che

raggiungono grandi altezze e si differenziano dalle hawaiane perché Ia

lava basaltica è più viscosa. Stromboli è in stato di attività da 2 millenni

ed è detto il faro del mediterraneo.

• Eruzioni Pliniane: sono altamente esplosive e caratterizzati da grandi

volumi di lapilli e di cenere eiettate da una colonna eruttiva alta per km,

insieme o dopo a quest’ultima avviene la colata piroclastica. ll magma

può essere sia silicio che basaltico

• Eruzioni Freatomagmatiche: si originano dall’interazione fra magma e

acqua esterna con un alto grado di esplosività e dispersione su aree

molto vaste.

• Eruzioni Surtseyane: sono prodotto dall'interazione del magma con

l'acqua, nell'esplosione si formano surges e si ha la caduta piroclastica.

Quando si interrompono i contatti con l’acqua si passa ad una eruzione

di tipo stromboliana.

Islanda

Un'altra area particolarmente interessata per il suo vulcanismo è l’aria islandese.

La geologia di quest’isola risulta, infatti, essere singolare, in quanto l’Islanda è la più

ampia parte emergente della lunga dorsale medio-atlantica.

La nascita di quest’isola si suppone casata dall’incontro, per l’appunto, della dorsale

medio-oceanica e un “hotspot”, ossia un punto caldo. Ciò ha creato le condizioni

necessarie affinché in quella zona si realizzasse sul fondo oceanico un’intensa

attività eruttiva che, col tempo, ha fatto accumulare così tanto materiale eruttivo da

far nascere l’attuale isola Islanda.

Essa ha quindi un’origine esclusivamente vulcanica e la sua attività vulcanica è

visibile, tutt’oggi, con la presenza di numerosi vulcani sparsi sul territorio.

Un’idea finale di come possa essersi formata l’Islanda si ebbe definitivamente nel

1963 quando poco distante dalle coste islandesi iniziò a formarsi dal mare una

nuova isola. Dopo le prime emissioni di vapore, che spuntavano dalla superficie

marina iniziarono, ad accumularsi una serie di effusioni laviche dal fondo oceanico e,

in poco tempo, formarono l’attuale isola di Surtsey, oggi alta fino a 170 m.

Nell’ultimo secolo nuove isole sono apparse con eruzioni sottomarine, anche in

Italia, come ad esempio l’isola Ferdinandea, presso Pantelleria.

Si ritiene che tali eventi siano alla base della formazione di isole vulcaniche presenti

nell’intero globo (isole eoliche, Ischia, Stromboli, Pantelleria).

Attualmente l’isola Ferdinandea è una vasta piattaforma rocciosa situata a circa 6-8

m dalla superficie marina, ubicata nel Canale di Sicilia. Essa costituisce resti di un

apparato vulcanico che emerse del 1831 a seguito dell’eruzione Sottomarina di un

vulcano che siano alzò dalla acqua formando l’isola.

Attualmente tale isola è considerata un guyot.

Caldera

La caldera è una depressione terrestre di forma circolare legati all’attività vulcanica.

Differisce dal cratere non soltanto per la dimensione ma anche per il fatto che i

crateri sono connessi ai condotti principali mentre le caldere alle camere

magmatiche.

La differenza generica fondamentale tra i due è che un cratere è sempre un

condotto di eruzione, mentre la caldera non lo è mai le caldere sono il risultato di

cambiamenti di stato o di volume del serbatoio sottostante.

Il cratere è l’apertura attraverso cui vengono emessi i prodotti dell’eruzione ed è

infatti tipico del periodo attivo di crescita di un vulcano mentre le caldere spesso

sono seguo di un collasso di una parte del monte vulcanico.

Nella camera magmatica una volta che questa si è svuotata spesso sono presenti

anche laghi, come per esempio il Somma Vesuvio e Campi Flegrei

Bradisismo

Il bradisismo il fenomeno legato al vulcanismo che consiste nel periodico

abbassamento, detto bradisismo positivo, o innalzamento, detto bradisismo

negativo, del suolo.

Eustatismo

L’eustatismo è l’innalzamento generale del livello del mare solitamente dovuto allo

scioglimento dei ghiacciai durante una fase interglaciale.

È stata riconosciuta come causa dell’innalzamento del livello del mare anche

l’innalzamento delle dorsali oceaniche in formazione.

Somma-Vesuvio

Il Somma-Vesuvio è un vulcano centrale composito costituito dallo strato vulcanico

detto Monte Somma, la cui attività è cessata con il collasso di una caldera sommitale

e da un cono più recente, detto Monte-Vesuvio, costruito all’interno della caldera.

Il nome vulcano deriva dal latino che significa guai ai suoi ed è molto dannoso per la

formazione di piroclasti.

Il Vesuvio è quindi uno strato-vulcano di medie dimensioni che raggiunge un’altezza

massima di 1281 metri sul livello del mare.

Ciò che rimane del lato settentrionale del vecchio edificio vulcanico è detto Monte

Somma.

L’attività vulcanica del monte somma risale comunque ad almeno 700000 anni fa,

età di alcune lave trovate in perforazioni profonde almeno 1345 metri.

Mentre la storia della apparato vulcanico del Vesuvio è iniziata circa 25000 anni fa e

può essere suddivisa in base all’età di alcune pietre pomici:

• Codola 25.000 anni fa

• Pomici di Base 18.300 anni fa, a seguito di quest'eruzione si formò il monte

Somma.

• Pomici Verdoline 16.000 anni fa

• Pomici di Mercato, 8.000 anni fa

• Pomici di Avellino 3.800 anni fa

• Pomici di Pompei nel 79 D.C.

Monte Somma

Il Monte Somma è parte integrante del complesso vulcanico chiamato Somma-

Vesuvio di cui rappresenta l’attuale versante settentrionale.

L’edificio originale del Monte Somma doveva raggiungere i 2.000 metri sul livello del

mare ma il collasso dell’edificio ha portato alla genesi di una depressione circolare di

dimensioni minori (la caldera).

L’area che separa il Monte Somma dal Vesuvio è conosciuta come valle del gigante.

All’interno di questa caldera parziale comunque sorge il Vesuvio.

A seguito dello sprofondamento della parte sommitale del Monte Somma dunque,

con la formazione di una caldera al suo interno, viene favorita la formazione del

vulcano più giovane ossia il Vesuvio.

La sua attività è stata molto varia sia per quanto riguarda la composizione dei

magmi, sia per il tipo di eruzione; quindi è caratterizzato da un attività vulcanica più

antica di 19000 anni.

Il risveglio del Vesuvio potrebbe avere effetti disastrosi in considerazione del fatto

che alle sue pendici vivono 1 milione di abitanti. Secondo studi, un eruzione

potrebbe produrre in 15 minuti la completa distruzione in un raggio di 7km.

Il collasso della colonna pliniana potrebbe determinare la caduta piroclastica lungo i

fianchi del Vesuvio.

Sul cratere del Vesuvio vi sono numerose fumarole che sono costantemente sotto

controllo a cui vengono misurate: temperatura, pressione e il chimismo.

Le colate laviche dell'Etna causano ingenti danni alle proprietà ma non sono

pericolose per gli umani e, come Stromboli, costituisce pericolo solo per gli studiosi

e per i turisti che si avvicinano alla loro bocca.

Anche l'area dei campi flegrei è costantemente sotto con controllo perle improvvise

accelerazioni di sollevamento e abbassamento del suolo.

Per la sorveglianza dei vulcani attivi, l’eruzione è sempre preceduta da segni

premonitori e un’intensa attività sismica. L’osservazione viene fatta grazie all’attività

sismica, movimento del suolo, proprietà geofisiche e acque sotterranee.

• Una rete di sismografi fornisce i dati di un eventuale frattura della crosta.

• Le deformazioni del suolo sono tenute sotto controllo con GPS o geodimetri a

laser. Il GPS permette di localizzare precisamente la posizione dei punti di

area vulcanica servendosi dei satelliti.

• Lo studio del cambiamento geofisico riguarda lo sbalzo delle conduttività

elettrica.

• Il confronto geochimico si effettua misurando la composizione chimica delle

fumarole.

• La termografia a infrarosso misura l'energia radiante delle differenti aree

• Infine i controlli sui regimi idrologici permette di valutare la temperatura e il

livello delle acque sotterranee.

I campi flegrei

I Campi Flegrei sono un campo vulcanico all’interno del quale, negli ultimi 39.000

anni, sono stati attivi numerosi centri eruttivi differenti. La storia geologica dei

Campi Flegrei è stata dominata da due grandi eruzioni:

• l'eruzione dell’Ignimbrite Campana (IC-avvenuta 39.000 anni fa)

• l'eruzione del Tufo Giallo Napoletano (TGN-avvenuta 15.000 anni fa).

Tali eruzioni sono connesse a due episodi di sprofondamento che, sovrapponendosi,

hanno generato una caldera complessa che rappresenta la struttura più evidente del

Distretto Vulcanico Flegreo. Quest'ultimo comprende i Campi Flegrei, parte della

città di Napoli, le isole vulcaniche di Procida ed Ischia, e la parte nord-occidentale

del Golfo di Napoli.

L’attività vulcanica del Distretto Flegreo, è connessa agli eventi tettonici distensivi

che hanno determinato la formazione della depressione, compresa tra il M. Massico

a nord e la penisola sorrentina a sud, che prende il nome di Graben della Piana

Campana

L’età di inizio del vulcanismo nell’area flegrea non è precisamente noto: sequenze di

lave e piroclastiti di circa 2 milioni di anni di età sono state incontrate in

perforazione tra Villa Literno e Parete, in affioramento i prodotti vulcanici più antichi

hanno un’età di circa 60.000 anni e sono costituiti principalmente da depositi

piroclastici e da resti di duomi lavici.

Le rocce più antiche dell'Ignimbrite Campana sono esposte solo lungo le scarpate

che bordano i Campi Flegrei ed hanno composizione essenzialmente alcalitrachitica.

Esse comprendono i duomi lavici di Punta Marmolite (47.000 anni) e di Cuma

(39.000 anni), i depositi piroclastici dei Tufi di Torre Franco (>42.000 anni) ed il

relitto del cono di tufi di Monte Grillo.

L'Ignimbrite Campana è il prodotto della maggiore eruzione esplosiva avvenuta

nell'area mediterranea negli ultimi 200.000 anni. Tale eruzione, avvenuta in un

centro ubicato nei Campi Flegrei, ha seppellito gran parte della Campania sotto una

spessa coltre di tufi. Durante l’eruzione si formò una caldera che determinò lo

sprofondamento di una vasta area che comprende i Campi Flegrei, parte della città

di Napoli ed una parte delle baie di Napoli e Pozzuoli.

Le rocce eruttate nel periodo di tempo compreso tra l'eruzione dell'Ignimbrite

Campana e quella del Tufo Giallo Napoletano, sono esposte lungo il bordo della

caldera dell'Ignimbrite Campana, all'interno della città di Napoli e lungo i versanti

nord-occidentale e sud-occidentale della collina di Posillipo. I centri eruttivi, che

hanno generato principalmente attività esplosiva, erano ubicati all'interno della

caldera dell'Ignimbrite Campana, sia nella parte attualmente emersa, sia nella parte

che attualmente si trova sotto il livello del mare nel golfo di Napoli.

Anche i vulcani sommersi del Banco di Pentapalummo e del Banco di Miseno, che si

trovano nella Baia di Pozzuoli, appartengono a questo periodo di attività.

L'eruzione del Tufo Giallo Napoletano è la seconda per importanza nell'area

campana. Nel corso dell'eruzione furono emesse, da un centro ubicato nei Campi

Flegrei, alcune decine di km3 di magma che ricoprirono un'area di circa 1.000 km2. I

depositi connessi con l'eruzione del Tufo Giallo Napoletano si rinvengono nell'area

napoletano-flegrea e nella Piana Campana fino ai rilievi dell'Appennino. L’eruzione

del Tufo Giallo Napoletano fu accompagnata dalla formazione di una caldera che

determinò lo sprofondamento di un’area che comprende parte dei Campi Flegrei e

della baia di Pozzuoli.

Il vulcanismo più recente del Tufo Giallo Napoletano è concentrato in tre epoche di

intensa attività, alternate a periodi di quiescenza. Secondo gli studi più recenti nella

prima epoca (periodo tra 15.000 e 9.500 anni fa) hanno avuto luogo 34 eruzioni

esplosive, con una media di una eruzione ogni 70 anni. Nella seconda epoca

(periodo tra 8.600 e 8.200 anni fa) si sono verificate 6 eruzioni esplosive, con una

media di una eruzione ogni 65 anni. La terza epoca (periodo tra 4.800 e 3.800 anni

fa) è stata caratterizzata da 16 eruzioni esplosive e 4 eruzioni effusive, che si sono

succedute con una frequenza media di una eruzione ogni 50 anni. Il vulcanismo

attivo in questo periodo ha generato numerosi edifici vulcanici, molti dei quali

ancora ben conservati ed esposti nei Campi Flegrei.

L'ultima eruzione è stata quella del Monte Nuovo nel 1538 dopo un periodo di

quiescenza durato circa 3.000 anni ed è tra le eruzioni di minore intensità avvenute

ai Campi Flegrei.

Bradisismo nell’area Flegrea

Il bradisismo è un fenomeno poco diffuso nel Mar Mediterraneo, ma è comunque

presente nell’area dei Campi Flegrei.

Il bradisismo è un fenomeno legato al vulcanismo consistente in un periodico

abbassamento (bradisismo positivo) o innalzamento (bradisismo negativo) del livello

del suolo.

È relativamente lento sulla scala dei tempi umani ma molto veloce rispetto ai tempi

geologici.

Generalmente è legato allo svuotamento di una camera magmatica che da origine

ad una caldera per collasso.

Un’altra teoria è che le onde magmatiche al loro passaggio comporterebbero prima

un innalzamento e poi un abbassamento della crosta dove essa risulta più sottile.

A volte, comunque, come accade nei Campi Flegrei, questi processi possono

manifestarsi ciclicamente con un’alternanza di secoli. Oggi infatti vengono svolte

misurazioni estremamente precise dai satelliti rispetto ai punti fissi dislocati

all’interno della Solfatara, vulcano per altro responsabile del bradisismo flegreo.

La solfatara

La solfatara è una tipologia di vulcano costituita da un campo fumarolico e

caratterizzata dall'emissione di vapori e gas sulfurei.

La Solfatara di Pozzuoli (Napoli) è sicuramente quella più conosciuta nella nostra

Penisola. Si tratta di uno dei 40 vulcani che caratterizzano la zona dei Campi Flegrei

e che al momento è in uno stato di quiescenza.

La Solfatara di Pozzuoli altro non è che una valvola di sfogo dell'enorme massa di

magma sotterranea. Fumarole sulfuree e getti di fango costituiscono la principale

attività del grande cratere di forma ellittica.

La fumarola maggiore è chiamata Bocca grande ed è caratterizzata dal forte odore di

zolfo e dalla fuoriuscita di vapore che può raggiungere anche i 160°C.

La solfatara si è formata circa 3.900 anni fa e già all'epoca dell'impero romano era

molto nota e sfruttata per l'estrazione dell'allume e del bianchetto (che allora era

utilizzato come stucco). A partire dal XVIII secolo, invece, le acque e i fanghi sulfurei

della solfatara vennero sfruttati soprattutto per le loro proprietà medicamentose

tant'è che vi fu costruito un impianto termale.

Le acque sotterranee ed i corsi d acqua superficiali

Le acque naturali hanno caratteristiche fisiche e chimiche diverse in base alla loro

origine, alle condizioni di deflusso e climatiche.

Da un punto di vista idrogeologico possono essere suddivise in 2 grandi categorie:

• ACQUE ATMOSFERICHE, cioè il vapore, le precipitazioni liquide e solide.

• ACQUE LITOSFERICHE, cioè acque superficiali, come i corsi d’acqua, laghi,

mari, o sotterranee, ovvero acque a circolazione attiva, acque di fondo, acque

fossili, acque juvenili.

Ciclo dell’acqua

L’acqua è molto abbondante in natura e soggetta ad un ciclo idrologico chiuso, il cui

motore è costituito dall’energia solare e dalla gravità!

L’acqua sia della superficie terrestre che marina, è continuamente soggetta ad

evaporazione e passa nell’atmosfera proprio per effetto dell’energia solare. Qui, il

vapore condensa e per l’effetto della gravità ricade sottofondo di precipitazioni, in

parte sull’idrosfera e in parte sulle superfici continenti. Nel primo caso, il ciclo è

detto OCEANICO, con cui vi è un ritorno delle acque in mare, difatti si chiude

rapidamente. Nel secondo caso, il ciclo che è piu lungo e lento è detto

"CONTINENTALE". Le acque che cadono sulla litosfera restano in parte in superficie

e in parte di infiltrano nel sottosuolo.

Le acque superficiali cosi si dividono in 2 FRAZIONI.

Una certa aliquota evapora rientrando nell'atmosfera, mentre l'altra scorre sul suolo

(acqua di ruscellamento) e trova, attraverso i corsi d’acqua, un recapito refrazionale

in mare.

Anche le "acque d’infiltrazione" si dividono in due frazioni.:

• La prima di esse , " ACQUA DI EVAPOTRASPIRAZIONE" , viene trattenuta nelle

zone più prossime al suolo e restituita all'atmosfera attraverso i fenomeni

dell'evaporazione e della traspirazione.

• La seconda frazione , "ACQUA D INFILTRAZIONE EFFICACE" , penetra in

profondità ed alimenta per via sotterranea sorgenti, fiumi, laghi e mari o

acquiferi.

Esistono rocce che mostrano caratteristiche tali da consentire l’assorbimento,

l’immagazzinamento, il deflusso e la restituzione di acque sotterranee in quantità

apprezzabili. Tali rocce sono dette "ROCCE SERBATOIO o "ACQUIFERI". Le principali

proprietà di un acquiferi sono la POROSITÀ e la PERMEABILITÀ.

La "porosità " rappresenta la proprietà di un corpo di contenere spazi vuoti tra gli

elementi solidi che lo compongono. Essa dunque esprime l’attitudine della roccia ad

immagazzinare e liberare acqua sotterranea. Viene espressa in percentuale con il

rapporto tra il volume dei meati e il volume totale dell’acquifero. -> pT=Vp/Va *100.

La "permeabilità " rappresenta invece la proprietà di un corpo a lasciarsi

attraversare dall’acqua. Essa dunque esprime l’attitudine che ha la roccia a lasciar

defluire le acque sotterranee.

È possibile anche distinguere 2 TIPI di permeabilità fondamentali:

• Per porosità, tipica delle rocce porose, le quali contengono numerosi piccoli

spazi vuoti inter-granulari, comunicanti fra loro.

• Per fessurazione, tipica invece delle rocce "fessurate" le quali contengono

generalmente pochi vuoti, costituiti da fessure grandi e piccole. A differenza

di quanto accade per le rocce permeabili e per porosità, dove vi è comunque

una circolazione idrica diffusa, queste per fessurazione possono risultare

completamente secche tra una frattura e l’altra.

Comunque, le acque meteoriche e superficiali che, sollecitate dalla gravità,

penetrano nel sottosuolo, vanno ad occupare poco a poco tutte le cavità, tutti gli

interstizi delle rocce, IMPREGNANDO IL SOTTOSUOLO fino ad un certo livello, che

viene chiamato "SUPERFICIE FREATICA". Sopra tale superficie, il sottosuolo risulta

areato e attraverso solo temporaneamente dell’acqua.

La superficie freatica separa perciò 2 ZONE caratterizzate da ben distinte

caratteristiche fisiche e idrologiche:

• La zona inferiore, impregnata dall’acqua di fondo, prende il nome di zona di

"saturazione" o "freatica".

• Quella superiore che è detta invece di AEREAZIONE o VADOSA.

Tipologie acquiferi

Gli acquiferi, che variano in profondità, spessore ed estensione laterale, si

suddividono in 2 CATEGORIE:

• "LIBERI o FREATICI", cioè un acquifero libero e delimitato superiormente

dalla superficie freatica. Esso può quindi espandersi al fluttuare della

superficie freatica.

• "CONFINATI" o "ARTESIANI", detti comunemente "FALDE ARTESIANE", che

sono coperte da strati relativamente impermeabili, che limitano il movimento

dell’acqua e ne impediscono quindi la libera espansione. Esse, sono dunque

dotate di una certa "pressione", per cui quando sono raggiunte da fessure

naturali o perforazioni artificiali, le acque risalgono ai livelli superiori.

Quindi il termine falda sta ad indicare una piega tra i strati del terreno che fa

da deposito idrico all’acqua che fluisce negli acquiferi.

Sorgenti

Il più delle volte, le acque infiltratesi nel sottosuolo, ricongiungono in tutto in parte

dopo un tempo piu o meno lungo e a distanza dalle zone di sedimentazione sotto

forma di acque sorgive ( sorgenti).

Le sorgenti sboccano in superficie spontaneamente. Esse possono sgorgare tipologie

di acque diverse con diverse utilità a seconda delle acque attraversate.

• Se il contenuto in sale risulta essere ridotto, le acque sono potabili e normali

• se il contenuto in sale è leggermente piu elevato le acque sono minerali.

Le acque termali risultano avere una temperatura variabile tra i 20 e i 100 gradi

centigradi.

L’origine delle sorgenti può essere collegata a condizioni geologiche e topografiche

differenti.

• I casi piu frequenti sono dati dalle sorgenti di deflusso che si verificano

quando uno strato impermeabile inclinato affiora lungo il versante di una

valle e fa scolare l’acqua accumulata entro le rocce sovrastanti.

• Le sorgenti di sbarramento sono invece dovute ad un ostacolo laterale quale

ad esempio una faglia, un filone, che fa accumulare lungo un piano inclinato

una quantità d’acqua tale da affiorare in superficie.

• Le sorgenti di trabocco sgorgano ai lati di un letto concavo che raccoglie più

acqua di quanto essa possa contenere.

• Molto frequenti sono anche le sorgenti che sboccano sul fondo del mare a

distanza variabile dalla costa.

Lungo i litorali dell’Italia meridionale e del mediterraneo vi sono un gran

numero di sorgenti di acqua dolce che si mescola con l acqua marina.

Comunque la quantità d’acqua che sgorga dalle sorgenti è detta portata, si misura in

L/s o m3/s. Varia moltissimo da caso a caso. Le piu grosse sorgenti hanno anche

portata di 20/30 L/s.

Le acque sotterranee hanno un importante ruolo geologico nell’erodere e nel

produrre cavità e caverne. Queste non sono altro che il risultato dell’azione solvente

di tali acque su rocce, quali calcari, gessi, e salgemma.

Il nome che viene dato a questo complesso di fenomeni è detto carsismo.

Le grotte carsiche sono cavità sotterranee prodottesi per disduzione di rocce, in

genere esse costituiscono una rete tridimensionale.

Una regione carsica ha una topografia assai caratteristica, determinata dalla

presenza di numerosi depressioni subcircolari, vere e proprie vie di penetrazione per

le acque meteoriche dette "doline". Esse tengono ad approfondirsi fin quando le

acque trovano libero sfogo nell’inghiottitoio che si apre sul fondo.

Accanto a tali doline di disduzione vi sono quelle di "crollo", prodotte dal crollo

della volta di cavità sotterranea.

Al progredire dell’azione solvente le doline si allargano e quelle piu attive

incorporano quelle meno attive, e cosi a poco a poco tutta la superficie rimane

crivellata di cavita di varie dimensioni.

Nello stadio finale della grotta/ regione carsica, essa assume l’aspetto di una distesa

sassosa o comunque di un territorio ondulato, con il fondo piatto e coperto da

detriti e terra rossa.

Quindi:

• inizialmente la dissoluzione del calcare avviene sotto la superficie freatica.

• Vi è poi un abbassamento della superficie freatica, poiché il letto del fiume si

è abbassato o il massiccio calcareo si è alzato, comportando lo spostamento

delle caverne nella zona vadosa.

Le acque di precipitazione, che scorrono in superficie confluiscono attraverso alvei, i

quali generalmente vengono convogliati al mare.

Il territorio che raccoglie le acque di precipitazione e le fa confluire in uno stesso

corso d’acqua è detto BACINO IDROGRAFICO. Esso è delimitato da linee di

spartiacque che corrono lungo la cresta di rilievi separando costantemente un

bacino dall’altro.

Il bacino di un fiume si divide in tanti bacini secondari, quanti sono i suoi affluenti e

ognuno di loro, a sua volta, in tanti bacini minori.

Non sempre però tutte le acque che cadono nell’aria di un certo bacino idrografico

alimentano il corso di acqua proprio di quel bacino. Talvolta una certa parte di esse

confluisce per vie sotterranee in un altro bacino.

I limiti dei terreni che forniscono acqua ad un bacino, anche per vie sotterranee

sono dette linee di sparti acque sottomarine.


ACQUISTATO

5 volte

PAGINE

79

PESO

3.17 MB

PUBBLICATO

+1 anno fa


DETTAGLI
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze nautiche ed aeronautiche
SSD:
A.A.: 2017-2018

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher roberto.fusco di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Geologia marina e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Parthenope - Uniparthenope o del prof Pappone Gerardo.

Acquista con carta o conto PayPal

Scarica il file tutte le volte che vuoi

Paga con un conto PayPal per usufruire della garanzia Soddisfatto o rimborsato

Recensioni
Ti è piaciuto questo appunto? Valutalo!