I FENOMENI SISMICI

I terremoti sono manifestazioni superficiali dell'azione delle forze tettoniche che si sviluppano all'interno della litosfera; assieme ai fenomeni vulcanici sono la prova più evidente della dinamicità della Terra.

Essi si manifestano in aree sismicamente attive che coincidono generalmente con i margini delle catene montuose, delle dorsali oceaniche e delle zone di subduzione.

Un terrremoto è una vibrazione più o meno intensa della superficie terrestre causato dalla repentina liberazione di energia meccanica; il punto in cui l'energia viene liberata sotto forma di onde elastiche viene definito ipocentro del terremoto, da esso l'energia si propaga in tutte le direzioni. L'epicentro è il punto sulla superficie terrestre, situato sulla verticale dell'ipocentro in cui giungono per prime le onde sismiche  che sono avvertite con maggiore intensità.

Il meccanismo che genera i terrremoti è stato spiegato per la prima volta nel 1911 dal sismologo americano H. F. Reid che studiò dettagliatamente le deformazioni del suolo in prossimità della faglia di San Andreas  (una profonda lacerazione della crosta terrestre che attraversa la California per quasi 1000 Km), dopo il terremoto che colpì San Francisco nel 1906. Durante questo terrremoto si individuarono spostamenti macroscopici del terreno, dell'ordine di qualche metro lungo la faglia. Reid giunse alla conclusione che le rocce, se sottoposte a sforzi, si comportano in modo elastico e si deformano progressivamente fino a che non viene raggiunto il limite di rottura. A questo punto l'energia elastica accumulata durante la deformazione si libera, in parte soto forma di calore per l'attrito lungo la superficie della faglia, in parte sotto forma di violente vibrazioni che si propagano dall'ipocentro . Questa teoria, definita come "Teoria del rimbalzo elastico" spiega anche come i terremoti siano dei fenomeni che si ripetono periodicamente in una certa zona.
Nella Terra, le rocce sono sottoposte a sforzi da movimenti in atto nella litosfera; nei volumi di rocce interessati si accumula energia come deformazione elastica, finchè superata la loro resistenza, l'energia si libera improvvisamente generando nuove faglie o rimuovendone antiche e provocando il teremoto. Il fenomeno può esaurirsi in qualche secondo, ma può prolungarsi fino a 4 - 5 minuti e produrre terremoti violenti.
In base alla teoria del rimbalzo elastico una zona in cui si è manifestato un terremoto dovrebbe avere raggiunto un nuovo equilibrio che garantirebbe un periodo di tranquilità sismica. Se le forze tettoniche in grado di deformare la litosfera, continuano, si accumulerò nuova energia, fino a un successivo punto di rottura e ad un altro terremoto. Questo processo viene anche detto "ciclo sismico"; in esso si possono distinguere tre stadi: il primo è precedente alla formazione della faglia, la deformazione elastica provoca variazioni nelle caratteristiche delle rocce; il secondo è l'evento sismico mentre il terzo è quello post-sismico . L'area colpita cerca un nuovo equilibrio attraverso scosse successive o repliche.

Le onde sismiche

Una parte dell'energia che si libera dall'ipocentro si propaga sotto forma di onde sismiche le quali attraversando diversi tipi di rocce posssono dare origine a fenomeni di riflessione e rifrazione. Queste onde provocano una deformazione dinamica dei materiali che attraversano e, dopo il loro passaggio ogni singolo volume di roccia riacquista la conformazione originaria.
I diversi tipi di onde sismiche sono: P, S e L.

 

Onde P: queste onde vengono definite onde prime o onde longitudinali e sono le prime ad essere registrate dai sismografi. Al loro passaggio le particelle di roccia oscillano nella stessa direzione di propagazione dell'onda sismica: la roccia subisce rapide variazioni di volume, comprimendosi e dilatandosi alternativamente. Sono le più veloci e si propagano ad una velocità che va dai 7 ai 14 Km/s. Si propagano in ogni mezzo: nelle rocce compatte, nei fluidi e nei gas, infatti il tipico boato che accompagna l'inizio del terremoto è dovuto alle onde P che provocano spostamenti d'aria, con frequenze che rientrano in quelle percepibili dall'orecchio umano.
Onde S: sono anche dette onde trasversali o di taglio; al loro passaggio le particelle di roccia compiono delle oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione dell'onda sismica; la roccia  subisce una variazione di forma ma non di volume. La loro velocità va dai 3,5 ai 7 Km/s. Essse sono in grado di propagarsi sono nei corpi solidi, quando incontrano un magma fuso si smorzano rapidamente.
Onde superficiali: quando le onde P ed S giungono in superficie, si trasformano in onde superficiali che si propagano dall'epicentro  lungo la superficie terrestre dove provocano oscillazioni di diverse forme. Le principali onde superficiali sono le onde di Rayleigh e quelle di Love. Al passsaggio delle onde R, le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale  lungo la direzione di propagazione, come avviene per le onde in acqua. Al passaggio delle onde L le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione ma solo sul piano orizzontale. Queste onde hanno una velocità di circa 3,5 Km/s, possono percorrere lunghe distanze (fino a compiere più volte il giro della Terra). Esse sono le onde che provocano i danni maggiori anche a notevoli distanze e al loro passaggio si possono verificare frane, fenomeni di liquefazione nelle argille e crolli.

Come si registrano le onde sismiche

La registrazione delle onde viene effettuata attraverso l'uso di sismografi che sono strumenti in grado di trasformare i complessi movimenti del suolo durante un sisma in una registrazione permanentte.

Il sismografo si basa sull'inerzia di una massa sospesa, che tende a rimanere immobile anche quando il supporto inizia a muoversi assieme al suolo; un pennino scrivente, lascia una traccia su una striscia di carta che ruota su di un rullo solidale con il terreno. Si registrano così le vibrazioni del suolo rispsetto alla massa. Per analizzare in modo corretto i movimenti del suolo se ne registrano le componenti in un sistema di tre assi perpendicolari, in ogni stazione sismica quindi, sono in funzione contemporaneamente tre sismografi: uno in grado di registrare i movimenti verticali, e due liberi di muoversi sul piano orizzontale, lungo due direzioni (Nord - Sud o Est - Ovest).
La registrazione del movimento sismico attraverso l'uso di sismografi è detto sismogramma:

I diversi tipi di onde sismiche, si propagano con velocità diversa e seguendo percorsi di varia lunghezza (più siamo distanti dall'ipocentro, tanto è maggiore l'intervallo di tempo che passa tra l'arrivo delle diverse onde sismiche). A una certa distanza dall'epicentro, invece, le diverse onde sismiche si separano e si riconoscono prima le onde P, nella parte centrale notiamo la sovrapposizione delle onde S e nella parte terminale del sismogramma compaiono prevalentemente le one superficiali, più lente, ma più ampie.

Dalla lettura di un sismogramma possiamo ricavare molte informazioni come l'energia liberata dal terremoto, la sua durata, la posizione dell'epicentro e la profondità dell'ipocentro.

Per determinare la profondià dell'ipocentro, sono necessarie le registrazioni di almeno 10 stazioni, per poter elaborare i dati in modo statistico.

Sono stati distinti quindi: terremoti superficiali, con profondità tra 0 e 70 Km; intermedi con profondità tra 70 e 300 Km e profondi con ipocentro a profondità maggiori a 300 Km. 

Intensità e magnitudo a confronto

La forza di un terremoto può essere rilevata attraverso due metodi, che consentono di costruire dele scale sismiche: la scala delle intensità e la scala della magnitudo.
La scala delle intensità adottata è la scala MCS (Mercalli, Cancani, Sieberg), che utilizza un metodo messo apunto da Mercalli agli inizi del '900 e successivamente modificato, senza apportare cambiamenti sostanziali.
Questa scala assegna ad ogni terremoto un valore numerico, detto grado di intensità determinato in base agli effetti delle scosse sismiche sul territorio e al grado di distruzione dei manufatti. Si riportano su una carta geografica i valori dele intensità  e si congiungono tutti i punti aventi uguale intensità, ottenendo  delle linee dette chiuse dette isosisme  che separano la zona più interna che comprende l'epicentro,  da zone in cui l'intensità decresce rapidamente.

La scala MCS presenta molti limiti dal punto di vista scientifico, in quanto l'intensità non è una misura dell'energia dissipata da un sisma, ma semplicemente la descrizione dei danni da esso provocati. Inoltre  la gravità dei danni dipende anche dalla conformazione geologica del territorio e soprattutto della presenza di centri abitati più o meno grandi, questi fattori rendono una difficile valutazione della forza del terremoto, quindi per misurare in modo rigoroso la forza di un teremoto, viene utilizzata la scala delle magnitudo che si basa sul seguente principio: tanto maggiore è l'energia liberata dal terremoto, tanto più ampie sono le oscillazioni registrate dal sismografo. Per costruire una scala di valore scientifico, occorre disporre di un'unità di misura, che in questo caso è il sismogramma di riferimento, inoltre si deve tenere conto della distanza dall'ipocentro e il conseguente indebolimento dele onde. La scala delle magnitudo è stata introdotta da Richter nel 1935. Secondo Richter, la magnitudo di un terremoto si ottiene confrontando l'ampiezza massima delle oscillazioni registrate da una stazione di rilevamento, con quella delle oscillazioni di un sismogramma di riferimento.

La scala delle magnitudo proposta da Richter, è una scala logaritmica, dove la Magnitudo è data dalla seguente relazione:

M = log₁₀ A / A₀ + Q

dove A è l'ampiezza massima delle oscillazioni del terrremoto studiato; A zero è l'ampiezza massima delle oscillazioni causate da un terremoto di riferimento ; Q è il fattore di correzione che tiene conto della distanza dall'epicentro della stazione di riferimento.

Di solito il terremoto di riferimento viene scelto in modo che provochi un'oscillazione  massima di 0,001 mm, su un sismografo posto alla distanza di 100 Km dall'epicentro. Tuttavia, le stazioni di rilevamento si trovano sempre a distanze diverse, quindi si usa il fattore Q, che tiene conto della distanza reale dall'epicentro.
La scala Richter è una scala logaritmica, quindi aumentando di un'unità la magnitudo, si ha un'ampiezza delle onde sismiche 10 volte maggiore; essa non ha un valore massimo predefinito, ma il massimo valore di magnitudo registrato è 9. Inoltre la magnitudo dipende dall'energia liberata dall'ipocentro, sotto forma di onde sismiche, questa non è misurabile attraverso formule, ma in linea di massima possiamo affermare che all'aumento di 1 unità di magnitudo corrisponde un aumento dell'energia dissipata di circa 33 volte.

I terremoti vengono distinti in microsismi (quando la magnitudo è inferiore a 5) e macrosismi quando la magnitudo super il valore di 6.

Il rischio sismico in Italia e la distribuzione geografica dei terremoti

L'Italia è situata in un'area geologicamente attiva e relativamente recente, tale zona è particolarmente instabile, come è testimoniato dall'attività vulcanica e sismica che la interessano periodicamente.
In Italia la causa della sismicità è legata a numerose faglie, le principali sono la faglia periadriatica a Nord che delimita la catena alpina e termina a Nord - Ovest in Val di Susa. Numerose faglie sono presenti in Toscana e in Emilia al limite della pianura padana e sono la causa di terremoti di debole intensità. Nella zona centrale della nosra penisola è presente la Ancona - Anzio la quale causa la sismicità nella zona umbra. più a Sud vi è la Comiso - Sant'Eufemia - Messina responsabile di sismicità abbastanza intensa. In epoca storica più di 160 terrremoti hanno provocato effetti disastrosi  e causato un numero di vittime vicino al mezzo milione di persone.  Un caso a parte è la Liguria, interessata dalla Sestri -Voltaggio, una faglia che separa geologicamente la catena alpina da quella appenninica; questa faglia però, è bloccata a Nord da un "cuscinetto sedimentario " detto Bacino Terziario Piemontese e, verso Sud da faglie presenti sulla scarpata continentale perpendicolari alla linea di costa, rendendo stabile la nostra regione.

La distribuzione dei terremoti sulla superficie terrestre non è casuale, infatti vi è una stretta relazione tra attività sismica e attività vulcanica nelle zone più recenti e attive.

Osservando la carta, è possibile constatare che i terremoti tendono a distribuirsi lungo le dorsali oceaniche dove oltre alla Rift Valley sono presenti numerose faglie trasformi. In queste zone gli ipocentri sono di solito superficiali.
Una maggior incidenza di terremoti è presente lungo la cintura di fuoco circumpacifica e lungo i margini del continente sudamericano: in queste fasce i terremoti hanno ipocentri da superficiali a profondi e sono legati alle zone di subduzione e ad intensa attività magmatica.
Anche nelle catene montuose recenti come quella alpina ed imalahiana, si registra attività sismica con ipocentri superficiali.

I maremoti


Il maremoto viene spesso chiamato con il termine giapponese tsunami, il cui significao è onda di porto.
Le cause di uno tsunami sono diverse, essi infatti possono essere generati da frane sottomarine, eruzioni vulcaniche in mare aperto o teremmoti con epicentro in mare aperto o lungo la costa.
Quelli generati da terremoti si verificano quando un evento sismico rilascia una grande quantità di energia (di solito magnitudo superiore a 7,5 e ipocentro superficiale), causando un improvviso innalzamento o abbassamento del fondale che mette in movimento grandi quantità d'acqua che generano onde che si propagano in mare aperto. Esse sono caratterizzate da una grande lunghezza d'onda e velocità intorno agli 800 Km/h. Quando l'altezza del fondo è 1/2 della lunghezza d'onda, inizia l'effetto frenante sulla massa d'acqua: la cresta si innalza fino a quando non si frange sulla costa su cui si abbatte con una forza devastante. I maremoti provocano danni maggiori nelle regioni dove le coste sono basse e non sono presenti rilievi in prossimità della costa.
I maremoti non si possono prevedere, ma ci si può difendere efficacemente, infatti per raggiungere coste distanti migliaia di Km impiegano diverse ore, sufficienti per attivare procedure di allarme e limitarne i danni. E di fondamentale importanza quindi conoscere la posizione dell'epicentro e la magnitudo di un terremoto, nonchè di sistemi di rilevamento nelle zone più a rischio.

       

 

I FENOMENI VULCANICI

I fenomeni vulcanici sono uno dei segni più evidenti della dinamicità del nostro pianeta, sul quale sono presenti circa 600 vulcani attivi, che hanno trasformato nel tempo l'aspetto della  superficie terrestre.

L'attività vulcanica può manifestarsi in modi diversi: dalle tranquille effusioni di lava, ad esplosioni parossistiche tanto violente da modificare l'aspetto di una regione, o ancora unicamene con l'emissione di vapori e gas.

I fenomeni vulcanici sono molto complessi per la molteciplicità delle strutture e dei prodotti cui dà origine; di solito per vulcanesimo intendiamo l'emissione atraverso fratture di lave o materiali piroclastici, associati a gas e vapori.  Le lave, derivano da magmi che si originano o all'interno della crosta (per anatessi, sialici  e molto viscosi) o nell'astenosfera (femici, molto caldi e fluidi). L'attività vulcanica può innescarsi improvvisamente e persistere per lungo tempo per poi estinguersi quando vengono meno le condizioni che hanno portato alla formazione del magma.

Il processo di fusione avviene gradualmente: materiale molto caldo, si trasforma poco a poco in gocce di magma; quando un volune compreso tra il 5 e il 20% del materiale originario è fuso, le singole gocce di magma si muovono attraverso le fratture delle rocce e fondersi fra loro in una massa continua, che poco alla volta risale a causa della minore densità rispetto al materiale circostante. La velocità di risalita dipende dalla zona in cui si origina il magma, talvolta può rallentare e in tal caso, può cambiare la natura chimica del fuso, ad esempio per l'assimilazione di rocce circonstanti.

Se i magmi giungono i superficie, si innescano i fenomeni vulcanici, se questi sono troppo viscosi danno origine a corpi magmatici intrusivi chiamati plutoni i quali possono avere forme e dimensioni molto varie e solidificano molto lentamente all'interno della crosta.

Edifici vulcanici - eruzioni - prodotti dell'attività vulcanica

L'attività vulcanica si manifesta attraverso eruzioni lineari o eruzioni centrali. Si parla di eruzioni lineari quando il magma fuoriesce attraverso fessure della crosta, strette ed allungate che possono estendersi per chilometri; il ripetersi di queste eruzioni dalla stessa frattura porta alla formazione di espandimenti basaltici chiamati anche plateaux. Lo spessore di solito è modesto ma con estensione di migliaia di chilometri quadrati.
Si parla invece di eruzioni centrali, quando i materiali vengono eruttati da un edificio vulcanico, che è costituito da un'estremità chiamata cratere, un condotto (o camino vulcanico) che mette in comunicazione l'edificio con la zona di alimentazione che può trovarsi anche oltre i 100 Km di profondità. Durante la sua risalita, il magma può ristagnare in una camera magmatica situata a profondità variabili.

Marsili trivellato

 La forma di un edificio vulcanico dipende strettamente dal tipo di lave eruttate e, le forme più comuni sono rappresentate dai vulcani a scudo, dagli stratovulcani e i coni di scorie.

Vulcani a scudo

Sono edifici vulcanici caratterizzati da dimensioni molto estese ( infatti il Mauna Loa si innalza per oltre 4000 m sul livello del mare, ma la sua base è sul fondo dell'oceano a oltre 5000 m di profondità), pendii dolci (che di solito hanno una pendenza non superiore al 5%). Questa forma è dovuta alla notevole fluidità delle lave basaltiche, che sono in grado di scorrere per molti chilometri prima di solidificare e gli episodi esplosivi sono praticamente assenti.

Come si nota dalla figura, l'edificio vulcanico si forma per l'accumulo di migliaia di sottili colate basaltiche e alla sommità si  può formare  una "caldera"  per collasso, all'interno della quale il condotto può aprirsi con un crattere a pozzo.

Stratovulcani
Sono edifici vulcanici che si formano quando alternano fasi di attività effusiva a fasi di attività esplosiva con emissioni di materiali piroclastici ( ceneri, lapilli, scorie, frammenti di lava) che si depositano sulle pendici del vulcano.
Molto spesso nei vulcani a strato sono presenti, oltre al cratere principale, anche crateri avventizi o secondari. Infatti quando il cratere centrale è ostruito, la lava cerca percorsi alternativi aprendo nuove bocche.  Un esempio di stratovulcani sono L'Etna, il Vesuvio, Mount St.Helens e il Fujyama.

Coni di scorie
Si tratta di piccoli edifici vulcanici che si sono formati in seguito ad una sola eruzione esplosiva; sono costituiti da materiali piroclastici ed hanno una pendenza accentuata.


Si possono inoltre riconoscere altre forme dovute alle caratteristiche delle varie fasi di attività; le più significative sono le caldere e i diatremi.
Le caldere sono vaste depressioni che si originano in seguito a fenomeni di attività esplosiva o dallo sprofondamento della parte sommitale dell'edificio vulcanico. Quando la camera magmatica si svuota, non è più in grado di sostenere la parte sommitale del vulcano, che sprofonda, generando una cavità. Un esempio di caldera è quella del monte Somma - Vesuvio e quella del Teide a Tenerife.
I diatremi sono dei condotti vulcanici riempiti da brecce magmatiche originatesi in seguito a una violenta esplosione di gas magmatici. I diatremi sono intrusioni simili a colonne costituite da rocce ultrabasiche provenienti dal mantello e quelli  più famosi dono quelli del Kimberley in Sudafrica, che vengono sfruttati per l'estrazione dei diamanti i quali  si formano ad alte temperature e alte pressioni.

I diversi tipi di eruzioni vulcaniche
I magmi provenienti dalle zone profonde, risalgono e si accumulano nella camera magmatica; a volte alcuni minerali iniziano a cristallizzare, mentre i gas si raccolgono nella parte superiore della camera magmatica. Quando la pressione all'interno della camera magmatica, supera la pressione litostatica, i componenti volatili si espandono trascinando il magma sulla superficie.
I fattori che influenzano il tipo di eruzione sono la viscosità del magma e  il contenuto in aeriformi, soprattutto vapor d'acqua; quest'ultimo influenza la mobilità del magma originando un'eruzione.
I magmi femici sono molto fluidi e danno origine ad un vulcanismo di tipo effusivo, mentre quelli sialici e andesitici, sono viscosi e danno origine ad attività vulcanica di tipo esplosivo.
I diversi tipi di eruzione prendono il nome dei vulcani di cui sono tipici; le principali sono:

- Eruzioni di tipo hawaiano: sono caraterizzate da effusioni di lave basaltiche molto fluide, i gas si liberano tranquillamente e sotto la loro spinta, nelle fasi iniziali dell'eruzione si formano spettacolari fontane di lava che possono elevarsi anche per centinaia di metri.

- Eruzioni di tipo stromboliano: sono caratterizzate prevalentemente da attività esplosiva alternate a colate laviche; la lava ristagna nel cratere, dove inizia a solidificare. Si origina così una crosta solida al di sotto della quale si accumulano i gas che sono liberati dal magma; quando la pressione cresce si origina un'esplosione non troppo violenta che libera il condotto, esaurita la spinta dei gas, la lava effonde sotto forma di fontane e colate. Il classico esempio di questa eruzione è Stromboli, uno stratovulcano  caratterizzato da attività persistente.

- Eruzioni di tipo vulcaniano: in questo tipo di eruzioni, il meccanismo è simile a quelle di tipo stromboliano, solo che la lava è più viscosa e va da termini andesitici a riolitici. Le lave solidificano nella parte alta del condotto vulcanico dove forma un "tappo" di grande spessore.  I gas impiegano quindi molto tempo per raggiungere pressioni sufficienti a vincere l'ostruzione. Quando ciò avviene, l'esposione è violentissima. Il classico esempio è rappresentato dall'isola di Vulcano, ma anche il Vesuvio, nel corso della sua storia ha attraversato fasi simili. Quando tali esplosioni  sono particolarmente violente sono definite di tipo pliniano in onore di Plinio il Giovane che descrisse l'eruzione del 79 d.C. Durante queste eruzioni  la colonna di gas e vapori fuoriesce violentemente dal condotto innalzandosi per diversi km , dando origine ad una nube a forma di "fungo". Da questa ricadono grandi quantità di frammenti di lava che solidifica come pomice.

- Eruzioni di tipo peleano: sono caratterizzate da lave molto viscose e con temperature relativamente basse (intorno ai 600 - 800 °C) che vengono spinte fuori dal condotto già solidificate dando origine a "cupole di ristagno" o guglie alte qualche centinaio di metri. L'eruzione è violentissima, accompagnata dal crollo dell'edificio vulcanico e dall'emissione  di grandi quantità di gas, vapori e materiali piroclastici che scendono a grande velocità sulle pendici del vulcano espandendosi su grandi aree; queste manifestazioni vengono chiamate nubi ardenti.

- Eruzioni freatiche: derivano dall'interazione tra il magma e l'acqua presente in una falda freatica. Il brusco passaggio dell'acqua allo stato di vapore dà origine a grandi pressioni che possono far saltare l'intera colonna di rocce sovrastanti; dal cratere fuoriesce con violenza una colonna di vapore mista a a brandelli di rocce. In seguito all'esplosione si origina una nube di vapore e materiali piroclastici, a forma di anello, chiamata base - surge. Un esempio è l'esplosione del Krakatoa, avvenuta nel 1883.

- Eruzioni di tipo islandese: sono caratterizzate da lave basaltiche molto fluide in cui la lava fuoriesce da lunghe fessure invece che da un edificio vulcanico; si osservano in Islanda e in corrispondenza delle dorsali oceaniche, che attraversano tutti i fondali oceanici. Sulla sperficie terrestre producono enormi quantità di lava e danno origine ai plateaux.


I prodotti dell'attività vulcanica e le modalità di solidificazione delle lave

I prodotti dell'attività vulcanica sono rappresentati da gas e materiali piroclastici.
Tra le sostanze aeriformi, i prodotti più abbondanti sono il vapor d'acqua e il biossido di carbonio, seguiti da composti dello zolfo, del cloro e del fluoro. Queste sostanze hanno contribuito a formare l'atmosfera primordiale e sono le responsabili delle eruzioni vulcaniche.
I materiali solidi sono invece rappresentati dai piroclasti, di composizione e dimensioni molto varie, eiettati dal vulcano durante le fasi di attività esplosiva. Essi possono essere rappresentati da polveri, ceneri, lapilli e bombe anche di grandi dimensioni e dalla forma affusolata.
Essi ricadono per effetto della forza di gravità e danno origine a depositi molto simili a quelli sedimentari; in alcuni casi danno origine a nubi ardenti formate da polveri, ceneri e lapilli che scendono lungo i fianchi del vulcano, dalla loro cementazione si formano rocce chiamate ignimbriti che possono coprire vaste aree.  Un altro esempio di prodotti dell'attività vulcanica sono i lahars, rappresentati da flussi di fango che si originano quando questi materiali si mescolano con i ghiacci o acqua di precipitazione o li laghi. Si innescano così grandi colate di fango dall'azione distruttiva in quanto seppelliscono ciò che incontrano lungo il loro percorso.
Le modalità di solidificazione di una lava  dipendono da molti fattori e principalmente dal tipo di lava, dala velocità di raffreddamento e dalle condizioni ambientali. Le principali strutture che possono assumere le lave sono:
- Lave a corda: (anche dette pahoe - hoe), sono tipiche dei vulcani di tipo hawaiano e danno origine a colate molto fluide; la parte superficiale della lava solidifica velocemente mantenendo una certa plasticità, la lava continua a scorrere sotto questa superficie deformandola dando origine a delle sturture simili a corde.

Sempre nei vulcani hawaiani si possono formare le lave a blocchi scoriacei che hanno un aspetto spugnoso e costituite da blocchi con una superficie irregolare. Si formano quando la lava ha perso i componenti volatili, lo strato superficiale è solido e non può  deformarsi; il materiale fuso continuando a scorrere sotto le lave solidificate, le spacca in blocchi. A volte le lave che raffreddano bruscamente formano strutture a fessurazione colonnare in cui la lava subisce una forte contrazione e solidifica in colonne a sezione prismatica.

- Pilow lavas: o lave a cuscino, si formano quando lave basaltiche effondono sui fondali oceanici; la superficie della lava a contatto con l'acqua si raffredda molto velocemente formando una pellicola vetrosa che isola dall'ambiente esterno la bolla  al cui interno, il fuso solidifica più lentamente dando origine a basalti, talvolta con strutture radiali.

Altri fenomeni legati all'attività vulcanica

Questi fenomeni legati all'attività vulcaniva, vengono anche definiti con il termine di vulcanesimo secondario e caratterizzano le fasi conclusive dell'attività vulcanica. Si tratta di fenomeni causati dalla presenza di un magma vicino alla superficie terrestre che raffreddandosi libera i gas e provoca il riscaldamento di acque presenti nelle falde acquifere, le quali vaporizzando, risalgono in superficie dando origine a sorgenti termali di cui l'Italia è ricca.
Fenomeni legati all'attività tardiva sono anche i geyser, abbondanti in America Settentrionale e in Islanda. Si tratta di emissioni intermittenti di acqua moldo calda a intervalli quasi regolari; a volte l'acqua contiene carbonato di calcio in soluzione che origina concrezioni attorno alla bocca del geyser.
Altre manifestazioni sono le fumarole caratterizzate da emissioni di vapor d'acqua e biossido di carbonio. Queste possono essere pericolose in quanto l'anidride carbonica, essendo più pesante dell'aria, si raccoglie nelle depressioni del terreno e può risultare letale per gli esseri viventi.
Le solfatare sono esalazioni di vapor d'acqua, biossido di carbonio e acido solfidrico che a contatto con l'aria si ossida facendo sublimare lo zolfo che si deposita sotto forma di incrsotazioni. A volte il vapore ricco di acido borico, fuoriesce ad alte pressioni ed alte temperature: questi getti vengono chiamati soffioni boraciferi. In Italia i più famosi sono quelli di Larderello in Toscana, che vengono sfruttati per la produzione di energia geotermica e di acido borico. Essi si formano quando l'acqua di precipitazione si infiltra nel suolo, viene a contatto con un magma e il vapore che si forma fuoriesce attraverso le fratture delle rocce. In terreni argillosi si ha la fuoriuscita di acque fangose e salate, che danno origine a piccoli coni chiamati salse.


Distribuzione geologica dei vulcani

La distribuzione dei circa 600 vulcani attivi sulla superficie terrestre e delle effusioni lungo le dorsali oceaniche, non è casuale, nè uniforme.
La parte più consistente dei vulcani attivi si trova lungo le dorsali oceaniche : queste sono catene montuose che attraversano tutti gli oceani elevandosi dal fondale fino a 3000 metri; dalla frattura vengono eruttate lave basaltiche molto fluide che danno origine a grandi accumuli di pillow. A volte, questo tipo di vulcanismo si manifesta sulla superficie terrestre, come nel caso dell'Islanda, dove la dorsale Medio - atlantica emerge.
Un gruppo caratteristico di vulcani, si manifesta lungo gli archi insulari o lungo margini continentali situati in prossimità di fosse oceaniche; in questo caso l'attività vulcanica è caratterizzata da lave andesiticheche danno origine ad eruzioni di tipo esplosivo. Questi vulcani si trovano lungo la cosiddetta "cintura di fuoco circumpacifica",  una fascia che si snoda lungo le coste americane e asiatiche del Pacifico; un esempio sono gli arcipelaghi del Giappone, delle Filippine e la Cordigliera dele Ande.
Alcuni vulcani sono associati ai punti caldi  (hot spot), che eruttano lave basaltiche. Tra quelli oceanici l'esempio più classico è rappresentato dalle Hawai, tra quelli continentli, i vulcani africani, l'Etna, le isole Canarie e la parte nord-occidentale del continente americano, in particolare Yellowstone.

LA DOPPIA NATURA DELLA LUCE

La luce proveniente dal Sole e dalle Stelle ci può fornire diverse informazioni che vanno dagli elementi presenti in una stella, alla sua evoluzione, o, ancora sulla sua temperatura. Quasi tutto ciò che sappiamo sulla struttura atomica, deriva dall’analisi della luce emessa o assorbita dalle sostanze.

Gli scienziati hanno impiegato alcuni secoli prima di spiegare i fenomeni luminosi che possiamo osservare, ma è soltanto dallo scorso secolo che Max Planck e Albert Einstein hanno elaborato teorie che ci permettono di affermare che la luce presenta sia un aspetto ondulatorio, sia uno corpuscolare.

Maxwell nella seconda metà dell’800 afferma che la luce è un particolare tipo di onda elettromagnetica creata da una rapidissima oscillazione di cariche elettriche; infatti è noto dalla fisica che, una corrente elettrica oscillante origina un’onda magnetica.

La luce è un particolare tipo di onda elettromagnetica; l’insieme delle onde costituisce lo spettro elettromagnetico.

Le onde si distinguono per la frequenza  (ni) e la lunghezza d’onda (lambda); ciò che le accomuna è invece la velocità c con cui si propagano nel vuoto cioè 300000 Km al s.

La frequenza  viene misurata  in hertz, le  frequenze  dello  spettro elettromagnetico  vanno da 10⁵ a

10³⁰ Hz.

La luce visibile è una porzione molto piccola dello spettro elettromagnetico: tutte le radiazioni hanno una lunghezza d’onda che va dai 400 ai 700 nm (nanometri) che noi percepiamo come luce bianca.

La relazione che lega le tre grandezze caratteristiche delle onde elettromagnetiche è:

C = λ · ν

λ (lambda)  e ν (ni)sono grandezze inversamente proporzionali: a grandi frequenze corrispondono piccole lunghezze d’onda e viceversa.

 

La natura ondulatoria della luce è legata al fenomeno della diffrazione: questo si verifica quando un fascio di luce giunge su una fenditura avente dimensioni confrontabili con con la lunghezza d'onda.

Dopo avere oltrepassato l'ostacolo, la luce non si propaga più in linea retta e origina delle bande chiare e scure alternate, chiamate frange di interferenza.

Le frange chiare sono dovute a interferenza positiva causata da più onde in fase che si rafforzano aumentando la luminosità, quelle scure sono dovute a interferenza negativa e sono prodotte da onde in discordanza di fase: le ampiezze si annullano e scompare la luminosità.

Quando la luce interagisce con la materia, si evidenzia la sua natura corpuscolare: infatti proiettando un fascio di luce ultravioletta prodotta da una lampada a vapori di mercurio, su una lamina di zinco, possiamo provocare l'espulsione di elettroni dalla lamina metallica.

Questo fenomeno prende il nome di effetto fotoelettrico, ed è stato scoperto da Lenard nel 1902, egli misurò sia gli elettroni emessi in un secondo, sia la velocità con cui venivano scalzati dal metallo. Se si usava una radiazione più intensa aumentava il numero di elettroni emessi, ma non la velocità; per aumentare quest'ultima si doveva utilizzare una radiazione con frequenza maggiore, mentre al di sotto di una frequenza minima l'efetto fotoeletrico non si manifesta.

 

Questo fenomeno non può essere spiegato considerando la luce in termini ondulatori, si può spiegare immaginando ogni raggio di luce come un insieme di "pacchetti"  di energia, tanto più numerosi, quanto più intenso è il raggio.

Gli elettroni per essere liberati dal metallo, devono acquisire l'energia necessaria a vincere le forze che li temgono uniti al metallo; se i "pacchetti" giungono sul metallo, ma sono troppo deboli, non vi è emissione di elettroni.

Questi "pacchetti" di energia vengono chiamati quanti o fotoni; la relazione che esprime questo comportamento è conosciuta come  relazione si Planck - Einstein:

E = h ν

Dove E è l’energia del fotone, ν la frequenza e h la costante di Planck con valore uguale a 6,63 10^-34

J s. All’aumentare della frequenza, aumenta l’energia trasportata dalla radiazione elettromagnetica.

Possiamo anche scrivere:

E = h c/λ

Entrambe le formule evidenziano la doppia natura della luce: nella sua propagazione manifesta l’aspetto ondulatorio, nell’interazione con la materia, evidenzia l’aspetto corpuscolare, cioè si comporta come un insieme di fotoni a ciascuno dei quali corrisponde una determinata energia; i fotoni sono privi di massa, e sono quindi considerati “pacchetti di energia”.

 

LA FORMA DELLA TERRA E I MODELLI CHE LA RAPPRESENTANO

E' possibile osservare la forma sferica del nostro pianeta attraverso le immagini dei satelliti; naturalmente quando parliamo di sfericità, non prendiamo in considerazione le numerose irregolarità della superficie terrestre, rappresentate dai rilievi, dalle valli e dalle depressioni oceaniche. Immaginando di eliminare le irregolarità del territorio, e misurando il raggio polare e quello equatoriale, possiamo affermare che la Terra non è una sfera perfetta, in quanto il moto di rotazione ne ha influenzato la forma. 

La forza centrifuga che deriva dalla rotazione ha causato una concentrazione di materia nelle zone che si muovono più velocemente, producendo un rigonfiamento equatoriale , e uno schiaccamento polare (dove questa forza è nulla).

Inoltre la Terra genera un campo gravitazionale, grazie al quale attira verso in centro qualunque corpo fermo o in movimento, con una forza che è uguale al prodotto della massa del corpo per l'accelerazione di gravità ( P = mg). La direzione in cui agisce la forza di gravità è detta verticale fisica del luogo e può essere determinata dalla direzione del filo a piombo. Il valore dell'accelerazione di gravità diminuisce allontanandosi dal centro della Terra, quindi con l'altitudine; il suo valore varia inoltre da luogo a luogo a causa della densità non uniforme della litosfera (crosta terrestre più la parte superficiale del mantello).
Il modello geometrico che più si avvicina alla forma della Terra è l'ellissoide di rotazione; in enere si prende in considerazione l'ellissoide internazionale di Hayford, anche se, è stato definito un ellissoide astrogeodetico grazie ai dati ricavati dallo studio delle orbite dei satelliti artificiali. L'ellissoide internazionale viene utilizzato per la costruzione dei planisferi e delle carte geografiche.
Il solido che più si avvicina alla forma della Terra è il geoide, costruito sulla base dei dati forniti dal'accelerazione di gravità, cioè da misurazioni gravimetriche eseguite in molti punti della superficie terrestre.

Si è osservato che la superficie terreste presenta valori diversi della forza di gravità evidenziati dalla direzione del filo a piombo, che non coincide con la verticale geocentrica, ma si dispone secondo la verticale fisica del luogo. Questo fenomeno si rileva soprattutto sulle grandi catene montuose e nei bacini oceanici, ed è dovuto ad una non omogenea distribuzione delle masse all'interno della Terra. Infatti sotto le grandi catene montuose la crosta terrestre arriva ad una profondità di circa 80 Km , mentre in zone pianeggianti è di circa 30 km. Questo perchè la densità della crosta è decisamente inferiore a quella del mantello   (2,7 g su cemtimetri cubi contro i 5 del mantello). Le catene montuose per poter "galleggiare" sull'astenosfera plastica devono avere  un grande spessore crostale che determina variazioni nella forza di gravità.
Unendo tutti i punti della superficie terrestre perpendicolari alla direzione del filo a piombo si è ottenuto il geoide, che è il modello che più si avvicina alla forma della Terra, anche se tende ad attenuare i rilievi e ad innalzare le depressioni oceaniche.
La superficie del geiode è   una superficie equipotenziale. Teoricamente il geoide può essere definito come la forma che la Terra assumerebbe se il livello medio del mare si estendesse in continuità, anche dove si trovano le terre emerse, colmando le depressioni e cancellando i rilievi.
Inoltre se la distribuzione delle masse all'interno della Terra fosse omogenea, ellissoide e geoide dovrebbero coincidere, mentre nella realtà sono sfalsati di alcune decine di metri.

LABORATORIO: ESTRAZIONE DEL DNA (dalla frutta)

Obiettivo: Estrazione del DNA della frutta (banana o kiwi) osservazione al microscopio 

Procedimento: massare sulla bilancia elettronica 3 g di NaCl e porli in 80 ml di acqua distillata, mescolare fino allo scioglimento del sale; aggiungere un pò di detersivo per piatti diluito precedentemente e aggiungere acqua fino ad arrivare a 100 ml; in questa fase bisogna mescolare molto lentamente affinchè non si formino bolle. Questa soluzione servirà a demolire le membrane plasmatiche e nucleari che sono costituite da fosfolipidi. I fosfolipidi si scioglieranno in presenza del detersivo, mentre il cloruro di sodio ha la funzione di facilitare l'eliminazione delle proteine istoniche sulle quali è avvolto il DNA.

A questo punto, in un mortaio si schiacciano circa 100 g di banana o kiwi e si riduce in poltiglia al fine di separare il più possibile le cellule tra loro ed esporle all'azione del detersivo. Si versa la poltiglia nella soluzione di estrazione e si pone il becker sulla fiamma fino alla temperatura di 60 °C. Si toglie dal bunsen (in quanto se il riscaldamento è lungo il DNA si frammenta). Si attende 15 minuti e si pone il becker in una vaschetta contenente acqua e ghiaccio per circa 5 minuti. 

Si filtra con della garza in un cilindro graduato e si ottiene un liquido ricco di DNA. Si mette in una provetta una certa quantità della soluzione ottenuta e si aggiunge in quantità uguale molto lentamente alcool al 95% freddo (da congelatore), in modo che le due fasi restino separate. Si usa l'alcool in quanto il DNA è solubile in acqua e non sarebbe visibile.

Si lascia riposare per altri 5 minuti e a poco a poco il DNA si rende visibile sotto forma di una sostanza bianchiccia che tende ad aumentare di volume. Si noteranno inoltre, molte bollicine dovute alla solubilità dei gas atmosferici, che è maggiore in un liquido a temperatura più bassa.

Con delle pinzette si preleva dalla provetta una piccola quantità di preparato e si pone su un vetrino assieme a del blu di metilene (che consente di vedere meglio il DNA) per osservarlo al microscopio. Ovviamente non si potrà osservare la struttura a doppia elica, in quanto non è visibile neanche con i microscopi eletronici, ma si osserveranno dei filamenti alquanto confusi.

LE MAREE

Le maree sono oscillazioni periodiche del livello del mare e  hanno un ruolo fondamentale nei processi di trasformazione litoranea e costiera.

Esse consistono in oscillazioni ritmiche, con innalzamenti (flussi) e abbassamenti (riflussi) del livello marino, provocati dall'azione gravitazionale della Luna e del Sole sulle masse d'acqua che ricoprono la Terra. In genere si possono osservare due alte e due basse maree al giorno; la fase corrispondente al massimo sollevamento dell'acqua è detta alta marea, mentre la fase corrispondente al massimo abbassamento è detta bassa marea; la differenza tra le due, viene detta ampiezza di marea.

In media l'ampiezza delle maree nel Mediterraneo è dell'ordine dei 10 cm, con dei massimi di 2,1 m a Trieste e nel Golfo di Gabes in Tunisia. L'ampiezza di marea può diventare anche notevole in vicinanza delle coste che si affacciano su oceani o in golfi come la baia di Mont Saint Michel in Normandia (circa 16 m) e nella baia di Fundy in Canada (circa 18 m) ; quest'ultimo rappresenta il valore massimo conosciuto. 

Il comportamento delle maree era già noto ai greci e Romani, ma solo dopo che Newton enunciò la legge di gravitazione universale, fu possibile spiegare in modo soddisfacente questo fenomeno.

 

I fattori che entrano in gioco nella genesi delle maree sono numerosi, semplificando, possiamo osservare che il Sole pur avendo una massa molto maggiore di quella della Luna , questa si trova più vicina alla Terra e, l'attrazione esercitata da quest'ultima è maggiore a quella esercitata dal Sole, per cui la periodicità delle maree è legata ai movimenti della Luna. Ma non è questa la sola causa del fenomeno, infatti, se così fosse, si avrebbe un solo flusso e un solo riflusso al giorno in quanto la Luna culmina  una sola volta su ogni meridiano. La marea invece si presenta anche agli antipodi, e questo è dovuto all'azione della forza centrifuga. 

Se consideriamo Terra e Luna come un sistema binario, il baricentro del sistema risulta essere poco sotto la superficie terestre. Dalla parte rivolta verso la Luna sarà massima la forza di attrazione gravitazionale e minima la forza centrifuga (in quando vicini al baricentro del sistema), all'antipodo, invece, la forza centrifuga sarà massima e, minima quella di attrazione gravitazionale (rivolta verso il centro della Terra). Quindi sommando le due forze dalla parte rivolta verso la Luna, e sottraendo le due grandezze vettoriali dall'altra, noi avremo due alte maree, una dalla parte di Terra rivolta alla Luna ed una agli antipodi.

Anche il sole esplica un'attrazione gravitazionale sulla Tera, quindi, quando Terra, Luna e Sole sono allineati si possono osservare dei massimi di alta marea dette maree sizigiali (o acque vive) e si verificano ogni due settimane circa; l'alta marea ragiunge livelli più alti del solito e la bassa scende a livelli inferiori al normale. Quando il Sole forma un angolo retto con Terra e Luna, si osservano dei minimi di alta marea, dette maree di quadratura (o acque morte).

Di solito si hanno le maree sizigiali durante il novilunio e il plenilunio, maree di quadratura durante il primo e ultimo quarto.

Il comportamento delle maree si discosta notevolmente dallo schema teorico in quanto gli oceani e i mari non ricoprono uniformemente la superficie terreste, il fenomento è legato alla profondità del bacino su cui si verifica la marea,  alla configurazione della costa ed infine all'attrito dell'acqua sul fondale.

A causa dell'attrito delle masse d'acqua, l'alta marea non si verifica esattamente quando la luna culmina su un meridiano, ma può presentare un ritardo chiamato "ora di porto" che varia da zona a zona e va da 50 min a 12 ore. La conoscenza dell'ora di porto è fondamentale per la navigazione, infatti, con i dati dell'ora di porto si costruiscono carte di navigazione, nelle quali sono indicate delle linee dette cotidali, che uniscono tutti i punti con uguale ritardo di marea. Le linee cotidali, sono disposte a raggiera e partono da un punto in cui l'ampiezza di marea è nullo. Questi punti vengono detti nodi anfidromici.

Le maree infine, possono causare delle correnti note come "correnti di marea" che si originano presso le coste o negli stretti che mettono in comunicazione bacini marini adiacenti, come ad es. lo Stretto di Messina e possono raggiungere una velocità di 8 /9 Km/h.

In alcune località della superficie terrestre, ci sono fiumi che sfociano in mare ad estuario; in queste zone (come ad esempio nel Rio delle Amazzoni), specialmente durante le maree sizigiali, l'onda di marea causa un rigonfiamento del fiume  o dà origine ad un fronte di marea chiamato  mascheretto. Quello del Rio delle Amazzoni è il più spettacolare perchè può raggiungere un'altezza di sette metri e mezzo e risale il fiume per circa 480 Km.

LE VARIAZIONI CLIMATICHE E I MOTI MILLENARI

Oltre al moto di rotazioni e rivoluzione, la Terra compie altri moti ciclici, che si ripetono in uno stesso periodo di tempo, causati dall'attrazione gravitzionale della Luna, del Sole e in minore misura degli altri pianeti.

Questi moti, dell'ordine di migliaia di anni, non sono evidenti nella scala temporale della nostra vita.

Secondo la teoria di Milankovich, i moti millenari determinano variazioni cicliche dell'insolazione, e quindi di distribuzione del calore sulla superficie terrestre, che a lungo termine  portano a importanti effetti sul clima e sulle stagioni.

Milankovich ha correlato le oscillazioni climatiche del passato, con con variazioni dell'insolazione nel tempo. In pratica, i moti millenari potevano essere in grado di originare una glaciazione. Il moto di precessione degli equinozi, la variazione dell'eccentricità dell'orbita e le nutazioni, combinati, hanno procurato variazioni di insolazione la cui entità variava con la latitudine.

Nel corso dell'ultimo periodo geologico, si sono avvicendate quattro grandi glaciazioni: Gunz, Mindel, Riss, Wurm intercalate a periodi di fusione dei ghiacciai detti periodi interglaciali.

L'estensione glaciale calcolata nella sua fase di espansione mette in evidenza che circa il 35% delle terre emerse fosse coperto dai ghiacciai, ciò ha comportato la scomparsa di molti organismi, o la riduzione del loro habitat; alcune specie durante le glaciazioni, come l'orso delle caverne o il mammuth si sono estinte.

La durata delle glaciazioni non supera globalmente il 2% dei tempi geologici e le aree coperte da ciascuna glaziazione si trovano distribuite nei due emisferi, cioè sono sincrone su tuttto il globo.

Osservando un ghiacciaio alpino, possiamo notare un limite, lungo il quale nei periodi estivi, la neve non si scioglie, ma si accumula; questo limite viene chiamato "limite delle nevi persistenti". Esso dipende dalle condizioni morfologiche e dall'esposizione topografica; nei versanti esposti a Nord il imite sarà inferiore, rispetto a quelli esposti a Sud. Attualmente tale limite nelle Alpi varia tra i 3000 e i 3200 m di quota e supera i 5000 m nelle zone equatoriali del Kilimangiaro.

Presupponendo da un anno all'altro, l'abbassamento di 1 °C della temperatura media estiva, il limite si abbassa altimetricamente di 200 metri e di 400 m sul piano inclinato. Ovviamente la pendenza ha avuto un ruolo importante sull'avanzata del fronte glaciale. Il  limite delle nevi permanenti nel periodo Wurmiano si trovava a circa 1200 m, quindi le fronti dei ghiacciai sboccavano in più punti della pianura padana. Ovviamente, un abbassamento di tale limite deve tenere presente un aumento delle precipitazioni.  Con il diminuire delle temperaturre, le fronti glaciali avanzavano dapprima limitatamente e poi, a quote più basse progredivano in modo più rilevante e massivo. Un altro fenomeno correlato, è una diminuzione del riscaldamento dell'aria, causato dalla riflessione totale dei raggi solari che creano condizioni più favorevoli all'aumento dell'espansione dei ghiacci (fenomeno conosciuto come "albedo").

L'andamento dell'insolazione, in funzione delle variazioni climatiche a causa dei moti millenari può essere usato per spiegare una diminuzione delle temperaturre tali da produrre una glaciazione. 

Allo stato attuale, l'unica ipotesi soddisfaciente è quella proposta da Milancovich, che serve per una ricostruzione paleoclimatica del quaternario.