ecologia

Capitolo

1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia PERCORSO DIDATTICO 1.1 Geologia e tettonica 1.2 Geologia italiana e ambienti deposizionali 1.3 Geomorfologia 1.4 Eventi sismici: i terremoti 1.5 Dalla crosta terrestre alle rocce

Conoscenze z z z z z

L’origine dei continenti Le teorie tettoniche Cenni di geomorfologia Le cause degli eventi sismici La genesi delle rocce

Abilità z z z z z

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Conoscere la cronologia geologica della Terra Saper collegare le diverse teorie tettoniche Conoscere gli impieghi degli strumenti per l’indagine geofisica Saper valutare un evento sismico Saper classificare le rocce

Competenze z z z

Orientarsi nella lettura di sezioni geologiche e geotecniche Saper comprendere e applicare un piano di emergenza Giudicare un terreno in funzione del suo tenore di argilla

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3

;Introduzione e sintesi dei contenuti z /D JHRORJLD VL RFFXSD GHOOD VWRULD GHOOD 7HUUD

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IIntroduction and summary z *HRORJ\ GHDOV ZLWK WKH KLVWRU\ RI WKH HDUWK

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i seniche ppliza funrgilla

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1.1

Ta

Geologia e tettonica

CONCETTI CHIAVE

• • • • •

Le ere geologiche La deriva dei continenti Il magnetismo terrestre La tettonica a placche I punti caldi

IL TEMPO GEOLOGICO La geologia è la scienza che studia l’evoluzione della Terra attraverso l’osservazione dei fenomeni fisici, chimici e biologici che l’hanno determinata, nell’arco di tempo che va dalla sua nascita fino ai giorni nostri e che viene suddiviso, appunto, in ere geologiche.

Lo studio si basa, in primo luogo, sull’osservazione delle successioni sedimentarie delle rocce e sulla loro corretta datazione (fig. 1.1); tuttavia, tali criteri, riassumibili nel principio di sovrapposizione introdotto da Niccolò Stenone nel XVII secolo, non sono sufficienti a mettere in relazione tra loro gli strati rocciosi situati in distretti diversi. Per questo motivo, risulta fondamentale lo studio dei fossili (dal latino fodere, che significa “scavare”), secondo il criterio dell’associazione animale, ipotizzato inizialmente da Leonardo da Vinci e ripreso successivamente da William Smith nel XVIII secolo.

Il geologo inglese introduce per primo l’idea di una cronologia geologica complessiva (tab. 1.1), suddividendo il tempo in ere (per esempio, l’Era Cenozoica, l’Era Paleozoica, ecc.), costituite, a loro volta, da diversi periodi (per esempio, il Carbonifero, il Cretacico, ecc.).

b a

c

Fig 1.1 ● (a) Lo studio dell’evoluzione della Terra avviene attraverso l’osservazione delle successioni sedimentarie delle rocce e la loro corretta datazione; (b) Cappadocia, erosione del vento; (c) eruzione vulcanica.

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MESOZOICA O SECONDARIA

PALEOZOICA O PRIMARIA

ARCHEOZOICA O PRECAMBRIANA

ERA

TEMPO (milioni di anni)

GEOLOGIA

4600-3800

Genesi della Terra, genesi dell’atmosfera, raffreddamento crosta terrestre

ARCHEANO

3800-2500

Formazione oceani, prima orogenesi

ALGONKIANO O PROTEROZOICO

2500-542

Formazione complesso continentale

Comparsa batteri pluricellulari

CAMBRIANO

542-488

Regresso terre emerse

Alghe e funghi pluricellulari

Molluschi e crostacei

ORDOVICIANO

488-444

Orogenesi caledoniana

Diffusione alghe

Celenterati artropodi cefalopodi Crostacei Anellidi Primi pesci con mandibole

PERIODO

ADEANO

EVOLUZIONE DEGLI ANIMALI

Comparsa organismi unicellulari

SILURIANO

444-416

Seconda glaciazione

DEVONIANO

416-359

Sommersione terre emerse europee

Equiseti Muschi e funghi terrestri

Insetti Pesci cartilaginei e ossei

CARBONIFERO SUPERIORE (MISSISIPIANO)

359-318

Orogenesi degli Urali Regressione marina

Espansione delle foreste

Sviluppo di anfibi e rettili

CARBONIFERO INFERIORE (PENNSYLVANIANO)

318-299

Espansione dei mari con ricopertura di materiali organici Origine carbon fossile

Diffusione gimnosperme

Sviluppo degli insetti

PERMIANO

299-251

Ulteriore estensione dei bacini marini Sviluppo depositi marini

Espansione gimnosperme

Sviluppo rettilimammiferi

TRIASSICO

251-199

Formazione del Pangea

Sviluppo delle conifere

Predominio dei rettili, compaiono i coccodrilli

GIURASSICO

199-145

Si formano la Sierra Nevada e la Sierra Madre

Grande diffusione delle conifere

Predominano i dinosauri Compaiono mammiferi e i primi uccelli

CRETACICO

145-65

Il Pangea si divide Nascono gli Appennini

Compaiono le angiosperme

Regrediscono e poi si estinguono i dinosauri Si sviluppano gli insetti Scompare il 76% delle specie viventi, forse per l’impatto di un enorme meteorite

PALEOGENE

EOCENE

65-23

Orogenesi delle Alpi, Montagne Rocciose, Ande e Himalaya

Regresso delle conifere

Si espandono i mammiferi

23-1.8

Diminuzione livello dei mari Formazione mare Mediterraneo

Grande sviluppo delle angiosperme

Sviluppo degli uccelli.

Compaiono le scimmie

Grandi glaciazioni

Dominio delle piante erbacee

Inizia evoluzione dell’uomo con la comparsa del genere Australopitecus e Homo

Glaciazione di Wurm Innalzamento del livello dei mari

Regressione delle foreste e sviluppo delle praterie

Evoluzione Homo sapiens raccoglitore e cacciatore nel Paleolitico, allevatore nel Mesolitico e agricoltore nel Neolitico

OLIGOCENE MIOCENE NEOGENE PLIOCENE

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EVOLUZIONE DEI VEGETALI

Sviluppo muschi e licheni

PALEOCENE

CENOZOICA O TERZIARIA

nti tre e

5

Tab. 1.1 ● Cronologia delle ere geologiche.

NEOZOICA O QUATERNARIA

VE

1.1 Geologia e tettonica

PLEISTOCENE

OLOCENE

1,8-11.000

11.000-0

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

LA STORIA DEL PIANETA TERRA In seguito alle prime grandi scoperte geografiche, nel XV secolo, gli studiosi iniziano a porsi nuovi quesiti, per esempio, relativamente alle ragioni della somiglianza tra le coste del continente africano e quelle dell’americano; tra i primi, vi sono Francesco Bacone, che nel 1620 pubblica l’opera Novum organum (cioè “nuovo strumento”, in riferimento al metodo scientifico quale fondamentale strumento di conoscenza del mondo naturale), e successivamente François Placet, che ipotizza l’origine delle terre emerse da un unico continente suddivisosi in seguito nelle diverse regioni geografiche.

Nel 1669, Niccolò Stenone, osservando dei denti di squalo, nota la somiglianza con diverse formazioni trovate all’interno di alcune rocce, arrivando quindi a teorizzare che queste ultime avessero avuto origine dai fondali marini.

Quasi due secoli dopo, nel 1845, Alexander Von Humboldt afferma che le analogie tra il continente africano e quello americano non si limitano alle loro coste, ma coinvolgono tutti gli strati geologici, ipotizzando, quindi, che l’Oceano Atlantico fosse una grande valle scavata dal mare tra i due continenti.

Qualche anno più tardi, nel 1858, Antonio Pellegrini illustra la sua teoria, secondo la quale le terre emerse avrebbero avuto origine da un unico grande continente che, in seguito al Diluvio Universale, si sarebbe frantumato, mandando i suoi frammenti alla deriva (catastrofismo multiplo); tale ipotesi non venne però accolta favorevolmente dagli scienziati del tempo, influenzati ormai dalle nuove teorie evoluzionistiche, contrarie alle spiegazioni di matrice religiosa dei fenomeni naturali.

Tra i primi evoluzionisti, ricordiamo James Hutton (precursore della teoria dell’espansione dei fondali oceanici), che, nel 1850, avanza l’ipotesi della continua formazione di roccia, e Charles Lyell che, con la sua teoria dell’attualismo, sostiene che i fenomeni naturali delle epoche passate si possano interpretare osservando quelli del presente.

Intorno al 1880, il geologo austriaco Eduard Suess formula una teoria sulla struttura interna della Terra, asserendo che la posizione dei materiali che la costituiscono dipenda dalla loro densità: i più pesanti si collocano al centro, i più leggeri in superficie. Secondo Suess, la Terra sarebbe dunque costituita da uno strato esterno, denominato Sial, composto per lo più da silicati di alluminio, da uno strato intermedio, il Sima, caratterizzato dalla presenza dei più pesanti silicati di magnesio (soprattutto rocce basaltiche), e infine da un nucleo, il NIFE, formato prevalentemente da nichel e ferro, metalli pesanti; il valore di tale ipotesi sembra confermato dalla teoria, risalente al secolo precedente, sulla differenziazione per gravità nel consolidamento del pianeta e dalla composizione rilevata in diversi meteoriti.

L’ipotesi di Suess prende le mosse dalla teoria sull’isostasia della crosta terrestre (dal greco isos,“uguale” e stasis,“stabilità”) elaborata da George Airy nel 1855: secondo Airy, la crosta solida e leggera che costituisce i continenti si trova in equilibrio sul Sima sottostante, grazie a un fenomeno di galleggiamento.

Sulla base degli studi precedenti, all’inizio del ’900, i geologi elaborano la teoria fissista, secondo la quale i continenti e i bacini oceanici sarebbero strutture stabili della superficie terrestre, in progressiva contrazione per effetto del raffreddamento; in particolare, il geochimico Victor Goldschmith suddivide la struttura interna della Terra in quattro strati, in funzione della composizione chimica e della densità dei materiali che la compongono (teoria di Goldschmith, 1912) (fig. 1.2).

Fig. 1.2 ● Fasce della Terra a diverse densità.

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1.1 Geologia e tettonica

7

In netto contrasto con questa dottrina, Alfred Wegener, geofisico e meteorologo tedesco, nel 1912 pubblica La formazione dei continenti e degli oceani, opera fondamentale, nella quale formula la sua teoria della deriva dei continenti; lo scienziato tedesco riconosce, come motori di tale deriva, la rotazione terrestre e il ritardo con cui il Sial (caratterizzato da una rotazione verso ovest) si muove rispetto al Sima (fig. 1.3).

Wegener suppone che, circa 200 milioni di anni prima, sia esistito un unico grande continente, denominato Pangèa (termine greco che significa letteralmente “unica Terra”), circondato completamente dall’oceano, che chiama Panthàlassa (letteralmente “unico mare”).

Successivamente, la Pangea avrebbe cominciato a fessurarsi in senso orizzontale, formando due grandi blocchi: uno boreale, detto Laurasia, comprendente il Nord America, l’Europa e l’Asia, e uno australe, chiamato Gondwana, costituito da Sud America, Africa, Antartide, Madagascar, India e Australia; tra il blocco settentrionale e quello meridionale si sarebbe quindi creato un vastissimo oceano, detto Tetide.

Circa 170 milioni di anni fa, i due blocchi continentali avrebbero iniziato a migrare sulla superficie terrestre, comportandosi come delle zattere di Sial che, galleggiando sul Sima (corrispondente al mantello), andavano alla deriva.

Il blocco boreale si sarebbe diviso, dando origine a quelli che oggi sono l’Oceano Atlantico, l’Africa, l’Europa e il Nord America; dal blocco australe, invece, si sarebbe staccata l’India che, spostandosi verso Nord-Est, sarebbe andata a urtare il margine meridionale della Laurasia, dando così vita alla catena dell’Himalaya.

In un secondo momento, l’Africa avrebbe cominciato a spostarsi verso l’attuale Europa esercitando una pressione da Sud verso Nord.

A causa dell’attrito e della compressione della crosta sul Sima, i bordi continentali si sarebbero incurvati originando le catene montuose. In particolare, lo spostamento delle Americhe verso ovest sarebbe alla base della formazione delle Ande e delle Montagne Rocciose, mentre l’Himalaya sarebbe nata grazie al movimento del blocco indo-asiatico verso Nord. L’uncino patagonico e le Antille, invece, sarebbero la conseguenza del ritardo nel movimento di queste aree rispetto al blocco principale.

Fig. 1.3 ● Evoluzione della struttura geologica delle terre emerse.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

LE PROVE DELLA TEORIA DELLA DERIVA DEI CONTINENTI

➟

La teoria sulla deriva dei continenti, fondamentale per la moderna geologia, è sostenuta da una vasta serie di dati geofisici, geologici, paleontologici e paleoclimatici che andiamo a illustrare di seguito.

PROVE

GEOMORFOLOGICHE: LA COMBACIABILITÀ TRA LE COSTE DEI CONTINENTI

a

b Fig. 1.4 ● Una delle prove della deriva dei continenti è l’osservazione della combaciabilità delle linee costiere dei continenti dalla quale si evince la precedente unione delle stesse.

Wegener, esaminando la corrispondenza tra la forma delle linee costiere dell’America meridionale e dell’Africa, afferma che i continenti siano stati un tempo uniti tra loro (fig. 1.4); tale ipotesi, criticata da alcuni scienziati del tempo, poiché, basandosi sulla forma attuale delle coste, non teneva conto delle continue modifiche dovute all’erosione, viene chiarita in maniera più esauriente dallo stesso Wegener, con l’esempio della ricomposizione di un giornale stracciato, per il quale non ci si può limitare a fare combaciare i due profili, ma è necessario che coincidano anche le righe stampate, in modo da permettere la lettura di frasi complete.

All’inizio degli anni ’60 del secolo scorso, Edward Bullard, a sostegno della tesi di Wegener, osserva la combaciabilità tra le scarpate continentali sottomarine ottenendo una corrispondenza sensibilmente maggiore rispetto all’analisi del suo predecessore.

PROVE GEOFISICHE Secondo il principio dell’isostaisa, il Sima si comporta come un fluido denso in cui i blocchi continentali sono in grado di compiere movimenti verticali. Wegener afferma che, se i blocchi possono muoversi verticalmente, non c’è alcuna ragione per non pensare che siano in grado di muoversi anche orizzontalmente in presenza di forze sufficienti a spostarli; inoltre, tale fenomeno sarebbe sufficiente a spiegare la presenza di pieghe compressive nelle Alpi, nell’Himalaya e nelle Ande.

CORRELAZIONI STRUTTURALI E LITOLOGICHE Analizzando la combaciabilità delle coste continentali, Wegener osserva una correlazione sia tra le successioni stratigrafiche sia tra le catene montuose, che sembrano porsi all’interno di un unico percorso dal Sud America all’Africa.

In particolare, la catena della Provincia del Capo, in Sud Africa, trova la sua corrispondenza nelle catene della regione di Buenos Aires, in Argentina, e in quelle dell’Antartide. I rilievi del Karoo, in Sud Africa, costituiti da una successione di rocce sedimentarie formatesi in ambiente continentale, oltre 200 milioni di anni fa, sono sostanzialmente uguali a quelli che affiorano nella regione di Santa Catarina, in Brasile; infine, le antiche catene montuose della Norvegia, della Groenlandia e della Scozia assumono un profilo unitario, se vengono accostate all’interno di una carta di combaciabilità.

➟

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PROVE PALEONTOLOGICHE: LA TESTIMONIANZA DEI FOSSILI All’inizio del secolo scorso, di fronte alle evidenti analogie tra i fossili di specie animali e vegetali rinvenuti nei diversi continenti, i paleontologi ipotizzano l’antica presenza di ponti continentali, che avrebbero collegato le diverse regioni terrestri, per poi sprofondare in fondo agli oceani.

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1.1 Geologia e tettonica

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Wegener, basandosi sui i dati geofisici in suo possesso e sul principio di isostasia, afferma l’impossibilità dell’esistenza di tali strutture, giustificando invece la distribuzione dei fossili con il contatto tra i continenti. In particolare, dà grande importanza a un piccolo rettile fossile, il mesosauro (fig. 1.5), vissuto alla fine del Paleozoico e ritrovato sia in Brasile sia in Sud Africa. I mesosauri sudamericani e africani rappresentano, senza dubbio, la più suggestiva prova paleontologica della deriva dei continenti; infatti, la presenza sulle due sponde dell’Atlantico meridionale di questi animali acquatici, incapaci di attraversare le immense estensioni oceaniche, attesta come il braccio di mare che nel Permiano separava i due continenti dovesse essere estremamente limitato.

Wegener conclude dunque che l’esistenza di tale rettile sia Fig 1.5 ● I fossili di mesosauro, essendo stati precedente alla frammentazione del Pangea, iniziata 200 mirinvenuti sia in Brasile sia in Sud Africa, raplioni di anni fa, con l’apertura dell’Atlantico meridionale, che si presentano una delle prove della deriva dei continenti più avvalorate. conclude circa 70 milioni di anni dopo, alla fine del Giurassico.

PROVE PALEOCLIMATICHE Wegener, nel corso dei suoi studi sulla climatologia del Carbonifero e del Permiano, osserva la presenza di strati di tilliti (depositi rocciosi di origine glaciale) tra loro contemporanei (databili tra i 220 e i 300 milioni di anni fa) in Africa meridionale, Sud America, India e Australia. glaciazione paLa maggior parte delle terre che presentano tracce della leozoica si trovano oggi in una fascia compresa entro 30° dall’Equatore, dove il clima è semitropicale; poiché risulta improbabile che i ghiacci si siano estesi fino ai Tropici (considerando che alle medie e alte latitudini dell’emisfero settentrionale, nello stesso periodo, vi erano rigogliose foreste), si può sostenere, invece, che i continenti fossero uniti in un solo blocco vicino al Polo Sud. Inoltre, tale spiegazione giustificherebbe l’attuale presenza di foreste tropicali in alcune regioni settentrionali della Terra.

La tesi di Wegener provoca un acceso dibattito tra gli studiosi dell’epoca, che ne contestano soprattutto alcuni aspetti: ■

le linee di costa sono soggette a movimenti verticali che ne modificano la forma, pertanto la combaciabilità è solo una coincidenza fortuita;

■

le serie magmatiche e sedimentarie delle coste opposte non sono esattamente identiche;

■

la flora e la fauna nei diversi continenti risultano simili, ma non identici;

■

la glaciazione paleozoica interessa regioni troppo lontane tra loro per essere raggiunte dai venti umidi che apportano precipitazioni;

■

non si spiega perché la Pangea sarebbe rimasta unita fino alla fine del Paleozoico per poi smembrarsi in un arco di tempo relativamente breve;

■

l’energia di marea esercitata dalla Luna e la forza centrifuga prodotta dalla rotazione non sono sufficienti a spiegare lo spostamento dei continenti;

■

la spiegazione fornita per il meccanismo di deriva non è del tutto convincente.

➟

L’ESPANSIONE DEI FONDALI OCEANICI Più di 2/3 della superficie terrestre sono coperti dal mare, i cui fondali sono stati studiati accuratamente solo dopo la Seconda Guerra Mondiale, grazie alla maggiore disponibilità di adeguati strumenti di osservazione e al nuovo impulso offerto dalla sismologia e dal paleomagnetismo, che hanno rivoluzionato la comprensione delle dinamiche interne alla Terra.

Negli anni ’50 del secolo scorso, l’uso di scandagli sismici, magnetometri e gravimetri, insieme alla misura dei flussi di calore dai fondali, ha consentito di scoprire che questi ultimi non sono lisci, ma caratterizzati da diverse formazioni: fosse, dorsali e vulcani (fig. 1.6 a pagina seguente).

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

Fig. 1.6 ● Lo studio dei fondali oceanici è utile a comprendere le dinamiche interne della Terra.

Nel 1962, Harry H. Hess ipotizza che le dorsali siano fratture della crosta terrestre dovute a moti ascensionali dal mantello, con apporto di materiale magmatico e creazione di nuova crosta terrestre oceanica. Inoltre, osservando che le dimensioni della Terra rimangono invariate nel tempo, Hess teorizza l’esistenza di zone (fosse oceaniche) in cui la crosta oceanica più antica viene inglobata nel mantello, secondo un fenomeno chiamato subduzione; tale teoria spiegherebbe perché nei fondali non si trovano rocce di età superiore ai 200 milioni di anni, nonché la diffusa instabilità delle aree prossime alle dorsali, dove si concentra il numero più alto di eventi sismici.

Le tesi di Hess, sostenute dalle ricerche successive nell’ambito del paleomagnetismo e delle anomalie magnetiche, portano alla formulazione della fondamentale teoria della tettonica a zolle come evoluzione della deriva dei continenti; inoltre, grazie a studi più recenti, è stato possibile stabilire che la composizione della crosta suboceanica, spessa solo pochi chilometri, risulta piuttosto diversa da quella continentale.

A ulteriore conferma della teoria di Hess, è stata individuata la grande dorsale medio-atlantica (fig. 1.7), che percorre l’oceano dalla Groenlandia all’America Meridionale, innalzandosi addirittura oltre i 1000 m. La dorsale si estende poi verso sud, aggirando l’Africa Meridionale, e si addentra nell’Oceano Indiano; a Sud dell’Africa si biforca e si allunga verso l’Oceano Pacifico, formando, in questo modo, una sorta di rete che Fig. 1.7 ● Andamento della dorsale medio-atlantica, lungo cinge l’intero pianeta. l’Oceano Atlantico.

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1.1 Geologia e tettonica

11

IL MAGNETISMO TERRESTRE A ciascuno di noi, almeno una volta, è capitato di chiedersi perché l’ago della bussola si orienti sempre verso Nord. Questo fenomeno, come ipotizzato da William Gilbert nel 1600 e chiarito da Carl Friedrich Gauss nel 1832, dipende dal fatto che la Terra si comporta come un grande magnete.

A questo proposito, occorre però precisare che l’ago della nostra bussola non si dispone verso il Nord geografico, individuato dal punto in cui l’asse terrestre interseca la superficie, ma verso il Nord magnetico (cioè il punto in cui l’asse gravitazionale terrestre incontra la superficie), creando un angolo, detto di declinazione magnetica.

Inoltre, l’ago non si muove su un piano orizzontale, ma tende ad abbassarsi formando un angolo di inclinazione magnetica, che aumenta con la latitudine.

Il campo magnetico terrestre è un campo dipolare che interseca la superficie terrestre con un angolo di 11°30’ rispetto all’asse di rotazione terrestre (fig. 1.8); inoltre, è soggetto a modeste variazioni, dette diurne, e a cambiamenti di notevole entità, chiamati tempeste magnetiche; tali fenomeni transitori non hanno origine all’interno della Fig. 1.8 ● Il campo magnetico terrestre è generato Terra, ma da strati dell’atmosfera (ionosfera) dove le rada un dipolo magnetico situato al centro della Terra diazioni solari colpiscono atomi di ossigeno liberando elete inclinato di 11°30’ rispetto all’asse di rotazione terrestre. troni. Il campo magnetico, invece, nasce all’interno della Terra, nel nucleo ricco di ferro e nichel, secondo dinamiche che non sono state determinate in maniera univoca.

Per maggiore chiarezza, può essere assimilato al campo prodotto da un dipolo situato al centro della Terra e formante un angolo di 11°30’ con l’asse terrestre; tale dipolo ha il proprio Polo Nord magnetico diretto verso il Sud geografico e i punti di intersezione del suo asse con la superficie terrestre sono detti poli geomagnetici; la massima intensità è riscontrabile ai Poli, la minima all’Equatore.

L’assimilazione a un campo dipolare è solo un’approssimazione: infatti, l’esistenza di un dipolo vero e proprio non è plausibile, in quanto al centro della Terra vi sono temperature estremamente alte, certamente superiori al punto di Curie, secondo cui scaldando un materiale magnetico, questo, una volta raggiunta una certa temperatura inferiore al suo punto di fusione, si smagnetizza (per esempio, la magnetite a 580° e l’ematite a 680°).

IL PALEOMAGNETISMO Le rocce ricche di minerali ferrosi (magnetite, ematite, ecc.) possiedono una suscettività magnetica (cioè il valore della magnetizzazione di un corpo) permanente, che presenta la stessa direzione del campo magnetico terrestre esistente al momento della loro formazione. Per questo motivo, è possibile osservare rocce formatesi in un passato remoto, che hanno registrato la posizione dei poli magnetici terrestri in tali ere.

Queste sostanze ferromagnetiche conservano una certa quantità di magnetismo residuo, anche quando l’intensità del campo magnetico esterno si azzera: tale caratteristica viene chiamata magnetismo fossile o paleomagnetismo; un’altra proprietà fondamentale è rappresentata dal campo coercitivo, inteso come la capacità di resistere a un campo magnetico applicato in senso inverso.

Il campo coercitivo è di grande importanza per i magneti permanenti come le rocce laviche (fig. 1.9), che conservano un magnetismo di raffreddamento stabile (forza coercitiva) e non vengono, dunque, intaccate dagli sconFig. 1.9 ● Le rocce laviche sono considerate fossili volgimenti magnetici delle ere geologiche successive alla magnetici perché, grazie al loro magnetismo di rafloro formazione: pertanto sono considerate fossili magne- freddamento, possono resistere agli effetti degli scontici provenienti dal passato. volgimenti magnetici nel corse delle ere geologiche.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

La teoria sulla magnetizzazione di raffreddamento sostiene che le lave eruttate ad alta temperatura si raffreddino, raggiungendo il punto di Curie, dove il campo magnetico terrestre prende il sopravvento sull’energia termica degli atomi, orientandoli con direzione univoca.

Oltre alle rocce eruttive, anche quelle di origine sedimentaria possiedono una magnetizzazione. Infatti, le particelle erose dalle montagne contengono magnetite (Fe3O4) ed ematite (Fe2O3 in fig. 1.10), che hanno acquisito magnetismo durante il raffreddamento e Fig 1.10 ● L’ematite è una roccia sedimentaria che ha dunque, nelle fasi di deposito, agiscono come piccoli acquisito magnetismo e pertanto, nelle fasi di deposito, si magneti, orientandosi nella direzione del campo maorienta nella direzione del campo magnetico terrestre. gnetico terrestre; la magnetizzazione residua delle rocce sedimentarie è detta magnetismo di deposito.

Infine, prendendo in esame le rocce metamorfiche, si riscontra che quelle originate da trasformazioni avvenute in presenza di alte temperature acquisiscono magnetismo da raffreddamento. Sebbene in alcuni casi i minerali ferromagnetici si siano formati in seguito a processi chimici a basse temperature, tuttavia, l’allineamento degli atomi viene comunque ottenuto per riordino dopo cambiamenti chimici o cristallizzazione; tale fenomeno è chiamato magnetismo di trasformazione.

Lo studio del magnetismo fossile riscontrato nelle rocce di aree geografiche molto lontane tra loro, ha reso plausibile la tesi della deriva dei continenti nel corso delle diverse ere geologiche, confermando così la teoria tettonica.

LA MIGRAZIONE DEI POLI E L’INVERSIONE DI POLARITÀ Negli anni ’50 del secolo scorso, alcune ricerche hanno evidenziato l’esistenza di rocce coeve con diversa polarità magnetica, in distretti lontani tra loro, come se, nello stesso periodo, sulla Terra ci fossero distinti assi magnetici; inoltre, si è registrata la presenza di rocce appartenenti a epoche cronologicamente successive, dunque con diversa polarità magnetica, ma situate nello stesso distretto.

Dagli studi effettuati, si sono ottenute le curve di migrazione del Polo Nord magnetico nell’arco di circa 600 milioni di anni (fig. 1.11); questo dato può essere spiegato con una reale migrazione dei Poli o, più probabilmente, con la migrazione dei continenti.

Il paleomagnetismo ha evidenziato una ripetuta inversione dei poli magnetici durante le diverse ere geologiche: poiché risulta impossibile che le rocce invertano autonomamente il proprio magnetismo, è necessariamente il campo magnetico terrestre a invertire la propria polarità in seguito a variazioni di intensità (fig. 1.12).

Le rocce che presentano direzione di magnetizzazione uguale a quella esistente oggi sono dette a polarità normale, mentre quelle caratterizzate da magnetizzazione opposta vengono chiamate a polarità inversa; tale fenomeno è riscontrabile lungo i versanti della Rift valley (dorsale oceanica), in quanto le lave basaltiche fuoriuscite e raffreddate si alternano con diversa polarità.

In seguito ad accurati studi radiometrici, è stata realizzata una scala paleomagnetica che evidenzia quattro lunghi intervalli di tempo, detti epoche di polarità, intervallati da brevi periodi di cambiamento, definiti eventi di polarità.

Grazie a queste scoperte e intuizioni, il paleomagnetismo ha avuto un notevole impulso a partire dalla seconda metà degli anni ’50 del secolo scorso, fino a raggiungere il suo risultato più alto con la dimostrazione della teoria della deriva dei continenti. Pertanto oggi, di fronte a un campione di roccia continentale con posizione, età e caratteristiche magnetiche note, siamo in grado di identificare con precisione il cosiddetto Polo geomagnetico virtuale, cioè le coordinate del punto in cui avrebbe dovuto trovarsi il Polo magnetico al momento della magnetizzazione del campione; tale operazione può essere ripetuta sullo stesso continente, usando campioni di roccia che appartengono a formazioni geologiche di età diverse: dunque, individuata la posizione del Polo geomagnetico virtuale per tutti i campioni, è infine possibile tracciare una curva della migrazione apparente dei Poli.

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1.1 Geologia e tettonica

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A questo punto, è lecito chiedersi se siano stati veramente i Poli magnetici a muoversi; se così fosse, tutti i continenti dovrebbero presentare la medesima curva di migrazione apparente dei Poli, mentre, in realtà, tali curve variano a seconda del continente. Ciò ci dimostra inequivocabilmente la relativa immobilità dei Poli magnetici e il movimento dei continenti.

Fig 1.11 ● Cambiamento della posizione del Polo Nord nel corso degli ultimi 600 milioni di anni.

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Fig. 1.12 ● Inversione magnetica dei Poli. Polarità normale (a) e polarità inversa (b).

LA TETTONICA A PLACCHE La teoria della tettonica a placche è il risultato dell’evoluzione del pensiero scientifico relativo allo studio dei fenomeni geologici, a partire dalla teoria della deriva dei continenti, introdotta, come sappiamo, da Wegener nel 1912.

Gli studi realizzati nel secondo dopoguerra (espansione dei fondali marini, paleomagnetismo, migrazione dei poli, ecc.) hanno portato alla formulazione della nuova teoria, basata su un modello della Terra costituito fondamentalmente da tre parti: la crosta, il mantello e il nucleo (fig. 1.13).

La crosta è uno strato sottile e disomogeneo formato da rocce con basso peso specifico, nella parte continentale (terre emerse), e da altre con peso specifico maggiore, nella parte oceanica (fondale marino); lo spessore varia da 30 a 65 km per la crosta continentale, mentre è di soli 5-30 km per quella del fondale marino.

Il mantello è uno strato denso e caldo di roccia semisolida, la cui parte superiore, più fredda e rigida, forma, insieme alla crosta, la litosfera (cioè la porzione più esterna del nostro pianeta), spessa mediamente 80 km e composta da placche di dimensione variabile, che costituiscono i continenti e gli oceani; nella zona sottostante alla litosfera, vi è una porzione di materiale caldo e semisolido, chiamata astenosfera. Il mantello si estende complessivamente per 2885 km e rappresenta l’84% del volume del pianeta.

Il nucleo rappresenta la parte più interna della Terra ed è composto da una parte liquida esterna di circa 2270 km e da una parte solida più interna di 1216 km; durante il movimento di rotazione terrestre, la parte più esterna del nucleo ruota a sua volta, generando il campo magnetico terrestre.

Con l’espressione placca tettonica (o placca litosferica) si intende una porzione di litosfera formata da rocce solide, con spessore variabile dai 15 km (per la litosfera oceanica) fino ai 200 km (per quella continentale); tali differenze sono giustificate dal diverso peso specifico delle rocce prevalenti: le rocce granitiche, più leggere, si trovano nella parte continentale, mentre le rocce basaltiche, più pesanti, nella litosfera oceanica.

Fig. 1.13 ● Rappresentazione della stratificazione della Terra.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

Osservando le regioni a maggiore frequenza sismica, è possibile notare una sorta di addensamento lungo alcune strisce del globo; tali strisce corrispondono alle zone di frattura della litosfera e rappresentano i margini delle placche tettoniche che galleggiano sull’astenosfera più calda, muovendosi con una velocità di circa 2-10 cm/anno. Nel loro movimento, le placche possono allontanarsi, avvicinarsi o scorrere tangenzialmente con moti convettivi dal basso verso l’alto e viceversa, per la maggior temperatura della zona sottostante; le principali placche (o zolle) sono quella eurasiatica, la filippina, l’africana, la caraibica, l’indoaustraliana, la nordamericana, la sudamericana, l’araba, la pacifica, la cinese, la somala, quella di Cocos e, infine, quella di Nazca. Sebbene per alcuni geologi esse siano più numerose di quelle elencate, l’aspetto fondamentale da ricordare è che ciascuna placca può contenere aree continentali, oceaniche o addirittura entrambe; per esempio, la zolla eurasiatica contiene quasi esclusivamente zone continentali, la zolla pacifica è quasi completamente oceanica, mentre quella africana è costituita da zone continentali e oceaniche in misura equivalente.

Le placche, entrando in contatto tra loro in seguito ai movimenti reciproci, possono generare dei contrasti tra margini oceanici, margini continentali, oppure tra un margine oceanico e uno continentale; secondo tale dinamica, possiamo osservare confini divergenti (fig. 1.14) o confini convergenti.

Si parla di margini oceanici divergenti come nel caso della zolla Americana e quella Africana che tendono ad allontanarsi: i margini oceanici divergono lasciando di continuo uno spazio che viene riempito da materiale fluido proveniente dall’astenosfera; questo solidifica e forma nuova litosfera con espansione del fondo oceanico.

I margini divergenti oceanici sono rialzati e formano le dorsali oceaniche (fig.

1.14), rappresentate da fasce montuose larghe da 1000 a 2000 km con creste alte fino a 3000 m, sulla cui sommità si trova un solco (rift), che rappresenta la zona di espansione della litosfera.

Lungo le dorsali si hanno frequenti attività vulcaniche con risalita di materiale astenosferico. La litosfera oceanica è sottile, quindi i terremoti che qui si originano sono generalmente superficiali.

In certi punti della dorsale, le zolle slittano (margini trascorrenti) originando fratture chiamate faglie trasformi. Un esempio famoso è la faglia di S. Andrea in California, originata dalla zolla Pacifica contro quella Nordamericana.

Si parla di margini oceanici convergenti quando, in alcune zone, le zolle si avvicinano distruggendo la vecchia litosfera. Infatti, la zolla Pacifica entra in collisione con quella Indoaustraliana, quella Filippina con quella Cinosiberiana ecc., in questi casi i margini di una zolla sprofondano sotto l’altra creando fosse oceaniche (fig. 1.15) con profondità fino a 10 km e larghezza fino a 1000 km. La litosfera che sprofonda nell’astenosfera fonde ma, Fig. 1.14 ● Dorsale oceanica a margini divergenti. poiché costituita da materiale più leggero, tende a risalire in superficie creando cinture vulcaniche.

Abbiamo margini continentali divergenti quando, ad esempio, la zolla Arabica si allontana da quella Africana liberando uno spazio che viene riempito in parte con materiale fuso proveniente dall’astenosfera. In questo caso non si formano dorsali, ma si forma nel tempo nuova litosfera (fig. 1.16).

Si parla di margini continentali convergenti, quando due placche continentali, scontrandosi, tendono a resistere alla pressione reciproca, formando increspature laterali e verticali; tale fenomeno è all’origine di diverse catene montuose continentali come l’Himalaya e le Alpi.

Fig. 1.15 ● Margini oceanici convergenti.

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1.1 Geologia e tettonica

Fig. 1.16 ● Margini continentali divergenti.

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Fig 1.17 ● Piano di Benjoff, con in evidenza gli ipocentri dei terremoti che si originano generalmente in profondità.

Nel caso di margini continentali e oceanico-convergenti quello oceanico, più pesante, sprofonda nell’astenosfera per subduzione, con parziale fusione delle rocce, generando una cintura di vulcani e una fossa oceanica, mentre il margine continentale si innalza a causa della spinta verso l’alto che riceve.

Nell’Oceano Pacifico, di fronte al Sud America, è possibile osservare una grande fossa, denominata Perù-Cile, in cui la placca di Nazca subduce quella sudamericana, portando al sollevamento della catena andina.

Quando la litosfera oceanica si incurva verso il basso e si immerge sotto una placca nell’astenosfera, secondo il processo di subduzione, nascono le fosse oceaniche; lungo le linee che si vengono a formare (dette piani di Benjoff in fig. 1.17), inclinate nell’astenosfera con angoli fino a 90°, si origina una serie di terremoti in risposta alle tensioni accumulate.

I MOVIMENTI DELLE PLACCHE Secondo la teoria di Hess, il movimento delle placche è indotto dalle forze presenti nel mantello caldo e semifuso sotto le placche più rigide; la roccia, deformandosi sotto la litosfera, si muove secondo traiettorie circolari come l’acqua in un bollitore.

Il materiale riscaldato sale in superficie, si diffonde e si raffredda, scendendo poi di nuovo verso il basso, dove il processo ricomincia: tale fenomeno è noto con il nome di cella convettiva del mantello.

Alcuni geologi, in contrapposizione alle tesi di Hess, ipotizzano la presenza di una struttura di celle a due livelli: uno per il mantello superiore e uno per quello inferiore; le celle convettive inferiori, muovendosi lentamente, trasmettono energia a quelle superiori che inducono i movimenti tettonici (fig. 1.18).

L’energia necessaria a indurre i moti convettivi ha origine da due sorgenti: il decadimento radioattivo e il calore residuo proveniente dal nucleo e risalente alla formazione del pianeta.

Fig. 1.18 ● Celle convettive del mantello.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

Una terza teoria attribuisce il movimento delle placche alla presenza di punti caldi (hot spot) oceanici o continentali, isolati sulla superficie terrestre, svincolati dal sistema delle dorsali, con flusso termico elevato ed emissione di lava basaltica dal mantello profondo (fig. 1.19). In tali punti si riscontrerebbero formazioni vulcaniche di grandi dimensioni con assenza di fenomeni sismici, i cui moti ascensionali lavici indurrebbero nella litosfera sia movimenti orizzontali sia verticali. Le teorie sul motore che muove le placche sono in continua evoluzione: negli ultimi decenni si è ipotizzato che il movimento preferenziale Fig. 1.19 ● Distribuzione degli hot spot sulla Terra. possa seguire l’andamento dei paralleli, spiegazione che confermerebbe la tesi di Wegener sulla rotazione terrestre come motore tettonico. Secondo tale ipotesi, la litosfera, rigida e separata dalla sottostante astenosfera fluida per mezzo di una superficie di scollamento, viene indotta dal moto di rotazione terrestre a muoversi verso ovest (la terra ruota da ovest verso est). Se la zona di separazione tra i due strati si presentasse omogenea, il moto della litosfera non darebbe luogo a fessurazioni; ma, poiché esistono zone caratterizzate da una forte disomogeneità, dovuta alla differente composizione, temperatura e pressione tra i due involucri, e alla loro differente velocità di movimento, la conseguenza è necessariamente la fessurazione della litosfera in placche. Secondo la geologia contemporanea, in futuro la placca africana potrebbe avvicinarsi a quella eurasiatica, con la conseguente chiusura del Mediterraneo; la placca indiana, invece, premendo contro quella asiatica, determinerebbe il distacco della Cina dal continente, favorendone la deriva verso est. In questo scenario, l’Atlantico e il Pacifico si espanderebbero fino alla scomparsa di uno dei due oceani a favore dell’altro; infine, l’Africa, risalendo verso nord, prenderebbe il posto dell’Europa.

LE ISOCRONE La superficie o la linea che individua la posizione dei materiali formatisi in uno specifico periodo di tempo è detta isocrona.

Nella tettonica delle placche, le isocrone del fondo marino sono costituite dal campo magnetico terrestre, il cui centro si trova nel nucleo liquido della Terra. Il campo magnetico che si forma ha due stati: uno normale, orientato verso nord, e uno inverso, orientato verso sud; tali inversioni si sono ripetute a intervalli irregolari sia brevi (20.000 anni) sia lunghi (alcune decine di milioni di anni). È possibile osservare le tracce della direzione del campo geomagnetico nelle rocce del fondo che, una vota raffreddatesi nei pressi di una dorsale oceanica, hanno mantenuto la direzione magnetica originaria; è bene notare che le isocrone magnetiche vicino a una dorsale sono generalmente parallele.

Per calcolare la velocità di espansione del fondale marino, occorre stabilire la distanza di allontanamento delle isocrone coeve: supponendo che in 10 milioni di anni si siano allontanate di 1000 km, la velocità media è stata di circa 10 cm/anno.

I PUNTI CALDI I punti caldi (hot spot in fig. 1.20) rappresentano aree della superficie terrestre interessate dalla risalita e dalla successiva fuoriuscita di materiale fuso di origine incerta (appartenente probabilmente al nucleo esterno o al mantello inferiore), sotto forma di una colonna con diametro di circa 100-250 km, chiamata pennacchio (mantle plumes), che termina in superficie con una sacca di magma.

Fig. 1.20 ● Rappresentazione schematica della formazione degli hot spots.

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1.1 Geologia e tettonica

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Il primo studioso a occuparsi di questi fenomeni geologici è John Tuzo Wilson che, nel 1963, ipotizza siano all’origine di gruppi insulari vulcanici posti al centro di una placca oceanica e di cui le Hawaii sarebbero il principale esempio.

Nel 1971, William J. Morgan avanza l’ipotesi che gli hot spot siano dei punti fissi sulla Terra, sovrastati dalle placche in movimento, secondo la teoria della tettonica a zolle.

Studi più recenti dimostrano, invece, che i punti caldi si spostano, probabilmente a causa dei moti convettivi degli strati superiori del mantello e non rimangono fissi come sostenuto in passato.

Attualmente, ne sono stati individuati circa 50, tra cui, i più attivi si trovano alle Hawaii, nella Réunion, a Yellowstone e in Islanda.

LE FAGLIE Le faglie sono piani di debolezza lungo i quali si scarica la tensione accumulata in una massa rocciosa, con il conseguente spostamento di due masse; possono essere di tre tipi: dirette, normali o distensive (fig. 1.21 a); inverse o compressive (fig. 1.21 b); e, infine, trascorrenti o trasformi (fig. 1.21 c). Queste ultime sono situate ortogonalmente alle dorsali oceaniche, alle quali conferiscono il tipico andamento a spezzata, e corrispondono a zone altamente sismiche (come la faglia di Sant’Andrea in California in figura 1.22, determinata dalle placche pacifica e nordamericana).

a

b

c

Fig. 1.21 ● Andamento delle faglie.

Fig. 1.22 ● Faglia di Sant’Andrea.

La mineralogia La mineralogia, strettamente legata alla petrografia, alla geochimica e alla pedologia, rappresenta una disciplina fondamentale nell’ambito delle scienze geologiche; studia la costituzione chimica, le caratteristiche morfologiche e le proprietà fisiche dei minerali (dal latino mina, cioè “pozzo”), che, a eccezione di acqua, mercurio e idrocarburi, si presentano, generalmente, allo stato solido amorfo o cristallino (dal greco krjstallos, che significa “ghiaccio”).

Si distinguono dalle rocce poiché sono chimicamente omogenei (cioè non formati da una miscela di composti con caratteristiche diverse), tranne nel caso del sale e del salgemma.

Fig 1.23 ● Roccia con formazioni di smeraldo allo stato grezzo

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Geologia italiana e tettonica e ambienti deposizionali

CONCETTI CHIAVE

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Orogenesi alpina e appenninica Il flysch e la molassa La formazione della Pianura Padana La geofisica marina

L’OROGENESI La struttura geologica dell’Italia deriva dall’orogenesi alpina (dal greco oros, “monte” e genesis, “nascita”), che consiste in una serie di deformazioni degli strati rocciosi, iniziate nel Cretacico (100 milioni di anni fa), per concludersi sostanzialmente nel Miocene (15 milioni di anni fa). All’origine delle Alpi vi è la collisione tra la zolla africana e quella europea, con la conseguente compressione del materiale roccioso proveniente dal fondale del piccolo bacino oceanico piemontese-ligure; le rocce che formavano il pavimento abissale di questo bacino erano costituite da crosta sialica ricoperta da sedimenti provenienti da terre emerse, che in gran parte andarono ad accumularsi in una profonda fossa, detta geosinclinale, provocando l’emersione di materiale simatico dal mantello e lo sprofondamento della fossa geosinclinale. Nel corso del tempo, le rocce provenienti dalla geosinclinale, sono state compresse e ripiegate contro il bordo meridionale del continente paneuropeo, in cui le coltri rocciose si sono progressivamente accavallate in enormi falde di ricoprimento, formando la catena delle Alpi a est e degli Appennini a ovest.

Tali falde, composte prevalentemente da materiali sedimentati nel Mesozoico e nel Cenozoico, si ritrovano attualmente nella zona occidentale delle Alpi e negli Appennini settentrionali, dove è ancora possibile rinvenire delle ofioliti (pietre verdi) derivate dal metamorfismo delle lave basaltiche del fondo (fig. 1.24).

Gli Appennini, che al momento della loro formazione costituivano il prolungamento occidentale delle Alpi ed erano collegati ai monti della Spagna meridionale, furono gradualmente interessati da un movimento rotatorio antiorario con perno nell’attuale Golfo di Genova, che li portò lentamente a raggiungere la posizione attuale; nel corso della sua rotazione, Fig. 1.24 ● Nella zona occidentale delle la catena trascinò con sé una porzione di paleocontinente euAlpi e negli Appennini settentrionali si ritroropeo, dando origine alle attuali regioni di Sardegna e Corsica vano materiali sedimentati dal Mesozoico, (fig. 1.25). Anche la Penisola Iberica fu interessata da un mocome l’ofiolite. vimento rotatorio, trovandosi a comprimere il margine occidentale dell’attuale Francia e costituendo la catena dei Pirenei.

Nel Cretacico, a seguito dei movimenti di compressione nel bacino oceanico, alcuni materiali sommersi cominciarono a emergere formando arcipelaghi stretti e allungati, separati da fosse in cui si accumulavano i materiali clastici di demolizione Fig. 1.25 ● Evoluzione delle terre emerse del Bacino mediterraneo.

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1.2 Geologia italiana e ambienti deposizionali

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delle terre già emerse: questa sedimentazione creò il ✎ flysch (fig. 1.26). Nel Cenozoico, l’evoluzione si fece più rapida, grazie agli ingenti movimenti di ricopertura delle falde verso nord, per arrivare fino all’Oligocene (35 milioni di anni fa), quando ormai gli arcipelaghi apparivano riempiti dal flysch e il mare cominciava a ritirarsi dalle zone alpine. Alla fine di quest’era, cominciò la deposizione sulla futura Pianura Padana di materiali clastici provenienti dalla demolizione della catena alpina in formazione; tali sedimenti, costituiti da argille, arenarie e calcari, andarono a formare un materiale roccioso detto ✎ molassa, cronologicamente successivo al flysch.

Il sollevamento delle due catene montuose aveva Fig. 1.26 ● Il flysch è un accumulo di materiali clastici di creato un vasto golfo di mare poco profondo, situato demolizione delle terre già emerse. nell’area attualmente occupata da Piemonte, Veneto e Nord Adriatico, dove, nel Pliocene, cominciarono a depositarsi grandi quantità di gesso e zolfo, creando la cosiddetta formazione gessoso-solfifera, successivamente ricoperta dai depositi fluviali, glaciali e alluvionali. Nel Neozoico, infine, le catene alpina e appenninica si ricoprirono ripetutamente di ghiacciai, i quali produssero una grande quantità di materiale morenico che, trasportato progressivamente a valle, andò a riempire le depressioni e a creare gli invasi all’origine dei grandi laghi subalpini; nello stesso periodo, l’area corrispondente all’attuale Pianura Padana si riempì di detriti trasportati dai grandi fiumi, mentre il mare, che l’aveva inondata fino a quel momento, cominciò lentamente a ritirarsi, facendole assumere un aspetto simile a quello attuale. Nell’era Quaternaria, proseguì un’intensa attività vulcanica che, iniziata nel Pliocene, è tuttora in atto; sono infatti di questo periodo gli apparati vulcanici più recenti come il Vesuvio, lo Stromboli e l’Etna.

La cartografia geologica è uno strumento molto utile per lo studio della geologia.

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IL GOLFO PLIOCENICO DELLA PIANURA PADANA Le rocce che attualmente possiamo osservare in questa area d’Italia si sono formate sui fondali di un golfo marino, durante il Pliocene, tra 5,3 e 1,8 milioni di anni fa. A quel tempo, dove oggi si estende la Pianura Padana, si trovava un mare aperto e profondo, la cui linea di costa arrivava fino ai piedi delle colline appenniniche; il mare padano si addentrava verso le montagne, disegnando un’insenatura, un vero e proprio golfo, detto intrappenninico, per via della sua posizione interna all’Appennino, e nel quale si gettavano diversi corsi d’acqua (fig. 1.27).

Fig. 1.27 ● Ricostruzione dell’aspetto della Pianura Padana milioni di anni fa, quando il territorio era un golfo del mare Adriatico.

✎ IL FLYSCH Il flysch è un deposito di notevole spessore, strettamente legato alle catene montuose in formazione e costituito da materiale detritico trasportato da correnti torbiditiche di ambiente marino profondo; la sua formazione è contemporanea al processo orogenetico in atto.

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✎ LA MOLASSA La molassa è un materiale sedimentario costituito da clasti che si accumulano in aree marginali di una catena montuosa; si deposita nelle avanfosse, bacini formatisi ai piedi di una catena montuosa e con uno sviluppo parallelo a essa. Contrariamente al flysch, costituito da sedimenti torbiditici, la molassa si forma per sedimentazione di materiali di demolizione al termine di un processo orogenetico.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

Sfociando nel golfo, i torrenti pliocenici depositavano il loro carico di detriti: presso le foci deltizie, dove i corsi d’acqua diminuivano rapidamente velocità, venivano abbandonati ciottoli e sabbia, mentre, nelle aree lontane dalla costa, si disperdeva la parte più fine dei materiali trasportati (argilla e limo), che si depositavano lentamente sui fondali più bassi. Nel corso di tutto il Pliocene, che durò approssimativamente 3,5 milioni di anni, si depositarono sui fondali del golfo molte centinaia di metri di sedimenti, oggi consolidati in rocce a formare spettacolari paesaggi modellati nelle arenarie (come il Contrafforte Pliocenico del boFig. 1.28 ● Conoide alluvionale visualizzato con mezzo lognese) e calanchi approfonditi nelle argille. Le rocce aereo d’alta quota. plioceniche sono ricchissime di fossili: tra questi, sono frequenti i gusci di molluschi e i resti ossei di grandi vertebrati marini, come delfini, balene e sirenidi; oltre ai fossili animali, sono diffusi anche quelli vegetali, per esempio, tronchi e foglie, residui di antiche foreste formate da lauri, lecci, querce e altre specie legate a un clima tendenzialmente più caldo di quello attuale.

Lungo le coste del golfo pliocenico, i torrenti sfociavano in mare formando un peculiare sistema di sedimentazione, in parte emerso e in parte sommerso, chiamato delta-conoide; a questo proposito, occorre spiegare che i conoidi alluvionali sono accumuli dalla tipica forma a tronco di cono, normalmente associati allo sbocco in pianura dei torrenti di montagna, dove, a causa della brusca diminuzione di pendenza e dell’apertura della valle, la corrente fluviale perde rapidamente energia e disperde in breve a tempo il carico di detriti trasportato (fig. 1.28).

Nel caso dei torrenti pliocenici, i conoidi erano costretti a svilupparsi sott’acqua, come solitamente avviene nei laghi montani, formando un accumulo di sedimenti ibrido, intermedio tra quello che si crea in corrispondenza di un delta marino e quello tipico di un conoide alluvionale; si può dunque facilmente intuire come gli ambienti di sedimentazione fossero dominati dalle forti energie delle acque fluviali e i materiali trasportati sino alle foci b risultassero molto grossolani, con abbondanti ciottoli e sabbie. In questo ambiente, numerose ricerche paleontologiche, relative ai molluschi marini, hanno portato all’individuazione di importanti giacimenti fossiliferi (soprattutto conchiglie). I molluschi, come sappiamo, sono organismi caratterizzati da un corpo molle, generalmente protetto da una conchiglia esterna di natura calcarea; tuttavia, alcuni sono dotati di una struttura scheletrica interna (come la seppia), mentre altri sono del tutto privi di parti dure (come alcune lumache terrestri o il polpo). I molluschi fossili sono rappresentati prevalentemente da Gasteropodi, Bivalvi, Scafopodi e, raramente, Poliplacofori. c Le specie più comuni di Gasteropodi sono l’Aporrhais pespelecani, il Cochlis raropunctata, il Phalium saburon (fig. 1.29 a), la Sveld tia varicosa, la Solatia hirta, il Conus antidiluvianus, la Gemmula contigua e la Bathytoma cataphracta (fig. 1.29 b), accompagnate da forme microscopiche di Bittium reticulatum, Turritella tricarinata, Nassarius semistriatus e Ringicula auriculata.

I Bivalvi più diffusi sono l’Anadara diluvii, il Glycymeris insubrica, l’Ostrea edulis, il Venus foliaceolamellosus (fig. 1.29 c) e la Pelecyora gigas, insieme a forme microscopiche di Sacella commutata, Lembulus pella, Acanthocardia echinata, Spisula subtruncata, Donax venustus, Timoclea ovata e Corbula gibba. Tra gli Scafopodi domina il Dentalium sexangulum (fig. 1.29 d) e, tra le forme microFig. 1.29 ● Phalium saburon (a); Bathytoma scopiche, il Fustiaria rubescens.

I depositi di flysch e le torbiditi rappresentano il target per l’incataphracta (b); Venus foliaceolamellosus (c); Dentalium sexangulum (d). dagine marina in cui la principale metodologia è la geofisica marina.

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1.2 Geologia italiana e ambienti deposizionali

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LA GEOFISICA MARINA Gli studi di geofisica marina si basano principalmente sull’uso di onde acustiche emesse da una sorgente e rilevate da un ricevitore: ogni tecnica è caratterizzata da un determinato range di frequenze di tali onde; i metodi più utilizzati sono sostanzialmente due: il sonar, impiegato prevalentemente per rilevare la batimetria (cioè la profondità del fondale), e la sismica a riflessione, fondamentale per indagare la struttura della crosta terreste al di sotto del fondale marino.

Il sonar (chiamato anche multibeam o multifascio) è uno strumento che, posizionato sotto la chiglia della nave, emette un fascio di onde (nel range di 1-500 kHz) direzionate verso il fondale marino; le onde viaggiano lungo la colonna d’acqua, toccano il fondale, che le riflette, e tornano verso il ricevitore, il quale misura il tempo impiegato dall’onda acustica e, nota la sua velocità in acqua di mare (misurata con una sonda durante la raccolta dei dati), trasforma il tempo impiegato in profondità del fondale (fig. 1.30). Il risultato ottenuto è un DTM (Digital Terrain Model) del fondale marino che, a seconda della risoluzione ottenuta, permette di visualizzare in pianta strutture anche solo di alcuni centimetri.

Le principali morfologie visibili sono strutture sedimentarie (come banchi di sabbia lunghi qualche chilometro), dune di sabbia (lunghe centinaia di metri), megaripple (piccole dune che misurano qualche decina di centimetri) e strutture erosive come canali e valli sottomarine; anche le faglie, in alcuni casi, risultano visibili sul fondo mare. I dati elaborati vengono utilizzati per: ■

la redazione delle carte nautiche con l’indicazione delle profondità, delle secche o di eventuali relitti sul fondo del mare; ■ le prospezioni e il monitoraggio dei fondali nei porti e nelle aree in cui sono presenti cavi sottomarini; ■ il monitoraggio e la prevenzione di frane sottomarine che potrebbero dare origine a tsunami.

La sismica a riflessione utilizza un cannone ad aria compressa posizionato a poppa della nave, il quale emette un’onda acustica (nel range di 1-1000 Hz) che si propaga verso il fondo del mare; ogni volta che l’onda incontra una struttura geologica (faglie o eventuale presenza di idrocarburi nelle rocce), viene riflessa e rimandata verso la superficie, dove è rilevata da ricevitori posizionati su un cavo attaccato alla poppa della nave. In questo modo, ogni struttura geologica viene rilevata dando origine a una sezione in profondità, che permette di visualizzarla per intero al di sotto del fondale marino; le sezioni possono essere collezionate lungo linee parallele (sismica in 2D), oppure lungo una griglia di linee ravvicinate e perpendicolari, ottenendo così un cubo di dati 3D. Le strutture visibili grazie a questi dati sono principalmente costituite dalle stratificazioni geologiche e da strutture quali faglie o pieghe; le dimensioni dei target visibili variano, secondo le profondità di indagine, passando da strutture di decine di metri, per la sismica di superficie (per esempio, piccoli canali sottomarini o piccole faglie), fino a strutture di qualche centinaio di metri o chilometri (come faglie o pieghe a carattere regionale), nella sismica di profondità.

Fig. 1.30 ● Funzionamento del sonar: in base al tempo di ritorno del segnale emesso viene definita l’orografia del fondale.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

Il principale uso dei dati ottenuti con la sismica a riflessione è collegato alla ricerca e allo sfruttamento degli idrocarburi (fig. 1.31); questi vengono individuati, localizzati e quantificati in modo da determinarne il loro possibile impiego e la futura rendita economica.

Una volta individuate le aree, è possibile progettare una perforazione delle rocce contenenti idrocarburi, dette reservoir, per procedere all’estrazione; dopo la costruzione del pozzo, la sismica è ulteriormente impiegata per monitorare le condizioni delle rocce e verificare che non ci siano potenziali rischi nell’area, quali faglie in attività o risalita di gas.

Fig. 1.31 ● Restituzione dei risultati attraverso la sismica a riflessione per l’identificazione di un giacimento petrolifero.

RELAZIONE GEOLOGICA La relazione geologica deve necessariamente contenere i risultati delle indagini sul sito, in riferimento all’opera da realizzare, nonché analizzare la pericolosità geologica sia in presenza dell’opera sia in sua assenza; pertanto occorre stabilire se l’opera può essere realizzata e di conseguenza esaminare le problematiche relative alla stabilità dei terreni e all’assetto idrogeologico dell’area. La relazione deve essere redatta seguendo le seguenti indicazioni fondamentali.

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■

■

Premessa contenente tutti i riferimenti normativi, la descrizione dei lavori in progetto, la localizzazione dei terreni in oggetto, i nominativi del committente e dei tecnici coinvolti (geologo, progettista, strutturalista, ecc.).

Analisi dei vincoli gravanti sul sito di tipo idrogeologico o ambientale (aree protette, aree inedificabili, ecc.).

Inquadramento geologico, in rifegeologia generale rimento alla dell’area, alla descrizione dei terreni, alle formazioni rocciose e all’assetto stratigrafico.

Inquadramento geomorfologico e idrogeologico, con particolare riferimento all’uso del suolo, alle forme di dissesto, alle tipologie di drenaggio in atto per le acque superficiali e alle caratteristiche idrogeologiche (permeabilità, profondità della falda, regime delle acque sotterranee, ecc.).

Descrizione delle indagini geologiche relative alla superficie e al sottosuolo (carotaggi, prove geofisiche, scavo di pozzi, ecc).

➟

■

■

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■

■

Pericolosità e problematiche geologiche relative alla stabilità del pendio e dei fronti di scavo, all’opportunità di realizzare opere provvisionali di sicurezza e alle più opportune metodologie di sbancamento (con l’indicazione delle opere di regimazione delle acque superficiali e sotterranee).

Elaborati grafici relativi all’ubicazione dell’intervento, alla cartografia dei vincoli, alla carta geologica, morfologica e idrogeologica. Una serie di esempi cartografici relativi alla referenziazione geologica di un territorio (rapporto di fattibilità geologico-geotecnica e idraulica) sono proposti a pagina seguente.

RELAZIONE GEOTECNICA È necessario che la relazione geotecnica sia stilata secondo le seguenti modalità.

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■

■

■

Premessa comprendente i normativi, la localizzazione dei terreni, i nominativi di committente e i tecnici nominati.

Caratteri geotecnici dei terreni relativi alle condizioni stratigrafiche del suolo, ai caratteri fisico-meccanici dei terreni e delle rocce presenti nel volume complessivo di terreno interessato dalle opere.

Verifica della sicurezza, in riferimento alla stabilità del pendio, alle opere di fondazione (criteri e scelte progettuali) e di sostegno, ai fronti di scavo e ai materiali utilizzati.

Elaborati grafici relativi all’ubicazione dell’intervento e alle sezioni geologiche.

La documentazione geologica nel settore delle costruzioni

Relazione sulla sismicità del sito e pericolosità sismica di base

Le competenze geologiche nel settore delle costruzioni comprendono la stesura di tre documenti fondamentali: ■ la relazione geologica; ■ la relazione geotecnica; ■ la relazione sulla sismicità del sito e sulla pericolosità sismica di base.

Ha il compito di fornire indicazioni sui dati riportati dagli strumenti urbanistici relativi alla valutazione dell’area, alla risposta sismica e alla valutazione della pericolosità (per esempio, rischio di liquefazione dei terreni); deve, inoltre, contenere necessariamente la determinazione della categoria di sottosuolo.

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1.2 Geologia italiana e ambienti deposizionali

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Nell’ambito dei piani regolatori dei comprensori urbanistici e territoriali (comunali o di bacino) il Rapporto di fattibilità geologicogeotecnica e idraulica del comprensorio è uno strumento essenziale per valutare, definire e autorizzare le opere pubbliche o private nell’ambito dello sviluppo urbanistico del territorio in questione. Nelle immagini sono riepilogati in sequenza gli esempi di elaborati cartografici, con relativa legenda prodotti a corredo di un regolamento di piano urbanistico comunale: (a) carta geotecnica con in evidenza i punti di indagine; (b) carta del rischio geologico; (c) carta delle aree a rischio allagamento; (d) carta del rischio idraulico;

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b

c

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

(e) carta della fattibilità territoriale per aree omogenee sotto il profilo geologico-tecnico; (f) carta della fattibilità territoriale per aree omogenee sotto il profilo idraulico; (g) carta della fattibilità territoriale-idraulica per gli interventi previsti in piano urbanistico; (h) carta degli interventi previsti per la messa in sicurezza-idraulica del territorio.

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e

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g

h

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1.31

La geologia Geomorfologia

LA GEOMORFOLOGIA

CONCETTI CHIAVE

• • •

Forze esogene Entità geomorfologiche Ciclo di erosione

➟

La geomorfologia (dal greco geo, “terra”; morpheè, “forma”e logos, “studio”) è la scienza che studia le cause (forze esogene) che hanno portato al modellamento della superficie terrestre a seguito dell’interazione tra idrosfera, atmosfera, biosfera e litosfera.

Come tutte le scienze naturali, descrive le forme del rilievo terrestre analizzandone l’origine e l’evoluzione; le forme del paesaggio, infatti, sono il risultato di progressive trasformazioni operate dagli agenti esogeni che hanno agito sugli elementi strutturali presenti sulla superficie terrestre (catene montuose, pieghe, faglie, depressioni, ecc. fig. 1.32).

I processi morfogenetici, rappresentati dalla degradazione meteorica, dall’erosione, dal trasporto e dalla sedimentazione dei materiali rocciosi, sono all’origine delle diverse forme di paesaggio che incontriamo nelle varie regioni della Terra; tali paesaggi nascono dall’azione dinamica di elementi naturali e umani, che si rapportano tra loro giungendo a un modellamento del territorio che ne rappresenta la storia.

I diversi parametri territoriali, dunque, definiscono raggruppamenti omogenei di ambienti, che prendono il nome di unità geomorfologiche (fig. 1.33 a pagina seguente) e permettono di orientare l’uso più opportuno dei suoli, allo scopo di non esaurire, inquinare e degradare le risorse naturali. Tali indicazioni permettono di scegliere non solo tra impiego industriale e agricolo, ma anche, nel secondo caso, di decidere le colture ottimali da attuare in ogni unità geomorfologica, nonché i limiti da rispettare nei criteri di coltivazione.

Le unità geomorfologiche (land form) analizzano le componenti geologiche, geomeccaniche, morfologiche, climatiche, idrologiche e vegetazionali, mettendo in evidenza le potenzialità, Fig. 1.32 ● Il Gran Canyon è il risultato dell’azione svolta dagli i vincoli e le vulnerabilità dei suoli; il sistema agenti esogeni. morfogenetico si esplica attraverso agenti che determinano alcuni processi fondamentali nel rapporto superficie-atmosfera; tale rapporto viene, a sua volta, attaccato e demolito da un insieme di processi elementari di natura fisico-chimica che costituiscono il fenomeno erosivo.

Il primo ad avanzare alcune ipotesi sulla morfogenesi è il geografo americano William Morris Davis che, con la sua teoria del ciclo di erosione normale, elaborata nel 1922, sostiene l’importanza del fattore tempo all’interno di una ciclicità dove l’evoluzione è considerata come il risultato di un continuo aggiustamento dell’equilibrio. Le ripartizioni del ciclo di Davis sono le seguenti: ■

lo stadio di giovinezza corrisponde alla condizione in cui il territorio si trova dopo la massima fase di sollevamento tettonico; ■ lo stadio di maturità si ha quando il reticolo idrografico risulta ramificato, rendendo articolato il rilievo e massimo l’approfondimento delle valli; ■ lo stadio di senilità è caratterizzato da rilievi bassi e valli larghe.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

Il modello di Davis è stato fortemente criticato per l’assenza dell’attività tettonica all’interno del ciclo e per i fenomeni erosivi, considerati pressoché costanti.

Studi successivi hanno proposto approcci diversi, come la geomorfologia climatica (1950), secondo la quale il clima è il vero responsabile del modellamento della superficie terrestre che avviene per fasce di latitudine, in base al clima dominante.

Fig. 1.33 ● Gli eventi geomorfologici vengono rappresentati nella carta delle unità geomorfolologiche (dall’esempio della porzione di carta del Piano Paesaggistico di Feltre - BL), strumento indispensabile per ogni tipo di rilevazione sul territorio. In legenda sono evidenziati gli elementi riscontrabili sulla porzione di carta.

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1.4

Eventi sismici: i terremoti

CONCETTI CHIAVE

• • • •

Onde sismiche Epicentro Magnitudo Piani di emergenza

COME E PERCHÉ SI GENERANO I TERREMOTI I terremoti sono originati dalla rottura di masse rocciose sottoposte a forti tensioni deformanti. Quando le tensioni superano il limite di resistenza della materia, le rocce si rompono e sprigionano di energia sotto forma di vibrazioni oppure di onde, che raggiungono la superficie terrestre provocando il terremoto.

In seguito alla frattura nelle rocce si generano onde di compressione, più veloci nella propagazione, e onde di taglio più lente. Il punto di frattura è detto ipocentro, mentre la sua proiezione sulla superficie terrestre è detta epicentro.

La crosta e la parte esterna del mantello formano la litosfera, mentre uno strato inferiore, sempre appartenente al mantello, è posto sotto la litosfera fino a una profondità di 700 km (fig. 1.34).

Questo strato prende il nome di astenosfera (sfera debole) ed è formato da materiale viscoso e parzialmente fuso (lava); su questo stato la litosfera scorre con una velocità di circa 2-10 cm/anno. Osservando le zone in cui si verificano più frequentemente i terremoti, si nota che questi si addensano lungo alcune strisce del globo, mentre risultano praticamente assenti in altre zone.

Queste strisce corrispondono a zone di frattura della litosfera e rappresentano i margini delle zolle tettoniche, parti rigide della litosfera che galleggiano sull’astenosfera più calda e si muovono allontanandosi e avvicinandosi o con scorrimento, una contro l’altra, con moti convettivi dal basso verso l’alto e viceversa, per la maggior temperatura della zona sottostante. Le principali zolle individuate Fig. 1.34 ● La struttura della Terra schematizzata ad arte sono: l’Eurasiatica, la Filippina, la Cocos, la Nazca, per la sua conformazione interna e di superficie. l’Africana, la Caraibica, l’Indoaustraliana, la Nordamericana, la Sudamericana, l’Araba, la Pacifica, la Cinese e la Somala. Per alcuni Autori, le zolle sono più numerose; comunque l’aspetto importante da ricordare è che ciascuna placca può contenere solo aree continentali, solo aree oceaniche o entrambe. La zolla Eurasiatica contiene quasi solo zone continentali, la zolla Pacifica quasi solo zone oceaniche, mentre la zolla Africana ha quote continentali e oceaniche equivalenti.

I margini delle zolle che entrano in contatto possono essere due margini oceanici, due margini continentali oppure uno oceanico e uno continentale.

LA SITUAZIONE NEL BACINO MEDITERRANEO Osservando la distribuzione dei terremoti in Italia vediamo che a esclusione di Sardegna, Puglia e parte della Pianura Padana, tutto il territorio nazionale è interessato da fenomeni sismici. La zolla africana si muove verso nord contro quella Eurasiatica, comprimendo e deformando la penisola italiana che viene così ruotata in senso antiorario.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

180 milioni di anni fa, la zolla Africana si è spostata verso est creando l’apertura di un golfo oceanico (Tetide), tra la zolla Africana e quella Eurasiatica; 150 milioni di anni fa, la zolla Eurasiatica si è spostata verso est con parziale chiusura della Tetide.

Risalgono a 40-50 milioni di anni fa la formazione del bacino del Mediterraneo e l’innalzamento della catena delle Alpi (fig. 1.35). Questa situazione rende l’Italia estremamente esposta a fenomeni sismici, in generale, di intensità media (max 7° grado Richter), ma superficiali (dai 5 ai 20 km di profondità) e quindi disastrosi. L’unica eccezione è rappresentata dalle isole Eolie, in cui si sono verificati terremoti anche a 500 km di profondità che indicano, insieme alla presenza di isole vulcaniche, una zona di subduzione.

Fig. 1.35 ● La sismicità della penisola italiana è legata alla sua particolare posizione geografica. In figura sono rappresentati i limiti delle zolle che interessano la regione alpinomediterranea. Le frecce bianche indicano le aree di divergenza, i triangolini blu le aree di subduzione, le coppie di frecce viola le aree di convergenza o di scorrimento laterale. Ad indica la microzolla adriatica, An la microzolla anatolica.

L’INDIVIDUAZIONE DELL’EPICENTRO

Fig. 1.36 ● Il sismogramma presenta una serie di linee verticali e di picchi più o meno pronunciati che costituiscono un’immagine molto amplificata delle oscillazioni del terreno rilevate dal sismografo in termini di spostamento del suolo. Il sismogramma evidenzia diversi tipi di onde sismiche registrate, individua i loro tempi di arrivo alla stazione e le caratteristiche specifiche come ampiezza, frequenza e durata.

L’individuazione della posizione dell’epicentro viene realizzata mediante l’analisi dei dati sismografici (lettura dei sismogrammi) registrati da sismografi (fig. 1.36) di diverse stazioni (solitamente tre). Le onde sismiche che si propagano a seguito dell’evento sono di tre tipi: onde P longitudinali (primarie perché più veloci di 4-8 km/sec, di piccola ampiezza e grande frequenza) che arrivano per prime e spesso generano il boato associato al sisma; le onde S di taglio (secondarie, più lente con velocità pari a 2-3 km/sec, con maggiore ampiezza e minore frequenza); infine le onde L di superficie non provenienti dall’ipocentro, ultime ad arrivare. Le onde P e S sono prese a riferimento per l’individuazione dell’epicentro (fig. 1.37).

Vista la differente velocità di propagazione delle onde, più è grande la distanza tra ipocentro e stazione sismica, maggiore è l’intervallo tra le onde P e S (fig. 1.38 a,b). Dai dati rilevati per terremoti di stessa profondità, è possibile costruire un grafico di propagazione delle onde sismiche in cui le grandezze rappresentate in ascissa e ordinata indicano la distanza epicentro/stazione e il tempo necessario alle onde per coprire il tratto epicentro/stazione.

Fig. 1.37 ● Il luogo nel sottosuolo dove ha origine un terremoto è detto ipocentro, mentre la sua proiezione sulla superficie terrestre è detta epicentro.

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1.4 Eventi sismici: i terremoti

a

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b

Fig. 1.38 a, b ● Metodo di impiego di 3 stazioni sismiche (a). Secondo il grafico (b), il sisma è stato registrato alle ore 9.15 e l’intervallo misurato tra le onde P e S è pari a 49: il segmento AB 5 4 individua la distanza in ascissa pari a 2500 km. La distanza individuata non è sufficiente per stabilire l’epicentro che può essere in un punto qualsiasi sulla circonferenza di raggio 2500 km con centro sulla stazione: sono pertanto necessarie tre stazioni X-Y-Z per definire il punto preciso.

L’INDIVIDUAZIONE DELLA MAGNITUDO Con il termine magnitudo si intende la misura strumentale della forza del sisma, misurata nel luogo in cui questo si è verificato (fig. 1.39).

Al contrario, l’intensità si riferisce agli effetti prodotti in una certa zona al verificarsi dell’evento, come la scala di intensità proposta dal sismologo italiano Giuseppe Mercalli nel 1902.

Tale scala non permette il confronto fra terremoti che si sono verificati in zone differentemente antropizzate, in quanto a questo parametro, oltre che alla profondità dell’ipocentro, sono direttamente correlati i danni agli uomini e alle cose.

Per poter esprimere un giudizio oggettivo sull’evento sismico, è necessario utilizzare la scala ideata nel 1935 dal sismologo californiano Charles Richter, che si basa sull’ampiezza delle onde sismiche registrate dal sismografo.

La scala è tarata in modo che un grado di magnitudo cresce quando l’ampiezza aumenta di 10 volte.

Approssimando, al posto dell’ampiezza possiamo utiFig. 1.39 ● Individuazione dell’intensità e della magnilizzare il tempo intercorrente tra l’arrivo delle onde tudo di un sisma.

P (primarie) e quello delle onde S (secondarie), in quanto tale intervallo è funzione della distanza.

In sintesi, la magnitudo è un valore caratteristico del terremoto, indipendente dalla profondità dell’ipocentro e dal grado di antropizzazione del territorio, mentre l’intensità è riferita ai danni prodotti.

I PIANI DI EMERGENZA Realizzazione del piano di emergenza. Lo scopo primario di un piano di emergenza è quello di consentire a tutte le persone che si trovano all’interno di un edificio, al verificarsi di un evento dannoso (sisma, incendio, allagamento, nube tossica, emergenza elettrica, ecc.), di abbandonare lo stesso nel minore tempo possibile o di permanervi in condizioni di sicurezza, senza riportare alcuna conseguenza né per effetto dell’evento in corso né per effetto delle procedure di emergenza.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

La pianificazione dell’emergenza si basa sulla perfetta organizzazione del personale stabilmente ospite dell’edificio e degli eventuali visitatori, in modo tale che ognuno sappia come agire per prevenire le situazioni di maggiore rischio e come prepararsi a rispondere in modo positivo di fronte a un’emergenza per la propria e altrui sicurezza. A tale scopo è necessario che tutti coloro che abitualmente fruiscono dell’edificio collaborino attivamente alla redazione, messa a punto, revisione periodica e prova del piano di emergenza. Allo scopo primario sopra indicato se ne aggiungono altri, apparentemente di minore importanza che, oltre a contribuire sostanzialmente allo scopo primario, costituiscono un percorso formativo per chiunque faccia parte, a qualunque titolo, della popolazione dell’edificio che automaticamente trasferirà le conoscenze acquisite. Il percorso formativo è basato sui seguenti principi: ■ ■ ■

■ ■ ■

creare la motivazione a partecipare e ad assumersi la responsabilità dell’organizzazione e realizzazione del piano di emergenza; identificare i rischi individuali, sociali e ambientali della comunità e della realtà circostante; identificare i gruppi o soggetti a rischio fra gli utenti dell’edificio per facilitare lo svolgimento delle attività quotidiane garantendo la sicurezza in situazione di emergenza; identificare le risorse disponibili in condizioni di normale esercizio e in caso di emergenza; identificare, disporre e promuovere misure comportamentali di prevenzione e di mitigazione dei rischi; addestrare tutto il personale ad affrontare correttamente ogni situazione di emergenza, compresa l’evacuazione dall’edificio, mediante simulazioni periodiche.

Fig. 1.40 ● Carta italiana della pericolosità sismica (Fonte: Istituto nazionale di geofisica e vulcanologia).

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1.51

Dalla La geologia crosta terrestre alle rocce

CONCETTI CHIAVE

• • • • •

Ciclo litologico Rocce ignee Rocce sedimentarie Rocce metamorfiche L’importanza dell’argilla

LA CROSTA TERRESTRE E LE ROCCE La Terra è formata da tre sfere concentriche diverse per composizione chimica e comportamento fisico e separate da superfici di discontinuità in cui si verifica un brusco cambiamento delle rispettive caratteristiche. Partendo dall’esterno, il primo strato è costituito dalla crosta, spessa 60-70 km; la discontinuità di Mohorovicic la separa dal mantello, profondo fino a 2900 km, segue poi la discontinuità di Gutenberg e, infine, la parte centrale chiamata nucleo (fig. 1.41).

Gli elementi che compongono la crosta terrestre sono alla base della formazione delle rocce, definite corpi solidi, costituiti da aggregati di minerali formatisi in seguito a fenomeni geologici. Riportiamo la composizione della crosta terrestre nella tabella 1.2.

Come possiamo notare, ossigeno e silicio rappresentano il 74,3% del peso; pertanto i componenti che da loro derivano, i ✎ silicati, costituiscono un gruppo di rocce particolarmente importanti e diffuse. Le rocce si classificano in base alla loro origine e alle caratteristiche; pertanto si distinguono: rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche.

Tuttavia è necessario tenere presente che, come abbiamo avuto modo di vedere per molti altri fenomeni che avvengono sulla Terra, le rocce non possono essere considerate come entità distinte e immutabili, ma fanno parte di un ciclo, di cui costituiscono una fase transitoria (fig. 1.42).

Fig. 1.41 ● Rappresentazione grafica della suddivisione degli strati sovrapposti che costituiscono la sfera Terrestre.

Tab. 1.2 ● Composizione in elementi chimici della crosta terrestre.

Elemento Simbolo % Peso % Volume Ossigeno

O

46,6

93,8

Silicio

Si

27,7

0,9

Alluminio

Al

8,1

0,5

Ferro

Fe

5,0

0,4

Calcio

Ca

3,6

1,0

Sodio

Na

2,8

1,3

Potassio

K

2,6

1,8

Magnesio

Mg

2,1

0,3

Altro

1,5

Fig. 1.42 ● Il ciclo litologico illustra i processi di formazione ed evoluzione delle rocce.

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Capitolo 1

32

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

✎ I SILICATI I silicati sono una classe di minerali composti prevalentemente da ossigeno e silicio con formula chimica generale SiO4.

I silicati sono i minerali più diffusi sulla Terra: infatti entrano nella composizione delle rocce ignee, sedimentarie e metamorfiche.

Gli atomi di un silicato sono disposti nello spazio in modo da formare un tetraedro, in cui al centro si trova l’atomo di silicio e ai quattro vertici gli atomi di ossigeno (fig. 1.43).

Poiché il numero di ossidazione del silicio è pari a 4 e quello dell’ossigeno a 2, ne risulta che, complessivamente, ogni tetraedro presenta un eccesso di carica negativa (pari a 4) che tende a distribuirsi sui quattro atomi di ossigeno; pertanto, nella composizione di questi minerali si rileva la presenza (più o meno elevata a seconda del tipo di silicato) di cationi metallici attratti appunto dall’anione tetraedrico. Questi metalli sono solitamente ferro, magnesio, potassio, sodio e calcio e rivestono una funzione fondamentale nel legare tra loro le diverse strutture silicatiche complesse formate dai tetraedri.

L’alluminio è l’unico elemento che può prendere il posto del silicio al centro del tetraedro: in questo caso si parla di alluminosilicati.

LA CLASSIFICAZIONE

parte il berillo (fig. 1.44 c), con formula chimica Be3Al2(SiO3)6.

■ Gli inosilicati sono costituiti da catene singole (pirosseni) o doppie (anfiboli in fig. 1.44 d) di tetraedri. Le prime hanno formula (Mg, Fe)2SiO3, le seconde (Ca2Mg5) Si8O22(OH)2.

■ I fillosilicati sono costituiti da catene multiple che formano dei piani sottili (lamine). Il silicato più diffuso di questo gruppo è la mica (fig. 1.44 e); sono miche la muscovite, la cui formula è KAl3Si3O10(OH)2, e la biotite, con formula K(Mg, Fe)3Si3O10(OH)2.

■ I tettosilicati sono costituiti da piani legati in modo da formare un reticolo tridimensionale. Appartengono a questo gruppo i feldspati, che comprendono ortoclasio (fig. 1.44 f ), la cui formula è KAlSi3O8, e plagioclasio, la cui formula è CaAl2Si2O8.

DEI SILICATI

I silicati si distinguono a seconda della complessità dei legami che intercorrono tra i singoli tetraedri e, in particolare, in base al numero di vertici in comune tra i tetraedri SiO4 (0, 1, 2, 3 o 4), da cui dipendono il reticolo cristallino di ogni silicato e la quantità e il tipo di metalli in esso presenti.

■ I nesosilicati presentano un tetraedro isolato. Il gruppo di base ha formula chimica Si2O4; la sfaldatura è assente. Fa parte di questo gruppo l’olivina, la cui formula chimica è (Mg, Fe)2SiO4 (fig. 1.44 a).

■ I sorosilicati sono costituiti da coppie di tetraedri legati tra loro. Il gruppo di base ha formula chimica Si2O7. Fa parte di questo gruppo l’emimorfite (fig. 1.44 b).

■ I ciclosilicati sono costituiti da tetraedri legati ad anello, di cui fa

Fig. 1.43 ● Tetraedro dei silicati.

a c

b e

d

Fig. 1.44 ● (a) Olivina, (b) emimorfite, (c) berillo, (d) anfiboli, (e) mica, (f ) ortoclasio.

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f

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1.5 Dalla crosta terrestre alle rocce

33

LE ROCCE IGNEE Durante un’eruzione vulcanica (fig. 1.45), il magma incandescente fuoriesce dal cratere e viene a contatto con corpi a temperatura molto più bassa, solidificandosi.

Talvolta il magma è talmente viscoso che non riesce a giungere all’esterno del vulcano prima di solidificare; in questo caso all’interno della crosta terrestre si formano rocce con caratteristiche diverse da quelle che si formano all’esterno.

Entrambi i fenomeni citati portano alla formarocce ignee (letteralmente “rocce che zione di Fig. 1.45 ● Le rocce ignee hanno origine dal magma derivano dal fuoco”), chiamate anche magmatiche durante le eruzioni vulcaniche. o eruttive.

Sostanzialmente, il magma che risale in superficie si raffredda gradualmente e sviluppa, all’interno della sua massa, vari composti che saranno i componenti delle future rocce.

Se la temperatura iniziale del magma è bassa e vi è poco gas, la massa tende a solidificare durante la risalita prima di arrivare in superficie; in questo caso le rocce che si formano sono dette plutoniche o ignee intrusive.

Durante la solidificazione del magma avviene il processo di cristallizzazione, cioè le particelle (atomi o ioni) dei vari elementi in esso contenuti si dispongono in modo ordinato, generando diversi minerali silicati, che studieremo più avanti, ognuno con un proprio abito cristallino.

In queste rocce è possibile riconoscere un insieme di minerali cristallini di dimensioni confrontabili, distinguibili per il loro diverso aspetto anche a occhio nudo. Tale tipo di struttura è detta olocristallina. Un esempio importante di queste rocce è rappresentato dal granito.

Le rocce ignee intrusive (associate sempre alla presenza di rocce metamorfiche) sono presenti sulle Alpi occidentali e centrali, nei rilievi appenninici calabresi e siciliani, nei rilievi montani e collinari della Sardegna.

Nel secondo caso il magma è ricco di gas e con temperatura iniziale molto elevata, tanto da fuoriuscire dalla superficie terrestre ancora allo stato fuso sotto forma di colata vulcanica.

Una volta fuoriuscito, venendo a contatto con ambienti molto più freddi (aria, acqua, terreno), il magma si solidifica bruscamente dando origine a rocce vulcaniche o ignee ef- Fig. 1.46 ● Il granito è un esempio di Fig. 1.47 ● La diorite presenta un colore fusive. più scuro rispetto al granito. roccia ignea intrusiva.

➟

Fig. 1.48 ● Il basalto è un esempio di roccia ignea effusiva.

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Fig. 1.49 ● La peridotite è un esempio di roccia ignea intrusiva.

Fig. 1.50 ● La pomice è un esempio di roccia piroclastica.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

In questo caso non si formano cristalli, ma una struttura di tipo vetroso contenente cristalli isolati di grandi dimensioni. Tale struttura è detta porfirica.

Un esempio di roccia effusiva assai diffusa è il basalto. Una discreta presenza di rocce ignee effusive e di materiali vulcanici si ritrova nella zona circostante il Vesuvio e l’Etna.

In base alla composizione chimica e al tipo di reazione (acida o basica), le principali rocce ignee che intervengono nella formazione dei suoli sono le seguenti.

■

I graniti (fig. 1.46) sono rocce intrusive acide formate da silicati (ortoclasio) KalSi3O8, quarzo (albite) NaAlSi3O8 e mica. Sono i costituenti delle catene montuose alpine e sono diffusi nella crosta continentale; le corrispondenti forme effusive sono le rioliti e le ossidiane.

■

Le dioriti (fig 1.47) sono di aspetto simile al granito, mancano di quarzo e presentano un colore più scuro.

■

I gabbri sono rocce intrusive contenenti olivina. La loro forma effusiva è costituita dal basalto (fig. 1.48).

■

Le peridotiti (fig. 1.49) sono rocce intrusive costituite esclusivamente da olivina.

■

Le rocce piroclastiche si formano per accumulo di vari elementi effusivi (ceneri, lapilli, schegge) e originano le pomici (fig. 1.50) e i tufi.

LE ROCCE SEDIMENTARIE

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Le rocce sedimentarie sono il risultato di un complesso di fenomeni, chiamato processo sedimentario, che comincia con l’erosione da parte degli agenti esogeni e prosegue con il trasporto da parte di fluidi (acqua, vento, ghiaccio), la sedimentazione in ambiente sedimentario marino, continentale o misto e infine con la diagenesi.

I processi fisici che maggiormente determinano l’alterazione delle rocce sono quelli che generano fratture nell’ammasso roccioso originario a causa dell’erosione che porta al distacco di clasti (pezzi di roccia) da rocce pre-esistenti a opera di agenti geomorfologici come pioggia, vento, acque fluenti, correnti marine o ghiacciai.

La degradazione a opera di agenti meteorici, in particolare quella dovuta all’acqua, è chiamata wheathering e comprende differenti tipologie di fenomeni.

Per esempio, nei climi freddi, l’acqua, infiltrandosi nelle fessure e congelando per effetto delle basse temperature, determina un aumento di pressione con ulteriore allargamento delle fratture che nel tempo, e per il susseguirsi delle fasi di gelo e disgelo, determina la disgregazione della roccia madre circostante (wheathering fisico); questo fenomeno prende anche il nome di crioclastismo (fig. 1.51 a).

Viceversa, nei climi molto caldi, l’elevata temperatura provoca la dilatazione fisica dei materiali e facilita il processo di disgregazione delle rocce; in tal modo, gli intensi e ripetuti cicli di forte raffreddamento e riscaldamento nell’arco della

a b

Fig. 1.51 ● L’acqua che si infiltra nelle fessure delle rocce e gela per effetto delle basse temperature genera fenomeni di crioclastismo (a). Il termoclastismo è provocato da forti escursioni termiche che determinano nel terreno cicli di espansione e di contrazione, quindi l’esfoliazione (b).

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1.5 Dalla crosta terrestre alle rocce

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giornata generano, a carico dei substrati di roccia e suolo, pronunciati cicli di espansione e di contrazione che provocano una sorta di esfoliazione degli stessi; questo fenomeno prende il nome di termoclastismo (fig. 1.51 b).

A seguito di questi fenomeni, in aree caratterizzate da climi differenti esistono di fatto notevoli variazioni in termini di evoluzione dei suoli (fig. 1.52): nelle zone tipiche dei climi freddi tende a predominare un evidente strato di roccia inalterata seguito da un altro in cui si evidenziano leggere alterazioni; nei climi temperati lo strato di roccia madre è seguito da altri strati a diverso grado di alteraFig. 1.52 ● Entità dei fenomeni evolutivi dei suoli in relazione alle aree climatiche. zione; infine nelle zone tropicali è evidente l’intensa attività evolutiva determinata dalla presenza di alte temperature, forte evaporazione e ingenti precipitazioni che danno luogo a diverse formazioni minerali.

Il trasporto consiste nel movimento dei clasti dalla roccia originaria, operato da fattori veicolanti per trascinamento, sospensione o soluzione (come acque dilavanti, fiumi e altri corsi d’acqua) fino a raggiungere un ambiente deposizionale di bassa energia dove può depositarsi per azione gravitativa.

La sedimentazione si verifica quando l’energia cinetica posseduta dagli agenti geomorfologici non è più sufficiente a spostare o a mantenere in sospensione i frammenti che vengono depositati meccanicamente (sedimentazione clastica), le sostanze in soluzione che precipitano (sedimentazione chimica) o le sostanze fissate nei gusci o negli scheletri di organismi che vivono in acque ricche di sali (sedimentazione organogena).

In generale, la sedimentazione porta all’accumulo dei clasti in particolari zone che, per questo motivo, sono dette ambienti di sedimentazione; ne sono un esempio deserti, ghiacciai, ambienti fluviali, lacustri e palustri, fondali marini.

Una volta deposti, i sedimenti vanno incontro ai processi di diagenesi, ovvero un complesso di trasformazioni chimico-fisiche che si verificano dopo la sedimentazione.

Tali fenomeni in gran parte sono costituiti dalla litificazione che trasforma i sedimenti in un ammasso roccioso compatto e coerente (per esempio le sabbie evolvono in arenarie e il fango in argilla). Tale processo avviene inizialmente per gravità e in seguito per costipamento e cementificazione a opera dei sali disciolti nelle acque (CaCO3, SiO2).

La principale caratteristica delle rocce sedimentarie è la struttura a strati sovrapposti originati da depositi gravitazionali e la frequente inclusione di organismi che hanno subito il processo di fossilizzazione.

Dal tipo di sedimento e dalle caratteristiche del processo sedimentario deriva la principale suddivisione delle rocce sedimentarie, illustrata di seguito.

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■

Rocce sedimentarie clastiche: sono formate da frammenti di altre rocce (clasti) trasportati dal luogo di formazione, modificati più o meno intensamente e infine depositati; ✎ argille, arenarie, pomice e breccia costituiscono esempi di questa classe di rocce. Le rocce sedimentarie clastiche vengono suddivise in base alla granulometria in:

– – – –

conglomerati (fig. 1.53) se il diametro è maggiore di 2 mm; arenarie se il diametro è compreso tra 2 mm e 1/16 di mm; siltiti se il diametro è compreso tra 1/16 di mm e 1/256 di mm; argilliti (fig. 1.54) se le dimensioni sono inferiori a 1/256 mm.

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Capitolo 1

➟

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia ■

Rocce sedimentarie chimiche: sono formate dalla deposizione sul fondo di sali o altri composti chimici disciolti e contenuti nelle acque marine; questi sali precipitano quando la loro concentrazione supera il valore massimo di saturazione oppure a seguito dell’evaporazione di bacini marini causata da cambiamenti climatici e/o movimenti tellurici. Spiccano tra queste rocce le evaporiti, rappresentate in gran parte da gesso, calcare e salgemma (fig. 1.55). Si annoverano tra queste rocce anche alcuni calcari e dolomie.

■

Rocce sedimentarie organogene o biochimiche: sono originate dalla deposizione e successiva cementazione di esoscheletri (o frammenti di essi) di organismi acquatici con guscio carbonatico o siliceo. I fondali marini dei mari profondi sono coperti da un fango formato dai gusci di organismi planctonici microscopici come i foraminiferi pelagici, i radiolari e le diatomee. Questi fanghi diagenizzati danno origine a rocce quali: calcari pelagici (fig. 1.56), conchigliari, di scogliera e la dolomia (carbonato doppio di calcio e magnesio CaMg (CO3)2 che costituisce la roccia predominante delle Dolomiti). Tra le altre rocce organogene ricordiamo le silicee, formate dalle spoglie di diatomee e radiolari (organismi marini costituiti da SiO2), e i sedimenti organici, tra cui il petrolio, costituito da una miscela di idrocarburi derivati dalla fossilizzazione di resti organici. Esempi di questa tipologia di rocce si trovano in Puglia, sul Gargano, nelle Murge e nel Salento.

Fig. 1.53 ● I conglomerati costituiscono un esempio di roccia sedimentaria clastica che presenta clasti di diametro maggiore di 2 mm.

Fig. 1.54 ● L’argilla è un esempio di roccia sedimentaria clastica.

Fig. 1.55 ● Miniera di salgemma.

Fig. 1.56 ● Il calcare pelagico deriva da rocce sedimentarie organogene.

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1.5 Dalla crosta terrestre alle rocce

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✎ L’ARGILLA L’argilla è una roccia sedimentaria definita petrograficamente come roccia clastica pelitica e, tra le rocce sedimentarie, è quella più diffusa nella crosta terrestre. Essa proviene dall’alterazione chimico-fisica dei feldspati che, a seguito di fenomeni atmosferici, perdono Na, Ca e Mg, con conseguente arricchimento di alluminio e silicio. Sono rocce di sedimentazione clastica in cui il processo diagenetico principale è la compattazione a temperature (circa 200 °C) e pressioni (2, 3 bar) relativamente basse, oltre a processi di adsorbimento e scambio ionico. Le argille sono costituite quasi esclusivamente da fillosilicati (prodotti dall’alterazione di altri minerali silicati), quarzo e miche nella frazione più grossolana. I minerali argillosi hanno dimensioni assai ridotte (millesimi di millimetro), vengono trasportati in sospensione dalle acque e poi sedimentano. Derivano dalla disgregazione di rocce comuni come i graniti e il basalto, a seguito della disgregazione dei minerali primari come feldspati, miche e quarzo.

Le argille si suddividono in: ■ argille primarie, che sono sempre rimaste nei pressi della roccia madre, sono costituite da particelle più grosse e hanno granulometria non uniforme; ■ argille secondarie, che si sono allontanate per trasporto e hanno particelle più piccole, uniformi e arrotondate. Sono meno pure di quelle primarie in quanto contengono ferro, calcare, pirite, calcite, gesso e residui organici. Il loro colore indica la presenza di altre sostanze: le argille azzurre contengono composti di ferro con ossidazione 2, quelle giallo-rosse contengono composti di ferro con ossidazione 3 (maggiore ossidazione), mentre quelle violacee contengono composti di manganese.

I minerali argillosi presentano importanti proprietà che conferiscono loro alta reattività.

■ L’elevata area superficiale, determinata dalle piccole dimensioni delle particelle, dona all’argilla la capacità di distribuire le cariche elettriche su un’ampia superficie.

■ Le cariche elettriche negative, in grado di attrarre cationi (Ca , Mg , Na , K ), evidenziano un’elevata capacità di scambio cationico, quindi la caratteristica di legare a sé elementi che possono poi essere assorbiti dalle radici delle piante. Questa capacità tende a decrescere con il diminuire del pH poiché in ambiente acido le cariche elettriche negative sono saturate da ioni H .

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■

La plasticità, cioè la capacità di mantenere deformazioni anche quando la sollecitazione è rimossa.

Tale proprietà dipende dal diametro delle particelle, in quanto più esse sono piccole, più è estesa la superficie esposta in grado di legare e trattenere l’acqua attraverso i legami derivanti dalle cariche elettriche di superficie.

PREGI E DIFETTI DEI TERRENI ARGILLOSI

I terreni che contengono una consistente quota di argilla (50%) presentano i seguenti pregi: ■ alta capacità di adsobimento di ioni elettropositivi, che conferisce una buona dotazione di elementi nutritivi (soprattutto ioni potassio, calcio, magnesio e sodio); ■ grande capacità di immagazzinare acqua, caratteristica che risulta particolarmente importante soprattutto durante il periodo estivo, mentre nei periodi invernali può dare luogo a fenomeni di asfissia.

I difetti che caratterizzano i terreni argillosi sono: ■ forte coesione allo stato secco, quindi grande resistenza alla lavorazione;

Fig. 1.57 ● Esempio di terreno argilloso che presenta crepacciature nelle zone secche e ristagno idrico nelle zone bagnate.

■ notevole adesività e plasticità quando sono bagnati, per cui sono detti “pesanti”; ■ prevalenza di micropori a scapito dei macropori, che provoca asfissia e comporta un’alta probabilità di ristagno idrico: ■ quando sono bagnati tendono a riscaldarsi molto lentamente, per cui vengono detti “freddi”; ■ quando sono secchi presentano un’elevata crepacciabilità, con notevoli perdite d’acqua dagli strati profondi.

Tab. 1.3 ● Tipologie di argilla e ambienti di formazione.

Tipi di argilla

Ambienti di formazione

Idrosilicato di alluminio.

La caolinite Al2Si2O5 (OH)4 si presenta sotto forma di Alterazione idroterlamelle traslucide, madreperlacee di colore bianco o male in ambienti acidi. grigio-giallastre. È il principale componente del caolino utilizzato per produrre porcellane Fillosilicato idrato di alluminio.

Alterazione idroterLa halloysite Al2Si2O5(OH)4 è spesso presente nei de- male dei feldspati in positi di caolino. ambienti acidi.

La illite (K, H3O)(Al, Mg, Fe)2(Si, Al)4 O10 [(OH)2, (H2O)] appartiene ai fillosilicati ed è un minerale costituito da strati successivi di muscovite e montmorillonite. È molto diffuso nelle argille e si presenta in forma lamellare.

Origine sedimentaria di rocce detritiche, magmatiche e micacee.

Fillosilicato di magnesio, ferro e alluminio.

Alterazione idroterLa vermiculite (Mg, Fe2 , Al)3 (Al, Si)4 O10 (OH)2 · male di materiali mi4(H2O) è caratteristica per la sua proprietà di espancacei. dersi se riscaldata. Ha numerose applicazioni industriali.

Fillosilicato di alluminio e magnesio.

La montmorillonite (Na, Ca)0,3 (Al, Mg)2 Si4 O10 (OH)2 · n(H2O) si trova come componente della bentonite.

Viene utilizzata nell’industria come assorbente nelle lavorazioni dei carbonati e altri lubrificanti.

Alterazione idrotermale di ceneri vulcaniche e disfacimento di rocce eruttive.

Fillosilicati di alluminio, magnesio e ferro.

Le cloriti (Mg, Fe, Al)3 (Si, Al)4 O10 (OH)2 (Mg, Fe, Al)3 (OH)6 comprendono 4 famiglie: talcocloriti, ferrocloriti, ferro-ferricloriti e le cloriti di cromo, litio e boro; si presenta di colorazione verdognola.

Diffuse nelle rocce di origine metamorfica o da alterazione idrotermale in ambienti acidi e ricchi di silice.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

LE ROCCE METAMORFICHE Le rocce metamorfiche derivano da rocce ignee, sedimentarie o da altre rocce metamorfiche che si vengono a trovare in punti di tensione della litosfera (per esempio nei casi di scontro e compressione di zolle tettoniche o intrusione di magmi) (fig. 1.58). Le trasformazioni cui la roccia originaria va incontro devono avvenire senza fusione, con il mantenimento dello stato solido.

I processi metamorfici possono essere considerati come una serie di interazioni, allo stato solido, fra i diversi minerali che compongono la roccia originaria.

Le reazioni rese possibili dalla presenza di piccole quantità di fluidi intercristallini non portano a cambiamenti nella composizione chimica elementare; pertanto si hanno gli stessi elementi chimici presenti nella roccia originaria, ma i minerali diventano instabili e si combinano tra loro producendo nuove sostanze. Tale processo, noto come cristalizzazione metamorfica, porta a forme di ricristallizzazione con formazione di cristalli di maggiori dimensioni. Con l’aumento della temperatura, cresce l’attività solvente dei fluidi presenti nelle rocce e aumenta la gamma delle interazioni.

Tuttavia i minerali che via via si formano sono stabili solo in un ristretto campo di temperatura e pressione; si può quindi affermare che durante il processo metamorfico la composizione mineralogica di una roccia cambia continuamente al variare di temperatura e pressione.

Il processo metamorfico avviene fra una temperatura di circa 300 °C (al di sotto di essa non avvengono reazioni e si rientra nei processi sedimentari di alterazione e diagenesi) fino a 800 °C (temperatura al di sopra della quale non può sussistere una roccia allo stato solido poiché si produce la fusione differenziale o anatessi con formazione di nuovi magmi). Un esempio è rappresentato dal marmo bianco di Carrara (fig. 1.59) che deriva da rocce calcaree e si rinviene nella dorsale appenninica toscana (anche nelle Alpi occidentali si riscontrano rocce sedimentarie calcaree e rocce metamorfiche).

Le rocce metamorfiche si distinguono in tre gruppi a seconda del tipo di metamorfismo, che può essere:

Fig. 1.58 ● L’ardesia è una roccia metamorfica molto utilizzata nell’edilizia.

✒

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SUBDUZIONE: nei punti dove il materiale del mantello scende, due placche sono trascinate una contro l’altra. Nello scontro, una delle due si deforma e finisce al di sotto dell’altra. L’affondamento di una placca sotto un’altra è detto subduzione, che letteralmente significa “conduzione al di sotto, sottoscorrimento”. Poiché il materiale della crosta è per lo più leggero, torna in superficie formando catene vulcaniche e dando origine a terremoti. Le zone di subduzione sono aree in cui la crosta si distrugge.

Se la zona di subduzione si trova in alto mare, ne risulterà un arco insulare vulcanico, mentre se si trova ai margini di un continente, si formerà una catena di montagne, come è avvenuto per le Ande.

■

di contatto, quando un magma si introduce in fessure di rocce creando una ricristallizzazione per contatto nelle rocce circostanti;

■

di seppellimento, quando le rocce sono sottoposte a fortissime sollecitazioni per schiacciamento in una faglia di compressione o sotto ad altri strati rocciosi.

Fig. 1.59 ● Cava di marmo di Carrara.

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1.5 Dalla crosta terrestre alle rocce

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La forte pressione esercitata tende a deformare l’orientamento dei minerali disponendoli su piani paralleli rispetto alla direzione delle forze deformanti; le rocce che subiscono tale trasformazione sono dette scistose; ■

regionale, quando le rocce di un’intera area geografica sono sottoposte ad alte pressioni e temperature a seguito di fenomeni di ✒subduzione. Tale situazione si verifica nei processi di orogenesi.

Nelle rocce metamorfiche, a differenza di quanto avviene nelle rocce magmatiche, i minerali cristallizzano contemporaneamente assumendo una forma irregolare (allotriomorfi).

La tessitura scistosa (fig. 1.60) è tipica di tali rocce e indica la capacità della roccia di dividersi in lastre sottili secondo piani paralleli. La scistosità è il prodotto della pressione orientata ed è marcata dalla disposizione dei minerali di forma allungata, fibrosa e lamellare (miche).

Si parla invece di foliazione quando la scistosità non è molto pronunciata.

Altre tessiture caratteristiche sono: massiccia (che presenta granuli senza orientazione), zonata (con bande parallele differenti per struttura e colore), occhiadina (che comprende grossi noduli chiari circondati da sottili bande scure).

In base alla temperatura e alla pressione alle quali la roccia si è formata (✒facies metamorfiche), si distinguono i seguenti tipi di rocce metamorfiche (fig. 1.61): ■ ■ ■

scisti verdi, formatisi a basse temperature (100 °C) e basse pressioni; scisti blu, formatisi a basse temperature e pressioni medio-alte; anfiboliti, formatisi a medie temperature (500-700 °C) e pressioni mediobasse; ■ eclogiti, formatisi a medie temperature e alte pressioni; ■ granulati, formatisi ad alte temperature (800-900 °C) e medie pressioni.

✒

FACIES METAMORFICHE: in geologia, con il termine facies intendiamo l’insieme dei caratteri petrografici, sedimentologici e paleontologici che una roccia presenta in un determinato luogo, o area geografica, e che testimoniano l’ambiente di formazione. La facies metamorfica è l’insieme delle rocce che hanno subìto un metamorfismo negli stessi intervalli di temperatura e pressione. Ogni facies riunisce rocce di composizione mineralogica variabile.

Fig. 1.60 ● Esempio di tessitura scistosa di una roccia.

Fig. 1.61 ● Il processo metamorfico è innescato dalla forte pressione fra gli strati: i cristalli preesistenti si sbriciolano e si polverizzano, ma poi vengono ricementati in bande allineate a causa delle elevate temperature e dell’attrito che si generano a questi livelli.

Un esempio è costituito dall’ardesia che si forma quando argille compatte e indurite vengono sottoposte a forti pressioni fra gli strati.

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Capitolo 1

Processi geomorfologici e unità geomorfologiche fondamentali dell’Italia

9HUL¦FKH Domande per la verifica orale

Che cosa sono le ere geologiche?

1

2 Che cosa si intende per cronologia geologica?

3 Perché la prima teoria tettonica fu chiamata deriva dei

continenti?

4 Che cosa si intende per corrispondenza di linee costiere?

5 Che cosa si intende per corrispondenza tra successioni

stratigrafiche?

6 Che cosa si intende per ponti continentali?

7 Che interesse ha il mesosauro?

8 Quali sono le prove paleoclimatiche?

9 In che modo la scienza passò alla teoria della tettonica a

zolle?

Che cosa si intende per subduzion”?

11 Da dove trae origine il magnetismo terrestre?

12 Che cosa significa punto di Curie?

13 Spiega il significato di paleomagnetismo.

14 Da che cosa è costituito il mantello?

15 Da che cosa sono causati i movimenti delle placche tetto 10

niche?

Che cosa sono i punti caldi?

17 Come possono essere le faglie?

18 Che cosa si intende per orogenesi?

19 Da che cosa è costituito il flysch?

20 Di cosa si occupa la sismica marina?

21 Che cosa studia la geomorfologia?

22 Perché si generano i terremoti?

23 Che differenza c’è tra epicentro e ipocentro?

24 Che cosa si intende per magnitudo?

25 Spiega l’origine delle rocce ignee;

26 Che cos’è un fossile?

27 Che cosa sono i conglomerati?

28 Quali sono le caratteristiche dell’argilla?

29 Che cosa sono le rocce sedimentarie?

30 Che cosa sono le rocce metamorfiche?

16

Domande a risposta multipla 31 La geologia studia la storia della Terra:

a. attraverso l’osservazione dei fenomeni fisici, chimici e biologici che ne hanno determinato l’evoluzione nel corso delle ere geologiche; b. attraverso l’osservazione dei fenomeni biologici che ne hanno determinato l’evoluzione nel corso delle ere geologiche; c. attraverso l’osservazione dei fenomeni fisici, chimici e biologici che ne hanno determinato l’evoluzione nel corso degli anni; d. attraverso l’osservazione dei fenomeni fisici, chimici e biologici che ne hanno determinato l’evoluzione nel corso delle ere astronomiche.

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VERIFICHE INTERATTIVE

32 Le rocce sono:

a. ricche di minerali ferrosi (argilla) possiedono una suscettività magnetica permanente che presenta la stessa direzione del campo magnetico terrestre esistente al momento della loro formazione; b. ricche di minerali organici (magnetite, ematite, ecc.) possiedono una suscettività magnetica permanente che presenta la stessa direzione del campo magnetico terrestre esistente al momento della loro formazione; c. ricche di minerali ferrosi (magnetite, ematite, ecc.) possiedono una suscettività magnetica permanente che presenta la stessa direzione del campo magnetico terrestre esistente al momento della loro disgregazione; d. ricche di minerali ferrosi (magnetite, ematite, ecc.) possiedono una suscettività magnetica permanente che presenta la stessa direzione del campo magnetico terrestre esistente al momento della loro formazione.

33 Il

paleomagnetismo ha evidenziato una ripetuta inversione dei poli magnetici durante le diverse ere geologiche: a. in quanto non essendo possibile che le rocce invertano autonomamente il proprio magnetismo, è il campo magnetico terrestre che inverte la sua polarità per variazioni di intensità; b. in quanto non essendo possibile che le rocce invertano autonomamente il proprio magnetismo, è il campo magnetico terrestre che inverte la sua polarità per variazioni di intensità; c. in quanto non essendo possibile che le rocce invertano autonomamente il proprio magnetismo, è il campo magnetico terrestre che inverte la sua polarità per variazioni di intensità; d. in quanto non essendo possibile che le rocce invertano autonomamente il proprio magnetismo, è il campo magnetico terrestre che inverte la sua polarità per i cambiamenti climatici.

34 Il mantello è uno strato denso e caldo di roccia se

misolida la cui parte alta, più fredda e rigida, forma, insieme alla crosta: a. l’astenosfera (sfera di pietra) spessa in media 80 km, e scomposta nelle placche che formano i continenti e gli oceani. Sotto la litosfera c’è una zona di materiale caldo semisolido chiamata litosfera (sfera debole). Il mantello si estende complessivamente per 2885 km, e rappresenta l’84% in volume del Pianeta; b. la litosfera (sfera di pietra) spessa in media 80 km, e scomposta nelle placche che formano i continenti e gli oceani. Sotto la litosfera c’è una zona di materiale caldo semisolido chiamata nucleo (sfera debole). Il mantello si estende complessivamente per 2885 km, e rappresenta l’84% in volume del Pianeta; c. la litosfera (sfera di pietra) spessa in media 80 km, e scomposta nelle placche che formano i continenti e gli oceani. Sotto la litosfera c’è una zona di materiale caldo semisolido chiamata astenosfera (sfera debole). Il mantello si estende complessivamente per 2885 km, e rappresenta l’84% in volume del Pianeta;

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Verifiche

d. la litosfera (sfera di pietra) spessa in media 8 km, e scomposta nelle placche che formano i continenti e le montagne. Sotto la litosfera c’è una zona di materiale caldo semisolido chiamata astenosfera (sfera debole). Il mantello si estende complessivamente per 2885 km, e rappresenta l’84% in volume del Pianeta.

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c. risalita e fuoriuscita di materiale fuso di nucleo esterno o mantello inferiore sotto forma di una colonna con diametro di circa 100-250 km, chiamata pennacchio; d. intensa attività vulcanica collegata ai meccanismi della tettonica a zolle.

35 La crosta è:

a. uno strato sottile e non omogeneo formato da rocce con basso peso specifico nella parte continentale (terre emerse) e altre con peso specifico maggiore nella parte oceanica (fondale marino). Lo spessore varia da 30 a 65 km per la crosta continentale, mentre è di soli 5-30 km per quella del fondale marino; b. uno strato molto profondo e non omogeneo formato da rocce con basso peso specifico nella parte continentale (terre emerse) e altre con peso specifico maggiore nella parte oceanica (fondale marino). Lo spessore varia da 30 a 65 km per la crosta continentale, mentre è di soli 5-30 km per quella del fondale marino; c. uno strato sottile e non omogeneo formato da rocce con alto peso specifico nella parte continentale (terre emerse) e altre con peso specifico minore nella parte oceanica (fondale marino). Lo spessore varia da 30 a 65 km per la crosta continentale, mentre è di soli 5-30 km per quella del fondale marino; d. uno strato sottile e non omogeneo formato da rocce con basso peso specifico nella parte continentale (terre emerse) e altre con peso specifico maggiore nella parte oceanica (fondale marino). Lo spessore varia da 300 a 650 km per la crosta continentale, mentre è di soli 50300 km per quella del fondale marino.

36 Quando due placche continentali si scontrano:

a. la più piccola subduce, entrambe tendono a non sprofondare e resistono formando ripiegamenti verso l’alto e laterali. Si sono formate così catene montuose continentali come l’Himalaya e la catena delle Alpi; b. nessuna subduce, entrambe tendono a sprofondare formando ripiegamenti verso l’alto e laterali. Si sono formate così catene montuose continentali come l’Himalaya e la catena delle Alpi; c. nessuna subduce, entrambe tendono a non sprofondare e resistono formando ripiegamenti verso l’alto e laterali.

Si sono formate così le fosse oceaniche; d. nessuna subduce, entrambe tendono a non sprofondare e resistono formando ripiegamenti verso l’alto e laterali.

Si sono formate così catene montuose continentali come l’Himalaya e la catena delle Alpi.

I punti caldi sono aree della superficie terrestre interessate da: a. risalita e fuoriuscita di materiale solido di nucleo esterno o mantello inferiore sotto forma di una colonna con diametro di circa 100-250 km, chiamata pennacchio; b. risalita e fuoriuscita di materiale fuso di crosta sotto forma di una colonna con diametro di circa 100-250 km, chiamata pennacchio; 37

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38 Vero o falso

a. La geomorfologia (dal greco geo = terra, morphè = forma, logos = studio) si occupa delle cause (forze endogene) che hanno portato al modellamento della superficie terrestre a seguito dell’interazione tra idrosfera, atmosfera, biosfera e stratosfera.

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b. La degradazione a opera di agenti meteorici è chiamata wheathering.

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c. Quando la temperatura iniziale del magma è bassa e vi è poco gas, la massa tende a solidificare durante la risalita prima di arrivare in superficie. In questo caso si formano rocce intrusive.

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d. L’argilla è una roccia sedimentaria clastica, tra le meno diffuse nella crosta terrestre.

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e. Secondo la teoria fissista, i geologi consideravano i continenti e i bacini oceanici come strutture stabili della superficie terrestre in progressiva contrazione per effetto del raffreddamento.

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f. La grande dorsale medio atlantica percorre l’oceano dalla Groenlandia all’America meridionale, innalzandosi anche oltre i 10000 metri.

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g. L’ago della nostra bussola non si dispone verso il nord geografico, individuato dal punto in cui l’asse terrestre interseca la superficie, ma verso il nord magnetico, creando un angolo detto di declinazione magnetica.

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h. Le sostanze ferromagnetiche conservano una certa quantità di magnetismo residuo anche quando l’intensità del campo magnetico si azzera: tale caratteristica è detta magnetismo fossile o paleomagnetismo.

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i. Il nucleo è la parte più interna della Terra composta da una parte solida esterna di circa 2270 km e una parte liquida più interna di 1216 km.

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l. Quando la Terra ruota il nucleo esterno ruota a sua volta generando il campo magnetico terrestre.

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