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Appunti, Riassunti e Relazioni di una ragazza del 5° anno di liceo scientifico...
La Tettonica delle placche
L’interno della Terra
La crosta: un sottile rivestimento di granito e basalto
La crosta è lo strato più esterno della Terra ed è fatto da rocce allo stato solido, di uno spessore variabile dai 6 Km, al di sotto degli oceani, ai 35 Km, al di sotto dei continenti (con un massimo di 60-70 km in corrispondenza delle grandi catene montuose).
La composizione della crosta continentale è prevalentemente di rocce silicee acide, come il granito. Al suo interno sono presenti gli elementi chimici più leggeri (alluminio, silicio, sodio, potassio e calcio), quindi essa è meno pesante e meno densa della crosta oceanica. In essa possono essere presenti rocce molto diverse tra loro: sedimentarie, metamorfiche ed ignee di varie età, alcune delle quali molto antiche (4 miliardi di anni).
La crosta oceanica è molto più sottile (massimo 10 Km) di quella continentale ed è composta prevalentemente da rocce silicee basiche, come i basalti. Gli elementi più comuni al suo interno sono ferro e magnesio che, essendo più pesanti, rendono la crosta oceanica più densa di quella continentale. La sua struttura è però meno eterogenea e più regolare: essa è fatta ovunque di un sottile strato di sedimenti oceanici in superficie, che sovrastano uno spesso strato di rocce basaltiche, che a loro volta poggiano su uno strato di rocce intrusive, i gabbri. Questi ultimi hanno la stessa composizione chimica dei basalti, sono ricchi di ferro e magnesio, cioè basici, ma al contrario dei basalti, che sono rocce effusive, essi sono intrusivi. Inoltre le rocce che compongono sono sempre abbastanza giovani (massimo 190 milioni di anni).
Il mantello: uno spesso involucro di rocce ultrabasiche
Il mantello è quella parte della Terra che va dalla superficie di discontinuità di Moho a quella di Gutemberg, occupando circa l’82% del volume terrestre. In esso si ha, via via che si scende, un aumento di temperatura e pressione, che determina un aumento della densità dei materiali (da 3,3 g/cm3 fino a 5,6 g/cm3).
Il mantello si può dividere in:
- mantello superiore, che va fino a 700 Km di profondità, in cui la parte a contatto con la crosta sarebbe interamente solida, mentre la parte sottostante avrebbe delle zone in cui la roccia è parzialmente fusa;
- mantello inferiore, che va da 700 a 2900 Km, che avrebbe solo rocce allo stato solido molto rigide e dense.
Questa ricostruzione è stata possibile grazie allo studio della propagazione delle onde sismiche: infatti si è visto che esse rallentano tra i 70 e i 250 Km (dove si avrà un materiale meno denso e parzialmente fuso), per poi tornare ad aumentare la velocità. Questi dati sono stati spiegati con un modello secondo cui nella zona del mantello superiore compresa tra i 70 e i 250 Km ci sarebbe una zona, chiamata astenosfera, in cui le rocce sarebbero in parte allo stato fuso. Questa sua caratteristica gli conferisce una plasticità che fa sì che possano verificarsi i moti convettivi. Al di sopra dell’astenosfera galleggerebbe la litosfera, che è fatta dalla parte più alta del mantello superiore e da tutta la crosta terrestre, entrambe costituite da rocce allo stato solido. Al di sotto dell’astenosfera il mantello scenderebbe con materiali rigidi, allo stato solido, via via più densi. Al di là di queste differenze meccanico-fisiche, la composizione chimica del mantello sarebbe abbastanza omogenea, composto da rocce ultrabasiche.
Il nucleo: un cuore rovente di ferro e nichel
Il nucleo è la parte più interna del pianeta ed ha un raggio di circa 3000 Km. Le temperature vanno dai 3000° ai 4000° C (del centro della Terra) e la densità aumenta dai 5,6 g/cm3 fino ai 13 g/cm3 (del centro della Terra).
Il nucleo è diviso in due parti dalla discontinuità di Lehmann. Il nucleo esterno è composto da materiali allo stato fuso (come si è potuto dedurre dall’osservazione che le onde sismiche di tipo S, in questo strato, non si propagano ma si smorzano). Il nucleo interno invece è fatto da materiali allo stato solido, a causa delle elevatissime pressioni. Dal punto di vista chimico il nucleo è fatto da materiali molto pesanti come il ferro e il nichel.
L’espansione dei fondi oceaniciLa Terra è inquieta
La teoria più completa sulla “mobilità” dei continenti fu elaborata nel 1912 da Wegener. Secondo lui circa 200 milioni di anni fa le varie parti della crosta continentale, oggi separati, si trovavano uniti in un unico grande continente, detto Pangèa, circondato da un unico grande oceano, detto Panthàlassa. A partire da quell’epoca la Pangèa si sarebbe smembrata in più parti (Americhe, Eurasia, Africa, India, Australia, Antartide) che si sarebbero sempre più allontanate tra loro secondo un meccanismo noto come deriva dei continenti. Wegener considerava le aree continentali come zattere si sial (da silicio e alluminio, crosta a composizione granitica, meno densa) galleggianti sul sima (da silicio e magnesio, materiale sottostante, più denso, di composizione basaltica, che affiora sul fondo degli oceani e costituisce un involucro continuo). Nella teoria, i grossi frammenti di crosta sialica, immersi nel sima molto viscoso, sarebbero andati pian piano alla deriva verso Ovest per essere rimasti in ritardo rispetto alla rotazione della Terra verso Est. Successivamente, negli anni Sessanta, dopo una serie di scoperte si concluse che il fondo degli oceani non è stabile, ma in continua evoluzione: la crosta oceanica si rinnova e si consuma incessantemente, con velocità di qualche cm/anno; questo meccanismo viene chiamato espansione dei fondi oceanici.
Le dorsali oceaniche: un vulcano lungo oltre 60 000 Km
Sul fondo degli oceani si snoda un sistema di dorsali sommerse, lungo complessivamente oltre 60 000 Km, sede di un intenso vulcanismo e di una forte sismicità.
Le dorsali oceaniche corrispondono a una lunghissima fascia di crosta oceanica inarcata verso l’alto (tanto che in qualche punto arriva ad emergere in superficie, come l’Islanda). La cresta del sistema delle dorsali è quasi ovunque segnata da un solco longitudinale largo qualche decina di Km e profondo 1500-3000 metri, chiamato rift valley. Tale depressione è limitata sui due lati da scalinate di ripide pareti tra loro quasi parallele che corrispondono a un sistema di spaccature, chiamate faglie, attraverso l’intera crosta, che qui risulta molto assottigliata.
Un sistema di fratture trasversali rispetto alla rift valley scompone invece le dorsali in numerosi segmenti, ciascuno dei quali risulta spostato rispetto a quelli vicini: tali fratture sono dette faglie trasformi. Lungo il tratto di faglia trasforme compreso tra due segmenti successivi di rift valley, il fondo oceanico si muove in direzioni opposte, con violenti attriti, e conseguenti terremoti (come la faglia di San Andreas).
Lungo le spaccature che delimitano la rift valley risale continuamente dal mantello magma ad alta temperatura, che fuoriesce dal fondo del mare e solidifica all’interno della valle come roccia basaltica (con la tipica struttura “a cuscino” prodotta dal brusco raffreddamento a contatto con l’acqua). Infine, numerosi terremoti, con ipocentro poco profondo (fino a 10 Km), si verificano lungo tutta la rift valley e le faglie trasformi.
Tutte queste caratteristiche indicano che, sotto la crosta, in corrispondenza delle dorsali, deve esistere un flusso ascendente continuo di materiale molto caldo, ma non fuso, in risalita da livelli profondi entro il mantello, dove forti squilibri termici attiverebbero ampi movimenti convettivi. In vicinanza della superficie, per la diminuita pressione litostatica, parte del materiale caldo passerebbe allo stato fuso e risalirebbe attraverso le fratture della rift valley, fino a traboccare sul fondo del mare, dando origine, per raffreddamento, a grandi accumuli di lave “a cuscino”.
La grande quantità di lava che fuoriesce lungo tutte le dorsali, arrivata in prossimità della superficie, ma ancora ad una certa profondità, si espande, dividendosi in rami che si allontanano in direzioni opposte alla velocità di qualche cm/anno. Di conseguenza i due fianchi delle dorsali si allontanano l’uno dall’atro a partire dalla rift valley: tale movimento non lascia uno spazio vuoto, in quanto dalle numerose faglie che continuamente si aprono risale immediatamente magma che forme nuovi ammassi di rocce effusive (basalti) e intrusive (gabbri) su tutta la rift valley. Una parte di esse risulterà saldata a un fianco della dorsale, mentre l’atra all’altro fianco, di cui poi seguiranno i movimenti e il ciclo si ripeterà. In definitiva, i fondi oceanici si accrescono e si espandono a partire dalla rift valley.
Questo accrescimento e movimento non riguarda solo la crosta, ma l’intera litosfera e coinvolge, perciò, anche la parte più alta del mantello. Infatti sotto le dorsali la litosfera si assottiglia e l’astenosfera, la parte più plastica del mantello, risale in superficie.
Le fosse abissali: profonde depressioni nella crosta oceanica
I fondi oceanici presentano anche un altro tipo di strutture: le fosse abissali, che sono depressioni del fondo lunghe migliaia di Km e relativamente strette, molte delle quali scendono a più di 10 Km di profondità. L’attività vulcanica è sempre presente, ma è localizzata ad una certa distanza dalla fossa, lungo una fascia parallela ad essa. Se la fossa fiancheggia il margine di un continente, lungo questo margine si innalza una catena di vulcani che individua un arco vulcanico (come le Ande), se invece la fossa è in pieno oceano, parallelamente ad essa si osserva un arco di isole vulcaniche (come le Isole Marianne, lungo l’omonima fossa). Comunque il vulcanismo associato alle fosse è molto diverso da quello della dorsali: mentre quest’ultimo è caratterizzato dall’effusione di lava fluida, il vulcanismo lungo le fosse è altamente esplosivo, alimentato da magmi molto ricchi di gas e vapori.
I sistemi arco-fossa sono accompagnati anche da una forte sismicità: gli ipocentri dei terremoti sono superficiali in prossimità della fossa, mentre diventano via via più profondi man mano che ci si allontana da essa, in direzione dell’arco vulcanico, fino ad un massimo finora registrato di circa 720 Km. Inoltre la distribuzione complessiva degli ipocentri permette di individuare una superficie ideali, detta “superficie (o piano) di Benioff”, che scende in profondità con un angolo, rispetto alla superficie terrestre, compreso tra 30° e 70°. Questo particolare allineamento di terremoti ha fatto pensare alla presenza di grandi faglie che scendono in profondità.
Espansione e subduzione: crosta che si forma, crosta che si consuma
Se l’interpretazione delle dorsali oceaniche come luogo di formazione ed espansione di nuova litosfera oceanica è corretta, allora deve esistere qualche forma di consunzione di litosfera in altri settori del globo, la cui superficie complessiva dovrebbe, altrimenti, aumentare di continuo. Secondo l’ipotesi dell’espansione dei fondi oceanici, la litosfera oceanica, trascinata dai movimenti profondi del mantello, si allontana da un lato e dall’altro della rift valley, si raffredda, diventa più densa e si abbassa di quota rispetto alla dorsale: si forma così il pavimento delle vaste piane abissali, che si ricopre col tempo di un certo spessore di sedimenti. Contemporaneamente, a una certa distanza dalle dorsali, il materiale del mantello in movimento, ormai divenuto più freddo e pesante, comincia a ridiscendere in profondità, con un lento movimento, detto subduzione. Seguendo tale movimento la litosfera si inflette verso il basso immergendosi nel mantello e formando così le fosse. Nella sua discesa entro zone a temperature via via più elevate, la litosfera si riscalda e comincia a fondere, finché in profondità risulta del tutto riassimilata.
Non tutto il materiale della litosfera viene però riassimilato nel mantello: la fusione graduale della crosta oceanica e dei sedimenti che la ricoprono produce grandi volumi di magma che, essendo meno denso del materiale del mantello circostante, risale verso la superficie e alimenta il vulcanismo degli archi vulcanici. Inoltre la discesa della litosfera, lenta ma inarrestabile, avviene con violenti attriti, che si manifestano come terremoti. La superficie di Benioff permette quindi di intravedere la litosfera che sprofonda; la mancanza di ipocentri più profondi di circa 720 Km sarebbe un segno che, a quelle profondità, tutta la litosfera è stata ormai assimilata.
La tettonica delle placche
Le placche litosferiche: un mosaico in continua trasformazione
Alla fine degli anni Sessanta si è giunti quindi alla formulazione di una teoria globale sull’evoluzione della Terra, chiamata Tettonica delle placche. Questa teoria prende in esame il comportamento della litosfera, che poggia sull’astenosfera meno rigida e rispetto alla quale può muoversi.
La litosfera oceanica ha spessore uniforme (in media circa 70 Km), tranne che al di sotto delle dorsali oceaniche, dove è molto assottigliata, mentre quella continentale è un po’ più spessa (circa 100 Km). La litosfera è intersecata per tutto il suo spessore da fasce molto attive, caratterizzate da sismicità e vulcanismo, lunghe migliaia di Km e relativamente strette: le dorsali di espansione, le fosse di subduzione e le faglie trasformi. Nel loro insieme esse formano un’immensa rete che si dirama su tutta la litosfera, suddividendola in una ventina di maglie irregolari, di cui sei sono molto vaste (Euroasiatica, Nordamericana, Sudamericana, Africana, Indo-Australiana e del Pacifico). Queste magli sono dette placche e possono essere formate sia da sola litosfera oceanica (Pacifico), sia da sola litosfera continentale (Euroasiatica), sia da entrambe (Africana). I bordi delle singole placche sono chiamati margini e si distinguono in tre tipi:
- margini costruttivi o divergenti: sono le dorsali oceaniche, lungo le quali si costruisce nuova litosfera oceanica che via via si allontana dalla dorsale;
- margini distruttivi o di convergenza: sono le fosse oceaniche, lungo le quali la litosfera, divenuta col tempo fredda e densa, viene consunta nel processo di subduzione;
- margini conservativi o trascorrenti: sono le grandi faglie trasformi, lungo le quali due placche scorrono una affianco all’altra in direzioni opposte (o con diverse velocità), con fenomeni di metamorfismo e forte attività sismica, ma senza variazioni nel volume della litosfera.
Poiché le placche sono a contatto reciproco, ogni margine è comune a due placche, che inoltre occupano tutta la superficie della Terra, senza lasciare spazi vuoti.
Le placche circondate in gran parte da margini costruttivi (Africana e Antartica) aumentano continuamente la loro superficie, quelle limitate sia da dorsali sia da fosse (Sudamericana) possono rimanere stazionarie o modificarsi nel tempo. Proprio con l’accrescimento di alcune placche e la riduzione di altre si realizza l’equilibrio nel bilancio globale di produzione e consunzione di litosfera, in modo che la superficie della Terra non si modifichi significativamente nel tempo.
L’orogenesi: lembi di crosta oceanica alla sommità delle catene montuose
Il comportamento “passivo” dei blocchi di crosta continentale, che seguono i movimenti della litosfera, può avere forti conseguenze se un lembo di crosta continentale finisce per interferire con una fossa di subduzione: il risultato può infatti essere un’orogenesi, cioè un processo di intensa deformazione crostale che coinvolge grandi volumi di rocce, con fenomeni di metamorfismo e magmatismo, e che si manifesta in superficie con il sollevamento di una nuova catena montuosa.
Si hanno tre diverse situazioni in cui può formarsi un orogeno, cioè il prodotto di un’orogenesi:
- Litosfera oceanica in subduzione sotto un margine continentale: se un continente finisce per trovarsi a ridosso di una fossa oceanica, non entra in subduzione, perché essendo meno denso non può sprofondare nel mantello, quindi la crosta oceanica della fossa si infila sotto il margine continentale, che viene così deformato dal violento attrito; spinte da forze enormi, le rocce della crosta oceanica finiscono per saldarsi al margine continentale; la crosta continentale si accresce quindi di spessore e si solleva una nuova catena montuosa; questo processo prosegue finché è attiva la subduzione, contrastato solo dall’erosione superficiale che demolisce i rilievi (Ande).
- Collisione continentale: nel caso in cui un continente sia a ridosso di una fossa di subduzione e la placca che sta sprofondando nella subduzione comprenda, oltre a crosta oceanica, anche un continente, questo, una volta consumata tutta la crosta oceanica, finirà per arrivare alla fossa e si avrà una collisione continentale; i due margini che entrano in contatto vengono deformati e grandi masse rocciose si saldano facendo aumentare lo spessore della crosta; si origina così una lunga catena montuosa (tra Eurasia e India: Himalaya). Alcuni lembi del fondo basaltico dell’oceano vengono poi coinvolti nella collisione e si ritrovano nella nuova catena montuosa: sono rocce particolari, a volte metamorfosata, chiamate per il loro colore “rocce verdi” o ofioliti.
- Accrescimento crostale: si verifica quando frammenti di crosta di varia natura (isole, vulcani sottomarini o piccoli continenti), in origine anche molto lontane fra loro, sono “incastrati” in una placca oceanica il lento e progressivo movimento verso una fossa di subduzione; man mano che arrivano nella fossa questi frammenti, rilevati rispetto alla quota media del fondo marino, verrebbero strappati via dalla placca che sprofonda e spinti ad accavallarsi contro il margine del continente lungo cui si trova la fossa; altri frammenti si aggiungerebbero nel tempo ai precedenti e contribuirebbero ad ampliare le dimensioni del continente contro cui si saldano (Alaska).
Il ciclo di Wilson: da un subcontinente all’altro
Ovviamente è anche possibile che un continente si frammenti in lembi più piccoli.
Le fosse non sono forme stabili: prima o poi vengono distrutte in un processo di collisione e sostituite dalla formazione di altre fosse altrove, in zone della litosfera oceanica meno resistenti.
Anche le dorsali sono mutevoli: si i movimenti in atto nel mantello sotto una dorsale si modificano, l’espansione si arresta e la dorsale diventa inattiva e si raffredda, perdendo il suo rilievo.
Ma gli stessi mutamenti nei moti del mantello possono far nascere una nuova dorsale, quando grandi volumi di materiale caldo, in risalita dal mantello, arrivano al di sotto di un lembo di litosfera continentale. In tal caso la litosfera si inarca e si frattura, le lunghe spaccature provocano un allineamento di grandi fosse, profonde centinaia di metri. Dalle spaccature fuoriesce il magma che ricopre il fondo delle fosse: questo è lo stadio embrionale, che viene considerato come un tentativo di formare un nuovo oceano.
Se il processo di espansione continua i due margini continentali si allontanano e le lave che continuano a risalire dal basso formano una prima striscia di nuova crosta oceanica, mentre la acque dei mari vicini cominciano ad invadere la depressione che si apre. Prende così forma il nuovo oceano, ancora stretto e allungato: questo è lo stadio giovanile (Mar Rosso).
La fase successiva è lo stadio di maturità, dove l’oceano si è ampliato, il suo fondo si accresce e la frattura originaria è chiaramente segnata dalla rift valley. I due frammenti di continente continuano ad allontanarsi, mentre lungo i loro margini i detriti portati dai fiumi si accumulano al largo delle coste in prismi sedimentari (formando la piattaforma continentale e la scarpata continentale) (Oceano Atlantico, aperto 140 milioni di anni fa).
Un oceano però non può allargarsi all’infinito: ad un certo punto gli equilibri sotto la litosfera possono mutare e la dorsale, non più alimentata, diviene inattiva. Il fondo del vecchio oceano può rimettersi in movimento, ma non più per accrescersi: si consumerà in gran parte in qualche nuova fossa di subduzione, finché i due continenti torneranno ad avvicinarsi, entreranno in collisione e si salderanno nuovamente in un unico continente, creando una nuova catena montuosa.
Ripercorrendo a ritroso le fasi della progressiva espansione dei fondi oceanici si è arrivati a ricostruire la Pangèa, l’unica terra emersa esistente circa 250 milioni di anni fa.
Ma la Pangèa non è sempre esistita: si è formata in seguito di una serie di collisioni tra continenti ancora più antichi, derivati a loro volta dallo smembramento di un supercontinente esistito circa 750 milioni di anni fa.
Si può quindi concludere che l’incessante movimento della placche costringe ciclicamente i lembi di crosta continentale a saldarsi fino a formare un supercontinente, che poi gli stessi movimenti frammentano in nuovi continenti separati. Il ciclo del supercontinente, o ciclo di Wilson, è la nuova unità di misura dell’evoluzione della Terra e ha una durata di circa 500 milioni di anni. È probabile che questi cicli fossero attivi oltre 2 miliardi di anni fa.
Vulcanismo, sismicità e placche
Vulcani: ai margini o all’interno delle placche
Mettendo a confronto la distribuzione geografica dei vulcani con il mosaico delle placche si possono trarre delle conclusioni:
- Il vulcanismo essenzialmente effusivo lungo l’asse delle dorsali oceaniche è dovuto alla risalita dalle profondità del mantello del materiale caldo che fa inarcare la litosfera. Il magma deriva dalla fusione parziale delle rocce del mantello ed è, di conseguenza, di natura basaltica: essendo povero in silice, questo magma dà origine a lave fluide, che fuoriescono “tranquillamente”.
- Il vulcanismo fortemente esplosivo è localizzato lungo gli archi insulari vulcanici o lungo il margine dei continenti che fronteggiano le fosse abissali. Tale vulcanismo è collegato al processo di subduzione, nel corso del quale la placca che sprofonda viene progressivamente fusa; la presenza di notevoli spessori di sedimenti marini imbevuti di acqua, fa si che il magma prodotto dalla fusione sia ricco in silice, quindi viscoso, e con abbondanti fluidi. Di conseguenza il vulcanismo dà origine a manifestazioni altamente esplosive. Le lave sono da intermedie ad acide, ma non mancano lavi basaltiche, per la fusione parziale della porzione del mantello che si trova al di sopra della placca che sprofonda.
- Esistono anche numerosi grandi centri vulcanici all’interno delle placche, sia in pieno oceano, sia sui continenti. In qualche caso si tratta di vulcanismo associato a grandi fratture della crosta che preludono all’“apertura” di un continente. Nella maggior parte dei casi siamo invece di fronte alla manifestazione in superficie di un “punto caldo”, cioè una di quelle ristrette aree della crosta (in tutto una trentina) caratterizzate da un elevato flusso termico e continua effusione di lave basaltiche. I punti caldi corrisponderebbero alla risalita localizzata di materiale caldo di origine molto profonda e non sembrano legati all’attività dei margini delle placche, anche se qualcuno di essi si trova sul percorso di una dorsale.
Terremoti: ai margini o all’interno delle placche
La distribuzione dell’attività sismica coincide per oltre il 95% con le fasce lungo cui interagiscono i margini delle placche. Sono proprio gli sforzi dovuti ai movimenti della litosfera, concentrati lungo i margini delle placche, che provocano continuamente la deformazione di masse rocciose in cui si accumula energia elastica, che viene poi liberata dai terremoti.
- Lungo le dorsali le forze che tendono a far allontanare uno dall’altro i due fianchi della rift valley e la risalita del magma attraverso numerose fratture provocano continuamente l’attivazione di numerose faglie, e tutto questo provoca sismi di modesta entità o una miriade di “microsismi”, compresi entro i primi 10 Km di profondità. Anche le numerose faglie trasformi che interrompono le dorsali sono sorgenti di terremoti superficiali.
- La forte sismicità associata alle fosse oceaniche è legata alla subduzione di una placca sotto l’altra. Molti dei maggiori terremoti che si verificano in questa situazione sono compresi nei primi 50 Km di profondità e sono in gran parte legati alle numerose faglie provocate nel margine della placca sovrastante dal violento attrito della placca in subduzione. A maggiori profondità, fino a un massimo finora registrato di circa 720 Km, i terremoti sarebbero conseguenza delle forti compressioni subite dalla placca di litosfera che penetra nella astenosfera e nel mantello superiore. La superficie di Benioff, con il suo allineamento di ipocentri, segnala la discesa della placca.
- Nelle catene montuose di orogenesi recente, nate da collisioni continentali, non si sono ancora esaurite le gigantesche spinte che hanno deformato e fatto saldare tra loro i margini venuti a contatto. In tali situazioni grandi masse rocciose vengono continuamente coinvolte negli sforzi in atto nella crosta e finiscono per dare origine ai terremoti. Inoltre il settore di crosta ispessito a seguito della collisione tende a riacquistare una posizione di equilibrio isostatico e si muove verso l’alto, provocando altre deformazioni fonti a loro volta di terremoti. Sono necessari molti milioni di anni perché gli sforzi che sollecitano una fascia di crosta orogenizzata di recente si esauriscano.
- Una piccola percentuale di terremoti, a volte anche abbastanza violenti, cade però lontano dai margini. Si pensa che occasionalmente degli sforzi si possano propagare all’interno di una placca litosferica, e possano crescere fino a superare localmente la resistenza delle rocce stesse, soprattutto in qualche punto di minor resistenza, provocando uno dei rari terremoti localizzati all’interno di una placca.
Celle convettive e punti caldi: un possibile motore per la tettonica delle placche
Pensando a un possibile motore per la tettonica delle placche, molti elementi fanno pensare a movimenti convettivi all’interno del mantello, provocati da locali squilibri termici, a loro volta causati dal calore liberato da processi radioattivi; ma il problema è che anche il nucleo sembra essere coinvolto.
Un contributo decisivo a ricerche in questo settore è venuto dalla tomografia sismica, una tecnica sofisticata di analisi delle onde sismiche, che consente di ottenere un’immagine tridimensionale dell’interno della Terra suddividendola in regioni relativamente più calde e più fredde: infatti le onde sismiche si muovono all’interno della Terra più velocemente in regioni più fredde e più lentamente in regioni calde, e la tomografia sismica rileva proprio queste differenze di velocità.
Sappiamo che il calore ad altissima temperatura presente nel nucleo interno, che per l’elevatissima pressione rimane allo stato solito, si propaga verso l’esterno e recenti studi di tomografia hanno rilevato che anche nel nucleo interno sono presenti lenti moti convettivi. Il nucleo esterno, che per la minor pressione è allo stato fuso, assorbe questo calore, che si aggiunge al calore qui prodotto da materiali radioattivi e al calore che si libera man mano che porzioni della lega ferro-nichel solidificano e si aggregano al nucleo interno. Di conseguenza il nucleo esterno è agitato da forti moti convettivi (gli stessi che danno origine al campo geomagnetico) con velocità di parecchi Km/anno, che trasferiscono il calore alla base del mantello. Nel mantello inferiore si localizzano regioni a diversa temperatura, per cui vi si presentano le condizioni adatte per il manifestarsi di moti convettivi, sia pure di appena qualche cm/anno.
Alcuni geofisici ritengono che dalle regioni più calde presenti alla base del mantello si innalzino colonne di materiale caldo, chiamate pennacchi, ciascuna con diametro di un centinaio di Km, che arriverebbero fino in superficie, dove si manifesterebbero nei punti caldi, caratterizzati da alto flusso termico e da intenso vulcanismo.
Tali punti sono attivi da milioni di anni e appaiono fissi rispetto al continuo movimento delle placche: infatti, i vulcani attivi da essi alimentati sono localizzati all’estremità di lunghi allineamenti di altri vulcani, ormai estinti, che risultano tanto più antichi quanto più sono lontani da quelli attivi; questi ultimi sarebbero attualmente localizzati sopra i pennacchi, mentre gli altri si sarebbero via via allontanati da questi proprio per il movimento delle placche, estinguendosi perché ormai privi di alimentazione (Dorsale delle Hawaii).
Secondo queste vedute i pennacchi caldi emetterebbero calore direttamente dal nucleo alla superficie, attraverso l’intero mantello; in quest’ultimo sarebbero in atto anche movimenti convettivi su larga scala, ma sostenuti da sorgenti di calore proprie del mantello: se così non fosse il calore proveniente dal nucleo dovrebbe alimentare nel mantello correnti ascendenti molto energiche, finora mai osservate. In tale prospettiva i movimenti delle placche sarebbero legati ai moti convettivi dell’intero mantello, ma con notevoli interferenze dovute alla risalita dei pennacchi, poiché la loro azione prolungata sembra in grado di interrompere la continuità della litosfera; infatti, numerosi punti caldi alimentano direttamente lunghi tratti di dorsali oceaniche che risultano “anormali” per il maggior afflusso di magma che li caratterizza (Islanda).
L’idea di una circolazione estesa all’interno del mantello non è però accettata da tutti i geofisici. Alcuni di essi infatti, in base alla presenza della complessa zona di transizione (circa 700 Km di profondità), che permette di distinguere un mantello superiore da un mantello inferiore, propongono un modello di circolazione a due livelli: una serie di celle convettive localizzate tra la zona di transizione e il tetto del mantello, e un’altra tra la zona di transizione e il nucleo. I moti nel mantello inferiore, molto più denso di quello superiore, sarebbero più lenti, mentre i movimenti delle placche sarebbero direttamente collegati ai moti convettivi del mantello superiore, relativamente più rapidi. In questo modello i punti caldi sarebbero alimentati dai pennacchi in risalita dalla zona di transizione, dove potrebbero venire alimentati dal flusso di calore proveniente dal mantello sottostante, piuttosto che dal nucleo.
I fenomeni sismici
Natura e origine del terremoto
Un fenomeno frequente nel tempo, ma localizzato nello spazio
Terremoto: fenomeno naturale che consiste nell’improvvisa liberazione di energia meccanica da un punto della Terra, sotto forma di vibrazioni più o meno forti che si propagano nella roccia in tutte le direzioni. L’energia di un terremoto si dissipa abbastanza rapidamente con la distanza dal punto in cui si è manifestato, quindi i suoi effetti via via si affievoliscono, fino a scomparire.
Il punto in cui ha origine il terremoto prende il nome di ipocentro, che si può trovare anche a notevole profondità al di sotto della superficie terrestre; da esso l’energia si propaga per onde sferiche che, pur indebolendosi con la distanza, attraversano tutta la Terra. Il punto della superficie terrestre più vicino all’ipocentro, quello raggiunto per primo dalle onde sismiche provenienti da esso, prende il nome di epicentro che è posto sulla verticale dell’ipocentro.
I sismi si manifestano quasi esclusivamente lungo certe fasce della superficie terrestre, che vengono definite sismiche, mentre mancano in altre aree, definite asismiche (al suo interno non si generano terremoti, ma possono propagarsi quelli prodotti in aree vicine).
Vibrazioni da un “rimbalzo elastico”
Per studiare la natura dei terremoti è stata presa a modello la faglia di San Andreas, una profonda lacerazione nella crosta terrestre che si stende per quasi 1000 km nella California meridionale. Dopo il terremoto di San Francisco alcuni elementi del paesaggio, come le strade, erano rotte e spostate di parecchio l’una rispetto all’altra: la faglia aveva quindi un movimento trascorrente (due settori a contatto che si spostano in direzioni opposte ma rimangono sullo stesso piano), era perciò una faglia trasforme. Reid per capirne il motivo studiò la topografia del cinquantennio precedente e notò che tutto ciò che si trovava sulla faglia si era deformato curvandosi in maniera graduale nel tempo. Giunse così alla conclusione che quando le rocce sono sottoposte ad uno sforzo si comportano in maniera elastica e si deformano fino a che non viene raggiunto il limite di rottura: si crea una lacerazione dal punto più debole e inizia a formarsi una faglia, lungo la quale i due blocchi cominciano a scivolare in direzioni opposte, a mano a mano che le rocce, prima compresse, riacquistano bruscamente il loro volume. Dalla zona di rottura (ipocentro) si propagano onde sismiche che arrivano rapidamente anche in superficie (epicentro). La superficie di faglia si estende velocemente a tutto il settore deformato finché i due blocchi si arrestano in una nuova posizione di equilibrio. Se nella massa rocciosa esiste già una faglia (come San Andreas) è il forte attrito tra i due blocchi a impedire all’inizio ogni movimento, quando però la tensione che si accumula nelle rocce supera la forza d’attrito, la faglia, che è il punto più debole, si riattiva e il movimento avviene lungo di essa.
Secondo il modello del rimbalzo elastico (o reazione elastica), con il brusco ritorno dei blocchi rocciosi all’equilibrio, si libera l’energia elastica accumulata durante la deformazione, in parte sotto forma di calore provocato dall’attrito lungo la faglia, in parte sotto forma di violente vibrazioni, che si propagano come onde sismiche in tutte le direzioni.
Sono i movimenti in atto nell’interno della Terra, nella crosta e nel mantello superiore, che sottopongono ad uno sforzo le masse di rocce, nelle quali inizia ad accumularsi energia elastica finché, superata la resistenza delle rocce (che dipende dalla loro natura e dalle condizioni fisiche in cui si trovano: temperatura, pressione, ecc.), l’energia si libera improvvisamente, provocando il terremoto.
Propagazione e registrazione delle onde sismiche
Dal rimbalzo elastico un groviglio di onde
I movimenti all’ipocentro producono differenti tipi di deformazioni, cui corrispondono differenti tipi di onde. Inoltre la struttura complessa della Terra, con l’alternarsi di materiali diversi, provoca nelle onde fenomeni di rifrazione (cambiamento di velocità e direzione) e riflessione (cambiamento di direzione). Perciò nell’epicentro arriva un groviglio indefinito di onde, quindi per riconoscere il tipo di onde emesse da un terremoto bisogna portarsi ad una certa distanza da esso, dove le onde, muovendosi con velocità diverse, arrivano in tempi successivi.
Le vibrazioni possono avere diversi gradi di intensità: a volte sono appena percettibili, in qualche caso invece distruttive. Nel processo sismico vengono generate sei tipi di onde:
- due di esse sono onde di volume, o interne (si propagano nell’ipocentro);
- le altre 4 sono onde di superficie.
Le onde di volume si suddividono in primarie o di compressione (onde P) e secondarie o trasversali (onde S).
- Le onde P o longitudinali provocano successive compressioni e decompressioni delle particelle della roccia nella direzione di propagazione dell’onda stessa; tali onde possono propagarsi in ogni mezzo (sia solido che fluido) e hanno una velocità variabile tra i 4 e gli 8 Km/s; la velocità di propagazione aumenta all’aumentare della densità del mezzo in cui si muovono.
- Le onde S o trasversali fano sì che le particelle di roccia oscillino nella direzione perpendicolare a quella di propagazione dell’onda; queste onde non possono propagarsi attraverso i fluidi perché essi non riescono a trascinare con loro le particelle vicine in un movimento oscillatorio; inoltre queste onde hanno una velocità di propagazione, minore rispetto alle onde P, di 2,3 - 4,6 Km/h; anche per tali onde la velocità di propagazione è direttamente proporzionale alla densità del mezzo in cui si muovono.
Le onde P sono quindi le prime a poter essere rilevate dai sismografi delle stazioni di osservazione distribuiti in tutto il mondo.
Quando le onde interne raggiungono la superficie, si trasformano in parte in onde superficiali, che si propagano dall’epicentro lungo la superficie terrestre, mentre si smorzano rapidamente con la profondità.
Sono onde superficiali le onde di Rayleigh (R) e le onde di Love (L). Con le prime le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione. Con le altre le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione (come le onde S), ma solo nel piano orizzontale. Le onde superficiali sono più lunghe di quelle interne e si muovono più lentamente, anche se possono percorrere lunghe distanze.
Quindi durante un terremoto si generano nell’ipocentro onde P ed S, che si propagano in tutte le direzioni e arrivate in superficie generano le onde R ed L. In superficie però non arrivano solo onde “dirette”, ma anche onde interne che sono state riflesse e rifratte, che hanno seguito commini più lunghi e giungono in ritardo. Si possono manifestare anche effetti di interferenza, cioè due onde sismiche distinte che si sommano e producono un’onda più ampia.
La disciplina che si occupa dello studio, della misura e della previsione dei terremoti è la sismologia. L’intensità dei terremoti all’inizio era misurata empiricamente, poi calcolando la reale forza sprigionata con l’ausilio dei sismografi.
Un sismografo è costituito da una base pesante con un braccio alla cui estremità c’è un peso. La massa ha un pennino che scrive in una carta: durante un terremoto la massa resta ferma e vibra il resto; in tal modo registra le sollecitazioni in verticale (esiste anche quello per le oscillazioni orizzontali, che ha un braccio mobile).
La registrazione del movimento sismico si chiama sismogramma.
L’inizio delle oscillazioni e la prima parte del sismogramma corrispondono all’arrivo delle onde P; nella parte centrale di esso all’arrivo delle onde P si sovrappone quello delle onde S; nell’ultima parte del sismogramma (coda) compaiono prevalentemente le onde superficiali, più lenta ma più ampie.
Dalla lettura di un sismogramma si possono ricavare numerose informazioni, tra cui la profondità dell’ipocentro. Sono stati distinti così terremoti superficiali (ipocentro tra 0 e 70 Km), intermedi (tra 70 e 300 Km), e profondi (oltre 300 Km). Il terremoto più profondo finora registrato è avvenuto in Giappone a 720 Km di profondità.
La “forza” di un terremoto
La sismologia ha fornito un primo strumento per misurare la “forza” di un terremoto con le scale di intensità, basate sullo studio degli effetti provocati dal sisma; in seguito, con l’introduzione delle registrazioni strumentali, a tali scale è stata affiancata la valutazione della magnitudo, cioè della “grandezza” di un terremoto, che può meglio definirne la forza, indipendentemente dagli effetti con cui si manifesta in superficie. Oggi questi due strumenti (l’intensità e la magnitudo) si impiegano contemporaneamente.
Le scale di intensità: valutare gli effetti di un terremoto
Attualmente la scala di intensità più usata in Europa e in America è la scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg), originariamente suddivisa in 10 gradi, è stata in seguito perfezionata e portata a 12. Nelle scale di confronto tra i terremoti, l’intensità viene stabilita esclusivamente in base alla valutazione degli effetti prodotti dal terremoto su persone, manufatti e sul terreno, cioè in base ai dati macrosismici di un terremoto. Lo studio macrosismico di un terremoto viene effettuato rilevando direttamente i danni e le reazioni delle persone in tutta l’area in cui il sisma è stato avvertito, e confrontando i dati raccolti con la scala di intensità. Si riporta l’intera area interessata su una rappresentazione cartografica e si tracciano delle “linee di confine” tra le zone in cui il sisma si è manifestato con intensità diverse, ottenendo una serie di curve chiuse, dette isosisme, la più interna delle quali racchiude l’epicentro (macrosismico, che, data la struttura eterogenea dalla Terra, non può coincidere con quello strumentale, che si trova sulla verticale dell’ipocentro). Le isosisme, con la loro forma, forniscono importanti informazioni sulla struttura geologica dell’area in esame (sono utili anche per lo studio dei terremoti del passato, per i quali non si hanno dati strumentali).
La magnitudo: quanto è “grande” un terremoto
Le registrazioni strumentali dei terremoti permettono di riprodurre in scala le oscillazioni subite dal suolo. A parità di distanza dalla sorgente, un terremoto più forte di un altro fa registrare su un sismogramma oscillazioni più ampie.
Quindi l’ampiezza massima delle onde registrate da un sismogramma (indicata con A) può essere usata come misura della “grandezza” di un terremoto se viene messa a confronto con l’ampiezza massima (A0) delle onde fatte registrare da un terremoto standard scelto come riferimento. Fu questa l’idea in base alla quale il sismologo Richter propose di misurare la magnitudo di un terremoto.
Quindi per calcolare la magnitudo di un terremoto sconosciuto basta dividere la sua ampiezza massima (A) per l’ampiezza massima che verrebbe prodotta dal terremoto standard alla stessa distanza epicentrale (A0) : A/A0. Ma siccome un forte sisma può essere anche 10 milioni di volte maggiore di un altro, per evitare numeri troppo grandi, Richter propose di usare i logaritmi, per cui la magnitudo di un terremoto è espressa dal logaritmo in base dieci del rapporto fra A e A0. Quindi la formula della magnitudo si può scrivere anche: M = log10 A - log10 A0. Da questo si ricava che se A=A0, quindi se la forza dei due terremoti è uguale, la magnitudo è zero. Se A>A0 il valore di M sarà positivo e cresce con l’aumentare del rapporto A/A0: non esiste un limite teorico della magnitudo, ma finora la massima registrata è stata poco meno di 9. Se invece A<A0 il valore di M sarà negativo: non esiste neanche un limite inferiore della magnitudo, finora si è arrivati a registrare microsismi con magnitudo -2 o -3.
La scala della magnitudo è logaritmica, quindi un aumento di una unità nella magnitudo corrisponde ad un aumento di un fattore di 10 nell’ampiezza del movimento del terreno, e a una liberazione di energia circa 30 volte maggiore.
Magnitudo e intensità a confronto
Non c’è sempre corrispondenza precisa tra intensità e magnitudo, dato che le variabili da considerare sono molte (profondità dell’ipocentro, densità di popolazione, ecc.).
La magnitudo è una misura strumentale della forza del terremoto nel punto in cui questo si è originato; ogni terremoto ha una sua magnitudo, che dipende solo dall’ampiezza massima delle oscillazioni registrate sul sismogramma e quindi è sempre la stessa in qualunque punto della Terra si manifesti.
L’intensità invece si riferisce agli effetti provocati da un terremoto in una certa zona e, per uno stesso evento, assume tutta una serie di valori (dal massimo nell’epicentro al nullo ad una certa distanza); perciò essa non è una caratteristica del terremoto ma una valutazione di come esso è stato avvertito nelle varie zone (come “intensità” va quindi intesa l’intensità massima registrata per quel terremoto).
L’interno della Terra
Per studiare la struttura interna della Terra si possono utilizzare metodi diretti ed indiretti; i primi si basano sul prelievo di campioni rocciosi tramite carotaggio e analisi geochimiche su di essi. Queste analisi ci permettono di ricavare informazioni sulla composizione chimica e mineralogica dei campioni e sulla loro struttura fisica. Purtroppo con tali metodi è possibile analizzare solo gli starti più superficiali della Terra.
Per comprendere la composizione della parte più interna del pianeta si usano invece delle analisi indirette basate sullo studio della diffusione delle onde sismiche, che possono essere naturali o provocate dall’uomo tramite esplosioni.
Lo studio di queste onde può aiutarci a comprendere la struttura interna della Terra.
Innanzitutto si è visto che la velocità di propagazione delle onde sismiche aumenta all’aumentare della profondità e questo vuol dire che via via che si scende verso il centro la densità dei materiali che compongono la Terra aumenta. Questo dato è confermato anche dal calcolo della densità media della Terra (m/V) che è 5,5 g/cm3 e, poiché la densità delle rocce della crosta terrestre è circa 2,7 - 3 g/cm3, vuol dire che in profondità essa deve raggiungere valori molto più elevati, di oltre 10 g/cm3.
Inoltre le onde sismiche, al passaggio attraverso materiali diversi, subiscono deviazioni: in parte vengono riflesse mantenendo la stessa velocità, in parte vengono rifratte, cambiando sia direzione che velocità. Questa variazioni si verificano ogni volta che le onde incontrano una discontinuità, cioè ogni volta che cambiano le caratteristiche meccanico-fisiche dei materiali che attraversano. Con questo tipo di osservazioni sono state individuate tre tipi di discontinuità principali:
- la discontinuità di Mohorovicic, a circa 33 Km di profondità sotto la superficie terrestre, che divide la crosta dal sottostante mantello;
- la discontinuità di Gutemberg, a circa 2900 Km di profondità sotto la superficie terrestre, che spara il mantello dal sottostante nucleo esterno (dalla constatazione che le onde P perdono velocità e che le onde S non possono nemmeno penetrarvi, si è concluso che il nucleo esterno deve essere fluido);
- la discontinuità di Lehmann, a circa 5170 Km di profondità sotto la superficie terrestre, che separa il nucleo esterno dl sottostante nucleo interno (che invece è solido).
L’indagine sismica ci fornisce quindi un “modello” della Terra, formata da tre involucri concentrici, fatti di materiali diversi: un nucleo, solido all’interno e fuso all’esterno, avvolto da uno spesso mantello, a sua volta ricoperto dal sottile involucro della crosta.
Oltre alla presenza di queste tre continuità, questi studi hanno messo in evidenza che, fra i 70 e i 250 Km di profondità, la velocità delle onde sismiche subisce una forte diminuzione, per poi tornare a crescere in profondità. Tale fascia, in cui il mantello è meno rigido e più plastico, è chiamata astenosfera ed è considerata come una zona in cui il materiale presenta è parzialmente fuso.
Le rocce che ricoprono l’astenosfera fino alla superficie invece si comportano globalmente come un involucro rigido, che è stato chiamato litosfera (“Terra solida”): essa comprende sia la crosta che una parte di mantello, separate dalla Moho.
Distribuzione geografica dei terremoti
Gli ipocentri risultano allineati secondo fasce ben definite geograficamente:
- una sismicità significativa, anche se poco intensa, con ipocentri superficiali, segue il percorso dell’intero sistema delle dorsali oceaniche;
- una sismicità molto più intensa si osserva in prossimità delle grandi fosse oceaniche, dove gli ipocentri vanno da superficiali, a ridosso delle fosse, a progressivamente molto profondi, allontanandosi da esse: è come se fossero distribuiti lungo una superficie ideale che scende all’interno della Terra fino a circa 720 km di profondità, tale superficie è chiamata piano di Benioff;
- un’ultima fascia di intensa sismicità segue il percorso delle catene montuose di formazione recente;
- esistono anche dei terremoti vulcanici, che sono prodotti dal movimento del magma in risalita entro la crosta e nel camino vulcanico, e vengono indicati col nome di tremori.
I fenomeni vulcanici
Il vulcanismo (o attività vulcanica), nonostante le sue diverse manifestazioni, consiste generalmente nella risalita dall’interno della Terra di materiali rocciosi allo stato fuso, ad alte temperature, mescolati a gas e vapori: tali masse fuse vengono chiamati magmi. Una volta giunti in superficie i magmi perdono la loro componente volatile, che evapora, e rimangono costituiti solamente dalle rocce fuse allo stato puro, che prendono quindi il nome di lava, e che iniziano gradualmente a solidificare.
I magmi si formano all’interno della crosta terrestre e nella parte alta del mantello (tra i 15 e i 100 km di profondità) per il verificarsi di particolari condizioni fisiche e chimiche (come un aumento di temperatura, una diminuzione di pressione...). Quando in un qualsiasi settore della crosta terrestre si verificano queste condizioni, parte il processo di fusione dei materiali rocciosi solidi presenti. Tale processo procede gradualmente dando origine ad un liquido che si separa progressivamente da un refrattario solido. Si forma quindi una massa pastosa al cui interno si trovano delle minuscole gocce di magma, che si fondono poi tra loro per formare una massa fluida continua. Tale massa fluida, per la sua minore densità rispetto al materiale circostante, rimasto roccioso, tende a muoversi verso l’alto e comincia la sua risalita lungo le rocce solide sovrastanti, con una velocità che può variare considerevolmente e che dipende da molti fattori (viscosità e volume del magma, profondità, temperatura...). Una volta giunto in superficie, il magma esce attraverso fratture della crosta terrestre chiamati vulcani.
Gli edifici vulcanici si accrescono o intorno ad un’estremità circolare, che prende il nome di cratere, aperta in superficie da un condotto cilindrico (vulcani centrali o areali), o lungo spaccature che penetrano nella superficie terrestre (vulcani lineari). Nella sua risalita il magma può ristagnare in un bacino magmatico (o camera magmatica), a debole profondità, da dove poi alimenta le eruzioni. Il condotto (o camino) vulcanico mette in comunicazione l’edificio esterno con l’area di alimentazione.
Quando il magma trabocca all’esterno dei condotti, gas e vapori vanno ad arricchire l’atmosfera, mentre la lava si accumula e si solidifica, formando l’edificio vulcanico, la cui forma dipende dal tipo di prodotti eruttati:
- nel caso di magmi acidi o intermedi, con una maggiore viscosità (e quindi anche più lenti), si alternano fasi di effusioni laviche con periodi di emissioni esplosive di piccoli frammenti di lava, che depositandosi danno origine alle piroclastiti; si forma quindi un edificio generalmente a forma di cono, costituito da strati alternati di lava e piroclastiti, che prende il nome di vulcano-strato (o vulcano composto);
- nel caso di magmi basici e ultrabasici, molto più fluidi (e più veloci), le leve eruttate sono in grado di scorrere per molti kilometri in larghe colate prima di consolidarsi, mentre sono praticamente assenti i fenomeni esplosivi; si forma quindi un edificio molto largo e appiattito, che prende il nome di vulcano a scudo.
I vulcani si possono classificare anche in base al tipo di eruzione, sebbene in uno stesso vulcano possono alternarsi tipi di attività diverse. I fattori che influenzano maggiormente il tipo di attività vulcanica sono la viscosità del magma e il contenuto in gas e vapori, soprattutto acqua. La viscosità varia in base alla composizione chimica del magma: è molto elevata nei magmi acidi (che danno origine a lave di tipo riolitico) e molto minore nei magmi basici (da cui derivano lave di tipo basaltico).
Si ha un’attività effusiva dominante (con un magma fluido e contenuti in acqua variabili) in:
- eruzioni di tipo hawaiiano, caratterizzate da effusioni di lave molto fluide, da cui hanno origine i vulcani a scudo e dalle quali i gas si liberano tranquillamente, a volte trascinando getti di lava fusa;
- eruzioni di tipo islandese, nelle quali la lava, sempre molto fluida, fuoriesce da lunghe fessure invece che da un edificio centrale, formando quindi degli espandimenti lavici basaltici quasi orizzontali.
Si ha un’attività effusiva prevalente (con un magma meno fluido) in:
- eruzioni di tipo stromboliano, in cui è presente un’attività esplosiva più o meno regolare, dato che la lava può periodicamente ristagnare nel cratere e iniziare a solidificarsi, ma i gas al di sotto di essa raggiungono presto una pressione tale da far saltare la crosta, con modeste esplosioni.
Si ha infine un’attività mista effusiva-esplosiva (con un magma viscoso e un elevato contenuto in aeriformi) in:
- eruzioni di tipo vulcaniano, simili a quelle stromboliane, ma costituite da lave acide, più viscose, che solidificano più velocemente, dove quindi i gas impiegano più tempo a raggiungere pressioni tali da rompere la crosta e quando ciò avviene l’esplosione è violentissima;
- eruzioni di tipo vesuviano, caratterizzate dall’estrema violenza dell’esplosione iniziale, che svuota rapidamente un gran tratto del condotto superiore, dove poi il magma risale velocemente e si espande in maniera esplosiva in una gigantesca nube;
- eruzioni di tipo pliniano, caratterizzate dalle esplosioni più violente, dove la colonna di vapori e gas sale verso l’alto per alcuni km, creando poi una grande nube dalla quale cadono tantissimi frammenti di lava vetrificata;
- eruzioni di tipo peléeano, caratterizzate da una lava ad altissima viscosità e con una temperatura relativamente bassa, spinta fuori dal condotto quasi solida, dalla quale si liberano grandi nuvole di gas e vapori caldissimi che portano in sospensione grandi quantità di ceneri e lava polverizzata.
I tipici prodotti dell’attività vulcanica sono materiali aeriformi, cioè gas e vapori, e materiali solidi, cioè rocce effusive e piroclastiti.
- La natura dei materiali aeriformi non è ancora completamente nota, dato che si liberano rapidamente dalla lava e si mescolano con i gas atmosferici; in ogni caso i prodotti più abbondanti sono il vapore acqueo (che può arrivare fino al 70%) e l’anidride carbonica, seguiti dai composti dell’azoto, del cloro e del fluoro. L’importanza di questi materiali aeriformi è duplice, dato che da un lato hanno contribuito a formare gran parte dell’atmosfera e continuano ad alimentarla, dall’altro è la loro presenza a favorire l’innesco delle eruzioni e la risalita del magma entro cui si trovano disciolti.
- I materiali solidi prodotti dall’attività vulcanica sono invece le rocce effusive, cui le lave danno origine per raffreddamento, e le piroclastiti, che si formano per accumulo dei vari frammenti solidi espulsi da un vulcano nella fasi esplosive della sua attività.
L’attività vulcanica si può essenzialmente dividere in un vulcanismo effusivo e in un vulcanismo esplosivo, mentre le forme intermedie sono molto meno diffuse. Questi due tipi di vulcanismo hanno una distribuzione geografica diversa.
- Quando un magma fluido risale verso la superficie gli aeriformi in esso disciolti si liberano gradualmente col diminuire della pressione e con relativa facilità. All’estremità superiore del condotto, dopo aver fatto saltare l’eventuale ostruzione, i gas si liberano con forza, spesso con lancio di scorie, ma ben presto inizia a traboccare la lava, che fluisce rapidamente e si espande, anche su grandi distanze. La manifestazione più grande di vulcanismo effusivo sul nostro pianeta avviene sott’acqua ed è associata ad una serie di profonde fessure che tagliano l’intera crosta e che segnano l’asse delle dorsali oceaniche. Se i materiali eruttati, i basalti, si trovano a notevole profondità, dove la pressione dell’acqua impedisce la violenta fuga dei gas, la lava fluisce tranquillamente dalle fessure e si consolida con le tipiche strutture “a cuscini”. Se invece l’eruzione avviene a profondità moderata, quindi sotto modeste pressioni, l’emissione della lava è accompagnata da esplosioni che liberano alla superficie del mare nubi di vapore acqueo; la lava si accumula e l’edificio, inizialmente sottomarino, può arrivare ad emergere dal mare, formando delle isole vulcaniche. La creazione dei vulcani a scudo, però, non è collegata ad una dorsale oceanica, ma è associata all’attività di un “punto caldo”. Tali punti caldi sono zone ristrette della superficie terrestre (con diametri di 100-200 km) caratterizzate da vulcanismo attivo persistente da milioni di anni; quindi al di sotto di essi devono mantenersi condizioni tali da produrre una continua fusione del materiale presente, che deve anche venire in qualche modo “rimpiazzato”, visti i giganteschi volumi di lava che traboccano in superficie.
- Quando il magma che risale è molto viscoso e ricco in gas, questi ultimi non riescono ad espandersi liberamente e la loro pressione deve aumentare enormemente prima di rompere l’ostruzione della parte finale del condotto. Quando ciò avviene si verifica una fortissima esplosione e si forma una nube ardente di gas, vapori e frammenti solidi che sale verticalmente e a gran velocità per migliaia di kilometri. Quando la nube perde energia e i gas si disperdono, i materiali solidi ricadono sul vulcano (nube ardente ricadente) e scorrono velocemente lungo le sue pendici, formando le colate piroclastiche, per poi arrestarsi e originare le piroclastiti. Se l’esplosione avviene lateralmente, la nuvola rotola lungo il pendio con grande velocità (nube ardente discendente). La forma più devastante di queste esplosioni è però quella delle nubi ardenti traboccanti, cioè gigantesche nubi piroclastiche che fuoriescono da fessure lunghe vari kilometri, invece cha da condotti centrali. In definitiva, il vulcanismo esplosivo porta all’accumulo di grandi quantità di prodotti piroclastici, mentre le lave sono meno abbondanti e in genere ristagnano intorno al centro eruttivo invece di formare lunghe colate.
Esiste però anche un vulcanismo esplosivo la cui manifestazione non è così strettamene collegata alla natura del magma. Tale è il vulcanismo idromagmatico, che è dovuto all’interazione tra magma (o rocce ad elevata temperatura) a modesta profondità e l’acqua che permea le rocce (acqua di falda). Il brusco passaggio dell’acqua allo stato di vapore genera enormi pressioni che possono far saltare l’intera colonna di rocce sovrastanti, aprendo un condotto verso l’esterno. Dal cratere esce con grande violenza una colonna di vapore che trascina con sé frammenti di rocce e lava polverizzata. Dalla base di tale colonna parte con violenza una base-surge, una specie di onda d’urto concentrica, che dà origine a una densa nuvola di vapore e materiali solidi, che si espande a grande velocità dal cratere.
Minerali e Rocce
La crosta terrestre: primi dati
La crosta terrestre è la parte più esterna del nostro pianeta, del quale costituisce un involucro solido di modesto spessore (appena l’1% del volume del pianeta), e risulta composto da una grande varietà di materiali, diversi non solo da zona a zona, ma anche con la profondità.
Insiemi di atomi: elementi e composti e miscele
La materia è definita come tutto ciò che ha una massa e un volume, essa è fatta da atomi, quindi la maggior parte dello spazio occupato dalla materia è vuoto.
Una sostanza è definita come un campione di materia con composizione chimica definita; si divide in elementi e composti:
- un elemento è una sostanza formata di atomi tutti uguali, cioè con lo stesso numero atomico (numero di protoni contenuti nel nucleo di un atomo, Z);
- un composto si forma quando due o più atomi diversi si legano insieme; ogni composto ha una composizione chimica definita e invariabile.
La più piccola particella di una sostanza (elemento o composto) che ne conserva tutte le caratteristiche è la molecola, che può essere formata da un solo atomo o da più atomi.
Gli atomi si legano principalmente tramite due legami: quello covalente (condivisione di elettroni tra gli atomi) e quello ionico (un atomo cede un elettrone e l’altro lo acquista, i due ioni opposti si attraggono). Nella materia organica prevale il primo, in quella inorganica il secondo.
In natura difficilmente si trovano sostanze pure, cioè con una composizione chimica definita in ogni loro parte; più spesso si trovano miscele, cioè materia di composizione variabile, formata da due o più sostanze che conservano ognuna le proprie caratteristiche. Esse si possono distinguere in miscugli e soluzioni:
- il miscuglio è una miscela eterogenea, in cui le singole sostanze componenti rimangono separate;
- le soluzioni sono miscele omogenee, in cui le singole sostanze componenti non si distinguono più e che presentano le stesse caratteristiche in ogni loro parte; non sono tuttavia sostanze pure.
Stati di aggregazione della materia
La materia che ci circonda si presenta sotto tre diversi stati di aggregazione: solido, liquido e gassoso.
- I materiali allo stato solido hanno forma e volume proprio: al loro interno le molecole che lo costituiscono sono reciprocamente legate da forze così intense che finiscono per occupare posizioni mediamente fisse (possono solo vibrare).
- I materiali allo stato liquido hanno anch’essi volume proprio, ma assumono la forma del recipiente che li contiene; le molecole di cui sono costituiti sono legate da forze meno intense, per cui sono libere di scorrere l’una contro l’altra.
- I materiali allo stato gassoso non hanno volume proprio e, liberi da ostacoli, tendono ad espandersi occupando tutto lo spazio disponibile, essendo carenti le forze di attrazione tra le singole molecole.
Lo stato di aggregazione non è una caratteristica fissa di una sostanza: infatti ogni sostanza può cambiare di stato assorbendo o liberando energia sotto forma di calore.
La materia è presente sulla Terra in ordine secondo la propria densità. Al centro ci sono i materiali solidi, che formano la litosfera, che hanno maggiore densità e vengono maggiormente attratti dalla forza di gravità; poi ci sono i liquidi, che formano l’idrosfera (acque oceaniche e continentali); poi ci sono i gas che formano l’atmosfera.
I minerali
Un minerale è una sostanza naturale solida (tranne il mercurio, liquido), con due caratteristiche fondamentali:
- una composizione chimica ben definita (o variabile entro ambiti ristretti);
- una disposizione ordinata e regolare degli atomi che la costituiscono, fissa e costante per ogni tipo di minerale (struttura cristallina).
I minerali sono in genere di origine inorganica (un composto organico contiene contemporaneamente atomi di carbonio, idrogeno e ossigeno), ma ne esistono anche alcuni derivati da processi biologici (carbone, ambra).
Elementi chimici e minerali
Come tutta la materia i minerali sono formati dalla combinazione di elementi chimici. Alcuni minerali sono formati da un solo tipo di elemento, ma la maggior parte sono il risultato della combinazione di due o più elementi, legati tra loro in un composto chimico (ossidi o sali).
Il 98% in peso della crosta terrestre è formato da soli 8 elementi, con una netta prevalenza dell’ossigeno (O2, 46%) e del silicio (Si, 27%), seguiti da alluminio (Al, 8%), ferro (Fe, 5%), calcio (Ca), sodio (Na), potassio (K) e magnesio (Mg); tutti gli altri elementi (circa 82) formano il restante 1,5%.
La struttura cristallina dei minerali
Quasi tutti i minerali sono cristallini, cioè sono composti da ioni disposti in una struttura ordinata e ripetitiva, chiamata cella elementare, dove si alternano ioni positivi e negativi, dove quindi ciascuno ione è circondato solo da ioni di segno opposto. Da tale struttura cristallina a livello atomico, prende origine anche la forma esterna del minerale, altrettanto regolare, il cosiddetto abito cristallino, o cristallo. Un cristallo quindi è una forma poliedrica, cioè un solido geometrico con facce, spigoli e vertici che si originano per un regolare accrescimento, a partire da una struttura tridimensionale elementare di dimensioni infinitesime. Ogni volta che un minerale può accrescersi senza ostacoli, si sviluppa in cristalli singoli perfettamente formati; se invece la crescita è ostacolata per lo sviluppo contemporaneo di altri cristalli (caso più frequente), ne risulta una massa di individui fittamente aggregati. Quindi un minerale lasciato libero di cristallizzare da solo assumerebbe la forma macroscopica della sua cella elementare, che prenderà il nome di reticolo e si presenterà come allineamenti regolari di ioni (atomi che hanno acquistato -anioni- o perso -cationi- qualche elettrone) legati insieme dall’attrazione elettrostatica dovuta alle cariche opposte.
Ogni minerale ha una forma particolare di cella elementare, e quindi di abito cristallino.
Proprietà fisiche dei minerali
I minerali sono dotati di alcune proprietà fisiche, che spesso aiutano nel loro riconoscimento.
- La durezza è la proprietà di resistere all’abrasione o alla scalfittura e dipende dalla forza dei legami reticolari; essa viene misurata in base alla scala di Mohs, una successione determinata sperimentalmente di 10 minerali, ciascuno dei quali può scalfire le facce del minerale che lo precede, ma viene scalfito dal minerali che lo segue.
- La sfaldatura è la tendenza di un minerale a rompersi per urto secondo superfici piane, parallele a una o più facce dell’abito cristallino; essa dipende dalla diversa forza dei legami tra gli atomi nelle diverse direzioni dentro il cristallo.
- La lucentezza misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo, e si distingue in metallica, tipica di sostanze che assorbono totalmente la luce e che risultano opache, e non metallica, tipica dei corpi più o meno trasparenti.
- Il colore è una proprietà molto evidente ma meno diagnostica di altre, perché mentre alcuni minerali presentano sempre lo stesso colore (minerali idiocromatici), molti altri presentano colori diversi a seconda di impurità chimiche rimaste incluse nel reticolo durante la sua formazione o per particolari difetti in alcuni punti del reticolo (minerali allocromatici).
- La densità, o massa volumica (massa per unità di volume, misurata in kg/m3), dipende direttamente dall’addensamento di atomi nel reticolo e dalla loro pressione.
I minerali delle rocce
I minerali si classificano in base alle loro specie minerali, ognuna delle quali comprende tutti i minerali che hanno lo stesso tipo di reticolo strutturale e composizione chimica uguale. I minerali sono distribuiti in 8 classi (alle quali si aggiunge una nona classe per le sostanze organiche). Sono l’ossigeno e il silicio, i due elementi chimici più abbondanti nella crosta, che si combinano tra loro per formare le basi dei silicati, il gruppo più diffuso e numeroso di minerali, che da soli costituiscono l’80% dei materiali della superficie terrestre.
Nei minerali silicatici ogni ione silicio si lega a 4 ioni di ossigeno (SiO44-) formando un silicato, con la struttura tridimensionale di un tetraedro. I cationi che più frequentemente si legano alle strutture silicatiche sono il sodio (Na+), il potassio (K+), il calcio (Ca2+), il magnesio (Mg2+), il ferro ferroso (Fe2+) e ferrico (Fe3+) e l’alluminio (Al3+).
I minerali non silicatici sono molto meno abbondanti, ma hanno notevole importanza per le attività umane. I più importanti nella costituzione delle rocce sono i minerali carbonatici, formati dall’anione carbonato Co32- legato a uno o più cationi. Esistono poi anche i solfati, formati dall’anione SO42-, e gli ossidi formati dall’anione O2-.
La classificazione dei minerali si effettua quindi considerando lo ione negativo che li compone, che può essere l’ossido oppure uno degli ioni poliatomici negativi formati dall’ossido e da un altro atomo neutro.
Le rocce
In natura non si trovano minerali allo stato puro, ma delle rocce, formate da aggregati di minerali allo stato solido.
Lo studio delle rocce
Mentre un minerale è un composto chimico uniforme, una roccia il più delle volte è un aggregato naturale di diversi minerali, talvolta anche di sostanze non cristalline, di solito compatto, che forma una massa ben individuabile. In genere quindi le rocce sono eterogenee, costituite cioè da più specie di minerali, ma esistono anche masse rocciose omogenee, formate da un solo minerale (monominerali). Su grande scala però, anche le rocce omogenee contengono tracce di altri minerali, che tolgono alla roccia quella uniformità chimica che caratterizzerebbe un minerale.
Le fucine delle rocce: i processi litogenetici
Le rocce vengono classificate in base alla loro genesi, cioè formazione. Le masse rocciose di cui è costituita la crosta si originano e si evolvono in condizioni molto varie, che si possono sintetizzare in tre grandi processi litogenetici (cioè di generazione delle rocce), tra loro chiaramente distinguibili, anche se non mancano passaggi e sovrapposizioni di fenomeni. Essi prendono i nomi di magmatico (o igneo), sedimentario e metamorfico.
- Il processo magmatico è caratterizzato dalla presenza iniziale di un materiale fuso, chiamato magma, che risale dall’interno della Terra ad alta temperatura (da parecchie centinaia al migliaio di °C), in condizioni di pressione molto varie. La progressiva cristallizzazione del fuso per diminuzione della temperatura porta alla formazione di aggregati di minerali che costituiscono le rocce magmatiche o ignee.
- Il processo sedimentario comprende l’alterazione e l’erosione dei materiali rocciosi che affiorano in superficie (dove sono attivi gli agenti esogeni, come l’acqua, il vento e il ghiaccio), e il successivo loro trasporto e accumulo, che portano alla formazione di nuovi prodotti, le rocce sedimentarie. Tale processo si svolge sulla superficie terrestre o a moderata profondità, per cui è caratterizzato da basse temperature (tra 0 e 150 °C) e da bassa pressione.
- Il processo metamorfico ha come caratteristica fondamentale la trasformazione, che avviene allo stato solido, di rocce preesistenti (magmatiche, sedimentarie), che vengono a trovarsi in condizioni ambientali diverse da quelle di origine: i minerali preesistenti, non più stabili, vengono distrutti e se ne formano altri, in equilibrio con le nuovo condizioni; si originano così le rocce metamorfiche. Le temperature sono comprese tra 300 e 800 °C, mentre le pressioni sono quasi sempre elevate.
La superficie delle terre emerse ripulita dalla copertura vegetale e dal suolo (che rappresenta l’alterazione delle rocce a contatto con l’atmosfera), risulterebbe formata per il 55-60% da rocce metamorfiche, che sono quindi le più abbondanti, per il 35-40% da rocce magmatiche e fino al 5% o poco più da rocce sedimentarie. Se si scende in profondità dentro la crosta, le rocce sedimentarie scompaiono e vengono sostituite da rocce magmatiche intrusive e, soprattutto, metamorfiche: queste ultime sono le sole presenti nella parte più profonda della crosta.
Rocce magmatiche o ignee
Buona parte delle rocce della crosta terrestre si sono formate per solidificazione in profondità, in tempi geologici (anche milioni di anni), di masse di materiale fuso; in altri casi la solidificazione è avvenuta in superficie, dove il materiale fuso può giungere come lava per dei fenomeni vulcanici. Tutte queste rocce vengono dette rocce magmatiche, ignee o eruttive, dato che si sono formate da un magma.
Dal magma alle rocce magmatiche
Un magma è una massa fusa, di dimensioni grandi o enormi, che si forma dentro la crosta o la parte alta del sottostante mantello, a profondità variabili (tra i 15 e i 100 km). Tale massa fusa è una miscela complessa, ad alta temperatura, di silicati, ricca di gas in essa disciolti. Se esso subisce un raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: dal fuso si separano via via, secondo il loro punto di fusione, vari tipi di minerali, dalla cui aggregazione finale risulterà una nuova roccia.
Le rocce magmatiche si dividono in due gruppi:
- rocce intrusive (o plutoniche), quando divengono solide e cristalline in profondità, circondate da altre rocce;
- rocce effusive, quando la massa magmatica spinta dalla pressione dei gas trova una via di risalita nella crosta e giunge a traboccare in superficie, dove solidifica all’aria libera.
Nel caso delle rocce intrusive, poiché il magma si trova fermo dentro la crosta, circondato da altre rocce che fanno da isolante termico, il raffreddamento avviene in tempi molto lunghi; in tali condizioni, tutto il fuso arriva a cristallizzare e la roccia magmatica intrusiva che ne deriva è formata interamente da cristalli di dimensioni visibili ad occhio nudo: presenta cioè una struttura granulare olocristallina. Una volta solide, tali masse rocciose fanno parte stabilmente della crosta terrestre, ma possono anche venir spinte verso l’alto dai movimenti della crosta stessa.
Nel caso delle rocce effusive invece il magma risale fino in superficie, dove trabocca come lava; in tal caso la temperatura passa rapidamente da circa 1000°C a quella ambiente, la pressione scende in brevissimo tempo da valori molto alti a quelli ordinari, i componenti volatili si disperdono nell’aria. In queste condizioni solo una piccola parte della massa magmatica, finché è ancora in profondità o mentre sta risalendo, si trasforma in cristalli di dimensioni di almeno qualche millimetro (fenocristalli); invece quasi tutta la massa consolida quando arriva in superficie e lo fa così rapidamente che i cristalli non hanno tempo di accrescersi. Si forma così un ammasso di cristalli minuscoli, visibili solo al microscopio, o addirittura una sostanza almeno in parte vetrosa (amorfa, cioè non cristallizzata, come il basalto), poiché gli atomi non hanno avuto il tempo di organizzarsi in reticoli cristallini. Si realizza così una struttura porfirica, in cui in una pasta di fondo microcristallina o amorfa vi possono essere sparsi un certo numero di fenocristalli. In casi particolari tutta la massa è vetrosa: sono le ossidiane, o “vetri vulcanici”.
Classificare le rocce magmatiche
La distinzione fra i vari tipi di magmi si basa sul loro contenuto in silice (SiO2), libera o combinata nei silicati; il contenuto in silice definisce il grado di acidità (abbondanza di silice) o di basicità (scarsezza di silice) dei magmi, che si dividono quindi in:
- magmi acidi, che sono ricchi in silicio e alluminio e danno origine a rocce di colore in genere chiaro. La silice (quarzo) è presente in quantità elevata (>65% in peso). Le rocce che ne derivano sono dette acide o sialiche;
- magmi intermedi o neutri, che sono magmi a composizione intermedia (52-65% in peso di silice); essi danno origini a rocce neutre;
- magmi basici, che hanno una quantità bassa di silice (<52% in peso) ma sono relativamente più ricchi in ferro, magnesio e calcio; essi danno origine a rocce in genere scure, dette basiche o femiche;
- magmi ultrabasici, in cui la percentuale di silice è ancora inferiore (<45% in peso). Le rocce cui danno origine sono dette ultrabasiche o ultrafemiche: sono tutte di colore molto scuro e sono formate essenzialmente da silicati di ferro e magnesio.
Dalla composizione chimica di un magma deriva quindi la quantità e la qualità dei minerali contenuti nelle rocce che da esso si formano.
Le famiglie di rocce magmatiche
Le principali famiglie di rocce magmatiche consentono di individuare i tipi di minerali che le caratterizzano.
- Famiglia dei graniti: deriva da magmi acidi, le rocce intrusive acide di questa famiglia sono di gran lunga le più diffuse tra tutte le rocce ignee intrusive; quelle ricche di granuli di quarzo sono i tipici graniti, mentre quelle più povere vengono chiamate granodioriti e sono le più abbondanti sulla crosta. Le masse fuse di tipo granitico vengono generate a grandi profondità e si solidificano lentamente, dando origine ad ammassi di rocce durissime che prendono il nome di batoliti. Le rocce effusive di questa famiglia ovviamente hanno la stessa composizione chimica di quelle intrusive, ma diverse modalità di cristallizzazione.
- Famiglia delle dioriti: deriva da magmi neutri che danno luogo a una miscela equilibrata di composti sialici e femici. I corrispondenti effusivi delle tipiche dioriti sono le andesiti.
- Famiglia dei gabbri: i magmi gabbrici sono basici e danno origine a rocce intrusive scure. Le corrispondenti rocce effusive principali sono i basalti, le più diffuse tra tutte le rocce effusive, che formano il pavimento di tutti gli oceani. Secondo molti studiosi il globo terrestre nei primi tempi della sua vita avrebbe avuto una crosta superficiale, priva di acque perché era ancora troppo calda, omogenea e simile al basalto. Anche le rocce lunari possiedono in buona parte la stessa composizione.
- Famiglia delle peridotiti: queste rocce derivano da magmi ultrbasici e sono formate in gran parte da olivina, detta anche peridoto, sono nere e pesanti. Esse hanno distribuzione limitata sui continenti, ma sono il costituente fondamentale della parte superiore del mantello.
- Famiglia delle rocce alcaline: sono magmi particolarmente ricchi di elementi alcalini, cioè sodio e potassio, che danno origine ad abbondanti minerali dei tipi feldspati e feldspatoidi. Le forme intrusive sono piuttosto rare, mentre sono un po’ più diffuse quelle effusive.
Rocce sedimentarie
Le rocce sedimentarie sono la traccia delle continue trasformazioni in atto da tempi geologici sulla superficie terrestre. Sono rocce molto diffuse (anche se arrivano appena al 5% della composizione della crosta superiore) ed estremamente eterogenee.
Dai sedimenti sciolti alle rocce compatte
Il termine sedimentazione indica la deposizione e l’accumulo, su terre emerse o sul fondo di bacini acquei, di materiali di varia origine, inorganica o anche organica, dopo che questi sono stati trasportati più o meno a lungo dagli agenti esogeni (acque, venti, ghiacci). La parte più notevole di materiali sedimentatisi nel passato, e in corso di deposizione anche oggi, è dovuta all’erosione e disgregazione in frammenti di rocce già esistenti. Il processo di sedimentazione avviene quotidianamente. Il lento passaggio dai sedimenti appena accumulatisi (formati quindi da frammenti distinti) a rocce sedimentarie vere e proprie avviene per un insieme di fenomeni chiamati insieme diagenesi. Tra questi il più comune è la litificazione, che avviene per compattazione e cementazione. La compattazione è dovuta al peso dei materiali che via via si sovrappongono e che, comprimendo i sedimenti sottostanti, riducono gli spazi vuoti (pori) tra i singoli frammenti. La cementazione è prodotta da acque che circolano nei sedimenti sfruttando la presenza dei pori, e che portano in soluzione alcune sostanze; col tempo tali sostanze possono riempire i pori, cementando tra loro i granuli.
I tipi di rocce sedimentarie sono molto numerosi; esse vengono quindi suddivise in tre grandi gruppi, che riuniscono le rocce formatisi in modi simili, che sono le rocce clastiche, organogene e chimiche. Non vi è un limite netto tra questi tre gruppi.
Le rocce clastiche o detritiche (granulo su granulo)
Queste rocce sono formate da frammenti, detti clasti, di altre rocce di ogni tipo, che si accumulano in genere in zone depresse (trappole di sedimentazione) quando il mezzo che li trasporta (agente esogeno) perde la sua energia. La dimensione dei clasti riflette l’energia dell’ambiente in cui sono stati deposti (più sono piccoli più l’ambiente doveva essere tranquillo). Un'altra caratteristica importante è il grado di arrotondamento dei granuli, che esprime l’usura subita dal clasto. In base alle dimensioni dei clasti, le rocce detritiche si distinguono in tre grandi famiglie (più altri gruppi separati):
- conglomerati (clasti più grandi), che derivano dalla lenta cementazione delle ghiaie; si dividono in brecce, con ciottoli spigolosi, che rivelano di aver subito solo un modesto trasporto, e puddinghe, con ciottoli arrotondati, segno che sono stati sottoposti a un lungo trasporto;
- arenarie (clasti più piccoli), cioè sabbie cementate che possono essere ricche di granuli di quarzo (arenarie quarzose), di frammenti di feldspati (feldspatiche) o di detriti di calcare (calcaree);
- argille (clasti finissimi), che sono i depositi più piccoli che derivano dallo sgretolamento delle varie rocce; quando questi sedimenti, a causa della diagenesi, perdono la loro tipica plasticità e diventano più compatti, vengono detti argilliti;
- marne, che derivano da una mescolanza di calcare e di argilla, in varie proporzioni; sono tenere e a grana finissima, costituiscono la materia prima per preparare il cemento;
- piroclastiti, cioè i depositi di materiali di varie dimensioni (da ceneri a lapilli) emessi da esplosioni vulcaniche; questi frammenti hanno seguito in aria o lungo le pendici di un vulcano percorsi più o meno lunghi prima di sedimentare su altre rocce o in mare, perciò vengono considerate come sedimentarie, anche se i materiali che li costituiscono sono di origine ignea.
Le rocce organogene o biogene (dall’attività di organismi viventi)
Questo gruppo è costituito di rocce formate quasi solamente dall’accumulo di sostanze legate ad un’attività biologica. La presenza di resti fossili consente di risalire all’ambiente in cui la roccia si è formata. In base alla loro natura, le rocce organogene si distinguono in:
- rocce carbonatiche; tipici di questo gruppo sono i calcari organogeni, sia dovuti all’accumulo di gusci calcarei (formati da carbonato di calcio, cioè calcite), sia costruiti da organismi che impiegano la calcite per rivestirsi di parti scheletriche. Associate ai calcari si trovano spesso le dolomie, formate da carbonato doppio ci calcio e magnesio, cioè la dolomite.
- rocce silicee; sono rocce formatesi dall’accumulo di gusci di organismi che utilizzano la silice invece della calcite; tra esse la più diffusa è la selce. Altre rocce composte di silice sono le diatomiti, formate da miliardi di gusci di diatomee.
- carboni fossili; sono rocce organogene dovute all’accumularsi di sostanza organica; derivano dalla fossilizzazione di grandi masse di vegetali.
- idrocarburi; sono miscele di composti del carbonio e dell’idrogeno cui si aggiungono piccole quantità di composti ossigenati, azotati e fosforiti. In natura si trovano solidi e gassosi, tra questi ultimi predomina il metano. Essi derivano dalla decomposizione da parte di batteri anaerobi (microrganismi in grado di vivere in assenza di ossigeno) di sostanze organiche, cioè microrganismi vegetali ed animali.
Le rocce chimiche (precipitazione e dissoluzione)
Quest’ultimo gruppo di rocce sedimentarie comprende tutte quelle che si sono deposte essenzialmente per fenomeni chimici. Il più evidente tra questi è la semplice precipitazione di composti chimici che si trovano sciolti nell’acqua del mare o dei laghi; quando la loro quantità raggiunge la saturazione una parte di essi precipita e dà origine alle rocce evaporitiche o evaporiti. Altri sedimenti derivano invece d alterazione per dissoluzione, all’aria libera, di rocce preesistenti e danno origine alle rocce residuali.
Rocce metamorfiche
Le rocce metamorfiche si sono formate in seguito alle trasformazione di altre rocce. Tali trasformazioni sono provocate da aumenti di pressione e di temperatura e ciò avviene di solito in profondità, all’interno della crosta terrestre. Il metamorfismo è quindi una trasformazione, anche profonda, di un qualunque tipo di roccia, ma senza che si arrivi alla fusione del materiale coinvolto, perché se ciò avvenisse si originerebbe un magma e si passerebbe allora ad una roccia magmatica. Queste trasformazioni riguardano sia i minerali (i cui atomi si riordinano secondo un diverso reticolo cristallino, creando minerali nuovi), sia la struttura della roccia, cioè il modo in cui i minerali sono disposti.
Rocce che si rinnovano
Nel metamorfismo si verificano nella roccia una serie di reazioni chimiche e di trasformazioni fisiche (cristallizzazione metamorfica) che portano alla comparsa di nuove rocce, che avranno raggiunto nuove condizioni di equilibrio con l’ambiente, e quindi una nuova stabilità. In ogni caso la composizione chimica globale viene conservata, di conseguenza è possibile risalire alla roccia che ha subito il metamorfismo (sedimentaria, magmatica o anche metamorfica). Per questo scopo è di particolare importanza lo studio di minerali-indice, cioè di minerali per i quali sono state determinate in laboratorio le condizioni di temperatura e pressione cui si possono formare. Si è giunti così al concetto di “facies metamorfiche”, ognuna delle quali raggruppa tutte le rocce che si sono ricristallizzate in un certo intervallo di temperature e pressioni, senza tener conto della loro eterogeneità chimica.
Trasformazioni a piccola scala: il metamorfismo di contatto
Tale metamorfismo è dovuto essenzialmente all’alta temperatura e si verifica quando un magma risale attraverso la crosta e provoca quindi un forte aumento di temperatura nelle rocce con cui viene a contatto. Se il magma è ricco di sostanze volatili, queste possono impregnare le rocce incassanti facilitando le trasformazioni chimiche. Si forma così un’“aureola di contatto”, il cui spessore varia da qualche cm al km; le trasformazioni, tanto più intense quanti più vicine alla massa incandescente, si attenuano con la distanza.
Trasformazioni a grande scala: il metamorfismo regionale
Questo è il processo metamorfico di gran lunga più imponente, per effetti e volume di rocce coinvolte. Esso avviene ogni volta che movimenti della crosta terrestre fanno sprofondare nel suo interno masse di rocce sedimentarie o magmatiche, che vengono cos’ sottoposte a temperature crescenti e a forti pressioni (sia per il peso delle rocce sovrastanti, pressione di carico, sia a causa di spinte tra masse rocciose contigue, pressione orientata). Un tipo particolare di questo metamorfismo è quello cataclastico, che si verifica dove si hanno zone di subduzione, dove cioè una parte di crosta terrestre scende sotto un’altra parte di crosta. In questo caso la temperatura aumenta per attrito ma non è rilevante, mentre si generano delle forti pressioni orientate che causano il metamorfismo. Quando prevale l’azione di forti pressioni si formano di solito minerali appiattiti o lamellari, orientati tutti nello stesso modo. Le rocce che ne derivano presentano una tipica scistosità, la proprietà di suddividersi facilmente in lastre secondo piani paralleli (piani di scistosità). Con l’aumentare della temperatura e della profondità, la formazione di minerali lamellari diventa più difficile e prevalgono minerali di aspetto granulare, che formano rocce più massicce. I minerali di una roccia che sprofondi all’interno della crosta sono sottoposti quindi ad una continua trasformazione e il tipo di roccia metamorfica finale dipenderà dal punto in cui il processo si è arrestato. Le trasformazioni metamorfiche risultano quindi più o meno forti a seconda dei valori della temperature e delle pressioni che si sono raggiunti: si parla perciò di metamorfismo di grado basso, medio o alto. In ogni caso il metamorfismo non può proseguire in modo indefinito: oltre certi valori di temperatura e di pressione si può arrivare alla fusione di una parte del materiale della roccia che si sta trasformando. Se in seguito la parte fusa si cristallizza, si forma una roccia mista, detta migmatite. Se invece il processo avanza ancora la parte fusa aumenta sempre di più fino ad arrivare ai magmi anatettici, dalla cui cristallizzazione i grandi batoliti granitici. Questi processi di ultrametamorfismo segnano perciò un collegamento tra rocce metamorfiche e rocce ignee.
La Luna e il sistema Terra-Luna
La Luna a confronto con la Terra e con i satelliti degli altri pianeti
Un satellite di grandezza e forma inconsuete o un pianeta molto piccolo
La Luna è l’unico “satellite naturale” della Terra ed è anche il più interno fra tutti i satelliti del nostro sistema planetario, cioè il primo che si incontra procedendo dal Sole verso l’esterno. È un astro privo di luce propria, costituito da materiali allo stato solido, la cui massa totale è pari a 1/81 di quella della Terra.
La massa e le dimensioni della Luna sono modeste rispetto a quelle di tanti altri corpi celesti esistenti nell’universo, ma sono abbastanza notevoli se vengono paragonate a quelle degli altri 63 satelliti del Sistema solare. Il rapporto tra la massa della Luna e la massa della Terra è sensibilmente maggiore di quelli esistenti per tutti gli altri satelliti nei confronti dei rispettivi pianeti, facendo in modo che la Luna abbia un’influenza maggiore sulla Terra rispetto agli altri. Per cui la Luna può essere considerata addirittura come un piccolissimo pianeta, che forma un sistema binario con la Terra.
Inoltre la forma pressoché sferica non è una caratteristica comune a tutti i satelliti del Sistema solare. Il globo lunare ha un raggio di circa 1738 km, corrispondente a poco più di ¼ del raggio medio della Terra; la sua superficie è di 38 milioni di km2 cioè quasi 1/14 di quella terrestre, e il suo volume è pari a 1/49 circa di quello del nostro pianeta. Anche se la Luna, come il nostro pianeta, non ha esattamente la forma della sfera, ma di un ellissoide a tre assi, con l’asse maggiore equatoriale, ossia il diametro massimo, rivolto verso la Terra.
La densità o anche massa volumica della Luna è di circa 3,3 g/cm3; è quindi leggermente maggiore di quella delle rocce della crosta terrestre, ma senz’altro inferiore alla densità della Terra nel suo complesso, che è di circa 5,5 g/cm3.
Il valore della densità e il fatto che essa sia composta da rocce basaltiche identiche a quelle terrestri sembrerebbe confermare l’ipotesi che la Luna si sia originata dalla Terra, dalla cui parte esterna si sarebbe staccata a causa della rotazione molto veloce del nostro pianeta appena formatosi e della forza di attrazione esercitata dal Sole: la maggiore densità media della Terra si spiegherebbe ammettendo che quest’ultima avrebbe conservato la parte densa del corpo celeste originario. Attualmente però prevale l’idea che la Luna si sia formata in modo almeno in parte autonomo.
A causa della massa più piccola e delle minori dimensioni della Luna rispetto alla Terra, il valore della accelerazione di gravità sulla superficie lunare è circa di 1/6 di quello esistente sulla superficie terrestre.
Un corpo celeste senza aria e arido
La Luna non ha un’atmosfera gassosa e neanche un’idrosfera. Tale mancanza impedisce la possibilità di vita sulla Luna e può essere spiegata dal fatto che per ogni corpo posto ad una certa distanza da un determinato astro esiste un limite di velocità (velocità di fuga) superato il quale il corpo non può più essere trattenuto dall’astro, ma sfugge alla sua attrazione gravitazionale e se ne allontana, disperdendosi nello spazio. In epoche passate sulla Luna si sono avute certamente temperature tali da produrre nelle molecole degli eventuali gas presenti velocità senz’altro maggiori di quella di fuga; e questo perché sulla Luna, dove la forza di attrazione gravitazionale presenta un valore basso, la velocità di fuga è piuttosto piccola. Sulla Terra, invece, ad una forza di attrazione gravitazionale maggiore corrisponde una velocità di fuga sensibilmente più elevata e perciò il nostro pianeta può trattenere la sua atmosfera.
Allo stesso modo si spiega anche la mancanza di acqua sulla superficie lunare. Anche per effetto del solo riscaldamento solare, l’acqua eventualmente presente sarebbe sottoposta a continua evaporazione, come accade sulla Terra, e quindi molecola per molecola si disperderebbe comunque nello spazio.
L’assenza di un involucro gassoso come quello che costituisce l’atmosfera terrestre fa si che sulla Luna non si abbiamo fenomeni crepuscolari: il passaggio da illuminazione solare all’oscurità è molto brusco. I periodi di illuminazione e di oscurità hanno una lunga durata (circa 15 gg ciascuno) perché la rotazione lunare è piuttosto lenta. Se a ciò si aggiunge che il “suolo lunare” non solo non è protetto da un’atmosfera, e quindi neanche da nubi e da vegetazione, ma è anche costituito da materiali che trattengono una minima parte dell’energia ricevuta dal Sole, ne deriva che esso si riscalda fortemente durante il giorno e si raffredda rapidamente durante il periodo di oscurità. Perciò il “suolo lunare” presenta temperature che durante il “dì” superano anche i 110°C e la “notte” scendono bruscamente anche al di sotto di -150°C. La superficie lunare non riflette bene la luce che arriva dal Sole; il suo potere riflettente (albedo) è di circa 0,07, cioè solo il 7% della luce solare ricevuta viene rinviata verso di noi, mentre il rimanente 93% viene assorbito dal suolo lunare, trasformato in calore e poi disperso per rapido irraggiamento a causa dell’assenza di atmosfera.
I movimenti della Luna e del sistema Terra-Luna
La Luna nel corso di un giorno compie un movimento analogo a quello del Sole e degli altri astri dell’immaginaria Sfera celeste. Questo movimento è solo apparente: esso è dovuto alla rotazione che la Terra compie attorno al proprio asse. Ma la Luna compie anche un altro movimento, descrivendo sulla Sfera celeste, in poco più di 27 giorni, un circolo massimo da ponente a levante. In questo caso le apparenze non possono essere spiegate che con un reale movimento antiorario della Luna intorno alla Terra, che dovrebbe avvenire lungo un’orbita ellittica avente in uno dei due fuochi il nostro pianeta, secondo le leggi di Keplero. La Luna costituisce con la Terra un “sistema di due corpi celesti che interagiscono tra loro, esercitando una forza di attrazione l’uno sull’altro”. E il sistema Terra-Luna oltre a girare attorno al Sole e a partecipare a tutti i movimenti del Sistema solare, della Galassia e dell’Universo, si muove subendo numerose perturbazioni a causa dell’attrazione gravitazionale degli altri astri. Tuttavia si usa prendere in considerazione separatamente le varie componenti, e perciò si parla di diversi movimenti (simultanei) della Luna; fra questi, i principali sono: il moto di rotazione che la Luna compie intorno al proprio asse; il moto di rivoluzione intorno alla Terra; il moto di traslazione assieme alla Terra intorno al Sole.
Una rotazione più lenta di quella terrestre
Come la Terra, anche la Luna gira su se stessa, ma per fare un giro completo impiega un tempo parecchio più lungo. Il movimento di rotazione si compie intorno all’asse lunare nello stesso senso della rotazione terrestre, cioè da Ovest verso Est (senso antiorario), con una velocità angolare media di circa 13° al giorno; la durata di una rotazione completa della luna è quindi di 27d7h43m12s, uguale a quella del moto di rivoluzione. Questo è il motivo per cui la Luna rivolge alla Terra sempre la stessa “faccia”. La rotazione della Luna non è però perfettamente uniforme, perché la forma del corpo celeste non è proprio sferica, ma ellissoidale. L’attrazione che la Terra esercita sul rigonfiamento equatoriale maggiormente che sulle zone polari della Luna provoca in essa delle lievi oscillazioni, dette librazioni.
Un insieme di moti del sistema Terra-Luna
Il movimento di rivoluzione della Luna si effettua in senso antiorario lungo un’orbita ellittica di cui le Terra occupa uno dei due fuochi. L’ellisse orbitale lunare è un po’ più schiacciata di quella terrestre, ma comunque non si discosta eccessivamente da una circonferenza (l’eccentricità dell’orbita è circa 0,055). La Luna non si trova, quindi, sempre alla stessa distanza da noi: il punto più vicino alla Terra è detto perigeo e quello più lontano è chiamato apogeo. Il piano su cui giace l’orbita lunare non coincide con quello dell’orbita terrestre, ma è inclinato rispetto a quest’ultimo di poco più di 5°; quindi, l’orbita lunare interseca il piano dell’orbita terrestre in due punti che vengono detti nodi, mentre la linea che unisce questi due punti viene chiamata linea dei nodi, che è quindi la linea di intersezione fra i due piani orbitali. La velocità con cui la Luna compie il suo moto di rivoluzione intorno alla Terra si aggira intorno a 1 km/s, ma naturalmente è maggiore in prossimità del perigeo e minore in prossimità dell’apogeo. Per la durata della rivoluzione bisogna, però, distinguere se essa viene riferita ad una stella della Sfera celeste oppure all’allineamento Terra-Sole: nel primo caso si ha la cosiddetta rivoluzione siderea (o mese sidereo) che dura 27d7h43m12s, nel secondo la rivoluzione sinodica (o mese sinodico o lunazione) che dura 29d12h44m3s. Il motivo di questa differenza, che è di circa due giorni, è dovuta al fatto che quando la Luna ha terminato di compiere un’effettiva rivoluzione intorno alla Terra (rivoluzione siderea), quest’ultima non si trova più nello stesso punto, essendosi spostata intorno al sole di un angolo di circa 27°; perciò, per ripresentarsi di nuovo nella stessa posizione di partenza rispetto all’allineamento Terra-Sole (rivoluzione sinodica), la Luna dovrà percorrere un tratto supplementare della sua orbita. In realtà la Luna e la Terra si muovono entrambe intorno ad un punto comune, cioè il baricentro o centro di massa del sistema che esse costituiscono. Ma a causa della maggiore massa della Terra rispetto a quella della Luna, questo baricentro si trova all’interno della Terra, perciò il moto di rivoluzione della Luna si può considerare come una sua rotazione intorno alla Terra. Le maree sono dovute, oltre che all’attrazione gravitazionale della Luna e del Sole, alla forza centrifuga connessa al moto di rivoluzione del sistema Terra-Luna attorno al baricentro comune.
Nel compiere il suo moto attorno al baricentro del sistema Terra-Luna, naturalmente la Luna si sposta, insieme al nostro pianeta, anche attorno al Sole: ne deriva un movimento di traslazione che si effettua nello stesso senso, antiorario, e con la stessa velocità angolare (circa 0,98° al giorno) con cui la Terra compie il suo moto di rivoluzione. Considerando questo movimento rispetto al Sole, la curva descritta dalla Luna nello spazio si complica notevolmente e non può essere rappresentata da un’ellisse regolare. La traiettoria lunare riferita al Sole è una specie ci ovale deformata, un po’ sinuosa, che taglia l’orbita terrestre 24 o 25 volte, scostandosene leggermente ora verso l’esterno, ora verso l’interno. Essa viene chiamata epicicloide e presenta la caratteristica non comune di rivolgere la sua concavità sempre dalla parte del Sole: la Luna è infatti l’unico “satellite” del Sistema solare la cui orbita è sempre concava verso il sole, analogamente a quelle dei pianeti. Questo è un motivo in più per considerare la Luna come un “pianeta”. Accanto ai movimenti principali, esistono numerosi altri moti della Luna, che si compiono simultaneamente ai precedenti, ma sono molto più lenti; alcuni di essi consistono in perturbazioni dovute all’azione attrattiva del Sole. Tra i più importanti è da considerare il moto di regressione della linea dei nodi: la linea di intersezione fra il piano dell’orbita lunare e il piano dell’orbita terrestre non rimane fissa nello spazio, ma ruota in senso orario con un periodo di circa 18,6 anni. Infine, assieme alla Terra, la Luna ovviamente partecipa al moto che il Sole e tutti i corpi del Sistema solare compiono verso la Costellazione di Ercole, alla rotazione della nostra Galassia e alla sua recessione, ossia all’espansione dell’Universo.
Le fasi lunari e le eclissi
La “faccia” della Luna rivolta verso la Terra si presenta ora illuminata completamente, ora solo parzialmente, ora del tutto oscura. Questi aspetti, che chiamiamo fasi lunari, si ripetono però con la stessa successione ogni mese sinodico; sono dovuti alle varie posizioni che la Luna assume, nel corso della sua rivoluzione, non solo rispetto alla Terra, ma anche rispetto al Sole che la illumina.
Un continuo susseguirsi di noviluni e pleniluni
Quando la Luna si trova in congiunzione, ossia dalla stessa parte del Sole (rispetto alla Terra), l’emisfero che essa rivolge verso di noi non viene colpito dai raggi solari e quindi risulta oscuro; abbiamo allora la fase di Luna nuova (o novilunio). Quando invece la Luna si trova in opposizione, cioè dalla parte opposta del Sole (sempre rispetto alla Terra), la sua metà illuminata è proprio quella rivolta verso di noi e allora abbiamo la fase di Luna piena (o plenilunio). Le posizioni corrispondenti a queste due fasi vengono dette anche sizigie. Altre due posizioni vengono chiamate quadrature: esse si verificano quando la Luna, la Terra e il Sole occupano i vertici di un triangolo rettangolo ideale, con la Terra situata dalla parte dell’angolo retto. In questi casi, dell’emisfero lunare illuminato dal Sole vediamo soltanto la metà rivolta verso di noi, quindi un quarto della superficie lunare, e perciò le due fasi corrispondenti si chiamano primo quarto e ultimo quarto.
L’ombra della Terra sulla Luna e le occultazioni del Sole
La Terra e la Luna vengono illuminate soltanto sull’emisfero rivolto verso il Sole, mentre dalla parte opposta inviano nello spazio dei coni d’ombra la cui ampiezza dipende non solo dalle dimensioni della Terra e della Luna e da quella del Sole (che sono costanti), ma anche dalle distanze (variabili) alle quali i due corpi si trovano rispetto al Sole. Ma dato che i piani dell’orbita lunare e dell’orbita terrestre non sono coincidenti, bensì inclinati l’uno rispetto all’altro di 5°09’, l’allineamento tra il Sole, la Terra e la Luna si può attuare soltanto lungo la linea dei nodi: perciò le eclissi si verificano soltanto quando, oltre ad essere in fase di plenilunio o di novilunio, la Luna viene a trovarsi in uno dei nodi o nelle vicinanze: nel primo caso si hanno le eclissi totali, nel secondo le eclissi parziali.
Le eclissi di Luna possono essere totali anche quando la Luna, nella fase di plenilunio, non si trova esattamente in uno dei nodi, ma in prossimità di esso, dato che il cono d’ombra della Terra è molto più ampio della Luna.
Nelle eclissi parziali di Luna l’oscuramento può essere prodotto, oltre che da una parte del cono d’ombra, anche dalla zona di penombra che si allarga a ventaglio dietro la Terra. Le eclissi lunari sono spesso totali e si osservano contemporaneamente da tutti i luoghi della Terra nei quali la Luna si trova al di sopra dell’orizzonte; la loro durata dipende dal cammino percorso dalla Luna e può raggiungere i cento minuti.
A causa delle grandi dimensioni del Sole e della limitata estensione del cono d’ombra della Luna, le eclissi totali di Sole, che si verificano quando la Luna si trova in uno dei nodi durante il novilunio, interessano zone piuttosto ristrette della superficie terrestre. Queste stesse eclissi sono, però, osservabili come eclissi parziali di Sole da tutti i luoghi della Terra che vengono investiti dalla penombra. Tra le eclissi di Sole, presentano un interesse particolare le eclissi anulari, che si verificano, sempre in novilunio, quando la Luna si trova in uno dei nodi e contemporaneamente sta alla massima distanza dalla Terra (apogeo). In queste condizioni il cono d’ombra della Luna non giunge a toccare la superficie terrestre e quindi essa non riesce ad occultare completamente il disco solare, del quale si può vedere la parte periferica a forma di anello luminoso. L’eclisse può essere osservata per un periodo di tempo piuttosto breve. Questo tempo può di poco superare i sette minuti e mezzo per un’eclisse totale, mentre può raggiungere quasi i 12 minuti e mezzo per un’eclisse anulare.
L’origine e l’evoluzione della Luna
Varie ipotesi a confronto
Le principali ipotesi finora prospettate sull’origine della Luna si possono raggruppare sinteticamente in quattro tipi principali, che tentano di spiegare la nascita di questo corpo celeste secondo meccanismi diversi: fissione, cattura, accrescimento, impatto.
La teoria della fissione sostiene che quando la Terra era ancora allo stato di un fluido incandescente, il materiale più pesante, in particolare il ferro, si concentrò verso il suo centro, facendole aumentare la velocità di rotazione e di conseguenza la forza centrifuga. In tal modo gli strati superficiali, più leggeri, di questa Terra primordiale si sarebbero staccati, per poi riaggregarsi intorno ad essa, producendo così la Luna primitiva.
Secondo l’ipotesi della cattura, un tempo la Luna era un corpo indipendente che si muoveva liberamente nell’ambito del Sistema Solare; ad un certo momento essa sarebbe giunta tanto vicino alla Terra da esserne attratta e messa in rotazione su un’orbita ellittica, secondo le leggi di Keplero. La Luna però, approssimandosi al nostro pianeta, avrebbe dovuto diminuire la propria velocità per un qualche processo dissipativo. Secondo i sostenitori della teoria della cattura l’effetto frenante, che avrebbe evitato lo scontro con la Terra, sarebbe da individuare nella dissipazione di energia dovuta all’attrito delle maree terrestri e lunari oppure al fatto che la Luna avvicinandosi alla Terra avrebbe subito numerose collisioni con materiale già orbitante attorno al nostro pianeta.
L’universo e la Terra
Riferimenti per individuare le stelle
Asse Terrestre: ideale asse intorno a cui gira la Terra, il cui prolungamento nello spazio dalla parte del Polo Nord celeste sfiora la stella polare;
Polo Nord celeste e Polo Sud celeste: punti in cui l’asse terrestre incontra la volta celeste;
Equatore celeste: piano perpendicolare all’asse terrestre, circolo massimo descritto dalle stelle nell’apparente moto di rotazione della sfera celeste intorno all’asse terrestre (E/W);
Zenit: punto in cui la verticale innalzata sopra un ipotetico osservatore incontra la volta celeste;
Nadir: punto opposto allo Zenit, agli antipodi;
Orizzonte celeste: piano alla sua circonferenza massima perpendicolare allo Zenit e al Nadir;
Meridiano celeste: circonferenza massima nella quale si trovano Polo Nord celeste, Polo Sud celeste, Zenit e Nadir;
Nord e Sud: punti cardinali di intersezione tra orizzonte celeste e meridiano del luogo;
Est e Ovest: punti cardinali di intersezione tra equatore celeste ed orizzonte celeste;
Paralleli celesti: circonferenze descritte dall’ apparente rotazione delle stelle che non si trovano nell’equatore celeste;
Altezza e Azimut: angolo verticale che indica l’altezza della stella sul piano dell’orizzonte, angolo orizzontale tra la direzione del Sud e la direzione del punto in cui la perpendicolare calata dalla stella incontra l’orizzonte, posizione variabile, usata in antichità, oggi si considera la Terra puntiforme riferendosi all’equatore al meridiano che passa per un punto particolare (punto gamma, γ), che si trova nella costellazione dell’Ariete.
Distanze astronomiche e stelle a confronto
Unità Astronomica (U.A.): distanza media tra Terra e Sole;
Anno Luce (a.l.): distanza percorsa in un anno dalla luce;
Parsec (parallasse-secondo): distanza di un punto dal quale un ipotetico osservatore vedrebbe il semiasse maggiore dell’orbita terrestre sotteso all’angolo di 1”. Per misurare la distanza di una stella relativamente vicina alla Terra si utilizza il metodo della parallasse, che consiste nell’effettuare due osservazioni, a 6 mesi di distanza l’una dall’altra, per misurare l’angolo di parallasse della stella rispetto ad uno sfondo di stelle lontanissime, considerate fisse;
Magnitudine Apparente (m): luminosità di una stella misurata con fotometri fotoelettrici, varia con la lontana della stella, oltre che con la sua luminosità intrinseca;
Magnitudine Assoluta (M): luminosità che ogni stella mostrerebbe se fosse posta ad una distanza standard di 10 parsec dalla Terra, si ricava grazie a spettrometri che permettono di dividere le stelle in classi (stelle appartenenti alla stessa classe hanno in media la stessa magnitudine assoluta, quindi conoscendo la distanza di almeno una stella per ogni classe, dalla sua magnitudine apparente si può risalire a quella assoluta e applicarla a tutte le altre stelle della classe);
Stelle Doppie: sistema di due stelle che ruotano intorno a un baricentro comune in un piano tale che, viste dalla Terra, si eclissano a vicenda a intervalli regolari (binarie visibili, variabili a eclissi), esistono anche sistemi multipli con tre o più stelle;
Spettro: striscia formata da bende con tutti i colori dell’iride (rosso: λ maggiore, blu: λ minore) o da una serie di righe luminose, la cui posizione e il cui numero dipendono dalla natura chimica della sorgente luminosa e dalla sua temperatura (rosso: T minore, blu: T maggiore), e ha permesso anche di constatare, tramite l’effetto Doppler, che tutte le stelle si stanno allontanando (gli spettri tendono tutti verso il rosso).
Evoluzione dei corpi celesti
Diagramma H-R: diagramma in cui si possono collocare le stelle, che ha come ascissa la loro temperatura in °K (da cui dipendono colore e classe spettrale) e in ordinata la loro luminosità (posto il Sole=1), le stelle non si distribuiscono a caso, ma si raccolgono in grandissima parte lungo una fascia che attraversa diagonalmente i diagramma, la sequenza principale (da quelle blu più calde e con massa maggiore, a quelle rosse meno calde e di massa minore), mentre troviamo in alto a destra le giganti e le supergiganti rosse (T minore, lum. maggiore), e in basso a sinistra le nane bianche (T maggiore, lum. minore).
Equilibrio Meccanico: le stelle nella sequenza principale non si espandono né si contraggono, grazie all’equilibrio creato dalla forza di gravità dei gas che spinge verso l’interno e la loro pressione che spinge verso l’esterno, nel nucleo avvengono reazioni termonucleari che trasformano l’idrogeno in elio, quando finisce l’idrogeno l’equilibrio cessa e la stella collassa, cioè si contrae su sé stessa.
Nebulosa: ammassi di materia interstellare in cui si originano le stelle;
Globuli di Bok: addensamenti di grandi quantità di polveri e gas (soprattutto idrogeno) all’interno delle nebulose, che tramite l’attrazione gravitazionale e la conseguente energia cinetica danno il via a processi di aggregazione formando una protostella, la temperatura del nucleo aumenta fino a raggiungere i 15 milioni °K innescando la fusione termonucleare, la nuova stella si stabilizza ed entra nel diagramma H-R a seconda della sua massa, se non si raggiunge la temperatura a causa dell’insufficienza della massa iniziale il corpo celeste non si accende e rimane una nana bruna, una “stella mancata”;
Gigante Rossa: quando finisce l’idrogeno la stella si contrae, aumenta la temperatura (fino a 100 milioni °K) e innesca nuove reazioni che trasformano l’elio in carbonio, la stella si riespande enormemente e la superficie si dilata e si raffredda, raggiungendo un nuovo equilibrio (prima di raggiungere l’equilibrio la stella potrebbe espandersi e contrarsi più volte, apparendo come una variabile), quando anche l’elio finisce la stella ricomincia a contrarsi;
Massa iniziale minore di quella del Sole: la stella si contrae fino a raggiungere le dimensioni della Terra, la densità è elevatissima e la materia degenera, si crea una Nana Bianca, con un elevata temperatura, ma che essendo priva di una fonte di energia nucleare si raffredda lentamente fino a diventare una Nana Bruna;
Massa iniziale come quella del Sole o poco maggiore: la stella espelle gli strati più esterni, creando delle Nebulose Planetarie intorno al nucleo che si riscalda ulteriormente, dopo alcune migliaia di anni l’idrogeno residuo si esaurisce, la nebulosa scompare e il nucleo diventa una Nana Bianca, ma se è rimasta abbastanza massa si innescano delle esplosioni interstellari che creano una Nova;
Massa iniziale almeno 10 volte quella del Sole: la temperatura della stella arriva a miliardi di gradi, innescando altre reazioni termonucleari che formano un nucleo di ferro circondato da gusci concentrici, creando una Supernova, si libera un enorme quantità di energia che provoca un’immane esplosione che disperde gran parte della supernova nello spazio, la massa rimanente raggiunge una densità stratosferica, innescando nuove reazioni, i protoni si fondono con gli elettroni formano neutroni, creando una Pulsar (o Stella di Neutroni), concentrata in un corpo 20 o 30 km di diametro;
Massa iniziale qualche decina di volte quella del Sole: dopo la fase di Supernova il collasso prosegue, la densità è talmente elevata che viene a formarsi un corpo sempre più piccolo (una decina di kilometri) circondato da un campo gravitazionale immenso, tale da attirare a sé e far scomparire qualsiasi particella, compresa la luce, prendendo così il nome di Buco Nero.
Atomi Riciclati: quando una esplodono una Supernova, una Nova o si disperdono le nebulose planetarie, i loro elementi, compresi quelli pesanti, vengono lanciati nello Spazio e finiscono quindi per mescolarsi alla materia interstellare, che può poi concentrarsi nelle nebulose e formare nuove stelle, che presentano quindi anche elementi più pesanti che non potrebbero formarsi con le normali reazioni termonucleari.
Prove del Big Bang: grazie all’analisi spettrografica delle stelle si è riscontrato che si stanno tutte allontanando tra di loro (effetto Doppler), quindi l’Universo è in espansione, probabilmente a causa della forza residua dell’onda d’urto prodotta dalla grande esplosione (forse 15 miliardi di anni fa) dell’atomo primordiale, un altro residuo del Big Bang è la Radiazione Fossile, cioè un’onda elettromagnetica presente in tutto l’Universo, della temperatura di 3°K, riscontrata grazie a rilevamenti con radiotelescopi.
Sistema Solare
Sole: stella di 5 miliardi di anni con raggio medio di circa 700 000 km che ruota intorno al proprio asse con velocità minore ai poli e crescente verso l’equatore (25 giorni all’equatore, più di 30 ai poli), al suo interno vi è il Nucleo, con una temperatura pari a 15 milioni °K e un raggio di circa 150 000 km, dove avvengono le reazioni termonucleari, circondato da una Zona Radiativa, formata da gas e larga circa 450 000 km, dove l’energia si trasmette per irraggiamento; a 10 000 km vi è la Zona Convettiva, dove i gas hanno meno pressione e sono più liberi, quindi qui l’energia si trasmette per convezione (spostamento ciclico di materia attivato da una differenza di temperatura); sulla superficie la Fotosfera è l’involucro luminoso attorno alla zona convettiva che irradia quasi tutta la luce solare, è larga circa 400-500 km e ha una temperatura di 5785 °K, non è liscia, ma presenta un fondo meno chiaro e una struttura a granuli brillanti (la granulazione), che costituiscono la fine dei movimenti convettivi sottostanti; è anche costellata da macchie solari, cioè piccole aree depresse, con un centro più scuro (ombra) circondato da una fascia più chiara (penombra), relativamente più fredde rispetto alla fotosfera; la fotosfera è avvolta da un involucro trasparente di gas incandescenti largo circa 10 000 km e con una temperatura di 10 000 °K, la Cromosfera, che è cosparsa di numerose punte luminose (le spicole) che sono prolungamenti dei moti dei granuli della fotosfera ed è visibile solo durante un’eclissi totale (alone roseo); la Corona è la parte più esterna, ha una temperatura di 40 000 °K ed è formata da gas ionizzati (cioè con atomi carichi elettricamente) sempre più rarefatti; nella parte più estrema della corona le particelle ionizzate riescono a sfuggire alla forza di gravità del Sole e si disperdono nello Spazio creando il Vento Solare;
Protuberanze: grandi nubi di idrogeno che si innalzano dalla cromosfera e penetrano nella corona, simili a immense fiammate, con una temperatura tra i 15 000 e i 25 000 °K, provocano, insieme alla comparsa delle macchie solari, radiazioni ondulatorie;
Brillamenti (flares): violentissime esplosioni di energia associate a potenti scariche elettriche, compaiono ogni tanto vicino a grandi gruppi di macchie, nel corso di queste esplosioni la temperatura può raggiungere parecchi milioni di gradi e si libera un enorme quantità di energia, provocando radiazioni corpuscolari (flussi di particelle atomiche).
Copernico: elaborò il sistema eliocentrico (contro quello geocentrico di Tolomeo) e sostenne che i pianeti ruotano attorno al Sole secondo orbite circolari;
Keplero: capì che i pianeti percorrono orbite ellittiche, di cui il sole è uno dei fuochi (ellisse = curva chiusa in cui per ogni punto la somma delle distanze dai due fuochi è costante), elaborò le tre leggi sul movimento dei pianeti:
I: i pianeti descrivono orbite ellittiche, quasi complanari, aventi tutte un fuoco comune in cui si trova il Sole (la rivoluzione intorno al Sole è antioraria vista dal polo nord celeste);
II: il raggio che unisce il centro del Sole al centro di un pianeta (raggio vettore) descrive superfici con aree uguali in intervalli di tempo uguali (un pianeta è più veloce quando è più vicino al Sole, in Perielio, mentre è più lento quando è più lontano, in Afelio);
III: i quadrati dei tempi che i pianeti impiegano a percorrere le loro orbite (periodi di rivoluzione, in anni) sono proporzionali ai cubi delle loro distanze medie (in U.A.) dal Sole (la velocità di un pianeta diminuisce all’aumentare della sua lontananza dal Sole);
Newton: intuì l’esistenza di una forza di attrazione tra i corpi ed elaborò la Legge di Gravitazione Universale (due corpi si attraggono in modo direttamente proporzionale alla loro massa e in ragione inversa al quadrato della loro distanza, F = G0 (M1 ∙ m2)/r2).
Pianeti Terrestri: Mercurio, Venere, Terra e Marte, massa molto minore, densità di 5 volte superiore a quella dell’acqua, formati da rocce e metalli, atmosfere tenui o assenti, minore forza di gravità, pochi o nessun satellite;
Pianeti Gioviani (o Solari): Giove, Saturno, Urano e Nettuno, massa molto maggiore, densità di 1,5 volte o meno superiore a quella dell’acqua, formati in prevalenza da idrogeno ed elio, con quantità variabili di ghiacci, assieme a una certa quantità di materiale roccioso, atmosfere dense (idrogeno ed elio), maggiore forza di gravità, numerosi satelliti.
Asteroidi: (o pianetini, o planetoidi) corpi formati dallo stesso materiale da cui si è formato il Sistema Solare, di cui hanno conservato la composizione originale, sono localizzati in gran parte tra Marte e Giove, dove formano la Fascia degli Asteroidi, alcuni si avvicinano alla Terra o la intersecano, le dimensioni vanno da decine a centinaia di km, la superficie nei maggiori presenta numerosi crateri da impatto, si pensa abbiano avuto un’origine “planetesimale”, cioè per graduale aggregazione di corpi minori (come i pianeti), che è stata interrotta dalla forza di gravità di Giove;
Meteoridi: frammenti di materiale extraterrestre la cui orbita interseca quella terrestre, per cui vengono attratti e cadono sul nostro pianeta, consumandosi nell’atmosfera (meteore) o arrivando fino al suolo (meteoriti):
Meteore: (o stelle cadenti) scie luminose create dai piccoli corpi che, attratti dalla Terra, mentre attraversano l’atmosfera, si incendiano ed evaporano;
Meteoriti: corpi abbastanza grandi da non venire interamente consumati dall’attrito con l’atmosfera terrestre, riuscendo così a raggiungere il suolo, si ritiene che la maggior parte di esse provenga dalla fascia degli asteroidi, dove violente collisioni disperdono numerosi frammenti nello Spazio, in base alla composizione si dividono in tre gruppi:
Lititi: simili a rocce, si dividono in: Condriti, che contengono delle piccole sferette vetrose (le condrule) derivate dal rapido raffreddamento di gocce fuse dei materiali della nebulosa da cui è nato il Sistema Solare, rimasti immutati; le Rocce Magmatiche, simili a quelle terrestri, formate dal raffreddamento di materiale che aveva subito una totale fusione, in gran parte frammenti di un asteroide o un corpo maggiore (Luna, Marte);
Sideriti: metalliche, principalmente ferro e nichel, probabilmente frammenti del nucleo metallico di piccoli asteroidi completamente frantumati da qualche collisione;
Sideroliti: miscuglio in varie proporzioni di materiale roccioso e metallico.
Comete: corpi formati da gas congelati misti a polveri di rocce e metalli che si muovono lungo orbite molto allungate (oltre Plutone), avvicinandosi al Sole, le radiazioni fanno sublimare i gas congelati che trascinano con sé le polveri, creando una alone rarefatto e luminoso (la Chioma, grande quasi quanto Giove) attorno ad un Nucleo ghiacciato di alcuni kilometri, spesso si sviluppano anche due Code,una si estende per milioni di kilometri in senso opposto alla direzione del Sole, creata dal pulviscolo spinto dalla luce solare, l’altra formata da gas ionizzati trascinati via dal campo magnetico solare; ad ogni passaggio vicino la Sole le comete perdono una parte della loro massa, finché non si esauriscono;
Nube di Oort: dall’analisi delle orbite di comete a lungo periodo (oltre 200 anni) si è ipotizzato che esse vadano a formare un alone sferico intorno al Sistema Solare, che si estende per 15 000 miliardi di kilometri;
Fascia di Kuiper: parte più interna della Nube di Oort dalla quale si crede provengano le comete a breve periodo (meno di 200 anni) e dove orbitano anche alcuni asteroidi;
Forma della Terra
Orizzonte Sensibile: linea circolare che limita l’area che riusciamo ad abbracciare con lo sguardo, lungo la quale la volta celeste si congiunge col suolo, su questa base in antichità si pensava che la Terra fosse piatta;
Curvatura della Superficie Terrestre: l’orizzonte va aumentando di diametro con il crescere dell’altitudine del punto d’osservazione, se ci si sposta lungo un meridiano terrestre si nota che l’altezza delle stelle sull’orizzonte varia, la Terra è curva e convessa;
Sfericità della Terra: comparsa o scomparsa graduale di un oggetto all’orizzonte, la gravità che agisce approssimativamente secondo i raggi di una sfera, viaggi di circumnavigazione, analogia con gli altri pianeti, ombra a contorno sempre circolare che la Terra proietta sulla Luna durante le eclissi (ormai solo di valore storico), fotografie dalle sonde spaziali;
Forma ellissoidale della Terra: la Terra non è omogenea ed è dotata di un veloce moto di rotazione attorno al proprio asse, da cui deriva una forza centrifuga che ha prodotto nel pianeta una progressiva deformazione, deprimendola ai poli e rigonfiandola lungo l’equatore, creando un ellissoide di rotazione (o sferoide), cioè un solido che si ottiene idealmente facendo ruotare un’ellisse attorno al suo asse minore, identificato con la distanza tra i due poli (asse polare), mentre l’asse maggiore (asse equatoriale) coincide con il diametro dell’equatore;
Geoide: valori diversi della forza di gravità (all’aumentare della latitudine aumenta la forza di gravità) nei diversi tratti, quindi i vari punti della superficie terrestre si trovano a diversa distanza dal centro, quindi si è pensato di identificare la forma del pianeta con un solido la cui superficie è perpendicolare in ogni suo punto alla direzione del filo a piombo, la superficie del geoide è una superficie equipotenziale, teoricamente è la figura che la Terra assumerebbe se il livello medio del mare si estendesse completamente anche dove si trovano le terre emerse, se la Terra fosse formata da materiali perfettamente omogenei l’ellissoide e il geoide dovrebbero coincidere.
Dimensioni della Terra
Misura della circonferenza: se si considera la Terra come una sfera perfetta, basta misurare la lunghezza di un qualsiasi arco di meridiano (circolo massimo passante per i poli) e determinare l’ampiezza dell’angolo al centro ad esso corrispondente, per risalire, mediante una proporzione, alla lunghezza dell’intera circonferenza, da questa si possono poi ricavare le altre dimensioni (raggio, area, volume) della sfera terrestre;
Eratostene di Cirene: riteneva che Alessandria d’Egitto e Siene fossero situate sullo stesso meridiano, sapeva che la loro distanza era di 5000 stadi egiziani e che a mezzogiorno del 21 giugno a Siene i corpi non producevano ombra, cioè i raggi del Sole erano perpendicolari alla città, così misurò con una scafe (emisfera cava graduata, con infisso al centro uno stilo) l’angolo che i raggi del Sole formavano con la verticale, in quello stesso istante, ad Alessandria, che risultò pari a 1/50 della misura angolare di un intera circonferenza, poiché i raggi del Sole si possono considerare paralleli data la sua enorme lontananza dalla Terra, questo angolo doveva essere uguale a quello che la verticale di Siene faceva, al centro della Terra, con quella di Alessandria, quindi moltiplicando per 50 il valore lineare dell’arco corrispondente (cioè i 5000 stadi), ottenne per la circonferenza terrestre la lunghezza di 250 000 stadi, che dovrebbero corrispondere a 39 375 km (in realtà è di circa 40 000 km);
Metro: quarantamilionesima parte del meridiano terrestre, campione di platino e iridio.
Reticolato Geografico
Equatore: piano perpendicolare all’asse terrestre e passante per il centro della Terra, che la divide negli emisferi Boreale (o Settentrionale) e Australe (o Meridionale), circonferenza massima equidistante dai poli;
Paralleli: intersezioni tra la superficie terrestre e altri piani perpendicolari all’asse, ma non passanti per il centro, quindi paralleli all’equatore, i paralleli di grado (tracciati a distanza di un grado l’uno dall’altro) sono 180, anche se i poli si riducono a un punto;
Meridiani: piani contenenti l’asse, perpendicolari al piano equatoriale, tutti circoli massimi uguali fra loro e passanti per i poli, comunemente si considerano meridiani geografici le semicirconferenze comprese tra un polo e l’altro, ognuno con il proprio antimeridiano, i meridiani di grado sono quindi 360 in tutto;
Reticolato Geografico: rete di meridiani e paralleli le cui maglie sono costituite da trapezi sferici (triangoli ai poli), consente di determinare la posizione assoluta di un punto sulla superficie della Terra;
Latitudine: distanza angolare di un punto dall’equatore, corrisponde all’ampiezza dell’angolo al centro della Terra che sottende l’arco di meridiano congiungente il punto considerato con l’equatore, da 0° (all’equatore) a 90° (ai poli) Nord o Sud;
Longitudine: distanza angolare di un punto da un determinato meridiano, misurata sull’arco di parallelo che passa per quel punto, come meridiano di riferimento si usa generalmente quello che passa per l’Osservatorio astronomico di Greenwich (Londra), da 0° (nel meridiano iniziale) a 180° (nel suo antimeridiano) Est o Ovest;
Movimenti della Terra
Moto di Rotazione: la Terra ruota intorno al proprio asse da Ovest verso Est (in 23h 56’ 4’’, giorno sidereo), la velocità angolare di rotazione è identica a tutte le latitudini, tranne nei poli dove è nulla, la velocità lineare (la distanza percorsa da un punto nell’unità di tempo) invece è massima all’equatore e va diminuendo verso i poli dove diventa nulla, con il diminuire della velocità lineare diminuisce anche la forza centrifuga mentre aumenta la forza di gravità;
Moto di Rivoluzione: la Terra, con gli altri pianeti del Sistema Solare, descrive un’orbita ellittica intorno al Sole in senso antiorario, in realtà il sistema Terra-Sole si muove intorno a un baricentro comune, cioè attorno al punto che divide la congiungente i due corpi in due parti inversamente proporzionali alle loro masse, dato che la massa del Sole è molto maggiore di quella della Terra, il baricentro si trova tanto vicino al Sole da potersi ritenere coincidente con esso.
Prove della rotazione terrestre: apparente spostamento diurno dei corpi celesti da Est a Ovest, analogia con gli altri pianeti (tutti quanti mostrano un evidente moto rotatorio assiale), osservazione della caduta libera dei corpi, pendolo di Focault, variazione dell’accelerazione di gravità con la latitudine (effetto dello schiacciamento polare della Terra e conseguenza della forza centrifuga dovuta alla rotazione), schiacciamento polare (non avrebbe potuto prodursi in una terra immobile), spostamento della direzione dei corpi in moto sulla superficie terrestre;
Guglielmini: un grave che viene lasciato cadere da un punto elevato (torre) sulla superficie terrestre devia dalla verticale del punto di partenza e giunge sul suolo spostato verso Est, il corpo che si trova sulla torre assume la stessa velocità lineare del punto di partenza e la mantiene per inerzia anche durante la caduta, avrà quindi una maggiore velocità lineare rispetto al punto di arrivo perciò ruoterà di più e cadrà più avanti, spostato verso Est;
Focault: sospese alla cupola del Panthéon un pendolo costituito da un filo molto lungo a cui era sospesa una sfera sufficientemente pesante (perché le oscillazioni potessero continuare per alcune ore) con attaccata un’asticina che sfiorava un gran disco sul pavimento sul quale era stata cosparsa della sabbia, dai segni che l’asticina lasciava su di essa,si osservò che il piano delle oscillazioni pendolari girava poco a poco in senso orario, poiché le leggi della fisica dimostrano che il piano di oscillazione di un pendolo che possa oscillare liberamente, in realtà rimane fisso nello spazio, si potè dedurre che l’apparente rotazione del piano era dovuta a un movimento effettivo del pavimento in senso contrario, cioè alla rotazione terrestre, se il pendolo venisse collocato al polo il suo asse di sospensione coinciderebbe con l’asse terrestre quindi il piano di oscillazione compirebbe un intero giro in un giorno, all’equatore invece esso non si sposterebbe affatto;
Focault: sospese alla cupola del Panthéon un pendolo costituito da un filo molto lungo a cui era sospesa una sfera sufficientemente pesante (perché le oscillazioni potessero continuare per alcune ore) con attaccata un’asticina che sfiorava un gran disco sul pavimento sul quale era stata cosparsa della sabbia, dai segni che l’asticina lasciava su di essa,si osservò che il piano delle oscillazioni pendolari girava poco a poco in senso orario, poiché le leggi della fisica dimostrano che il piano di oscillazione di un pendolo che possa oscillare liberamente, in realtà rimane fisso nello spazio, si potè dedurre che l’apparente rotazione del piano era dovuta a un movimento effettivo del pavimento in senso contrario, cioè alla rotazione terrestre, se il pendolo venisse collocato al polo il suo asse di sospensione coinciderebbe con l’asse terrestre quindi il piano di oscillazione compirebbe un intero giro in un giorno, all’equatore invece esso non si sposterebbe affatto;
Legge di Ferrel: a causa della rotazione terrestre, un corpo qualsiasi che si muova liberamente sulla Terra viene deviato dalla sua direzione iniziale verso destra se si trova nell’emisfero boreale e verso sinistra se si trova nell’emisfero australe, un corpo in moto tende, per inerzia a conservare la velocità lineare di rotazione che aveva nel punto di partenza, se si sposta verso i poli andrà verso punti che hanno velocità minori e quindi sarà in anticipo, se invece il corpo si muove verso l’equatore andrà verso punti che hanno velocità maggiori e quindi sarà in ritardo;
Forza di Coriolis: forza deviante che causa lo spostamento della direzione dei corpi in moto sulla superficie terrestre, questo spostamento è soltanto relativo perché ciò che realmente si sposta è la terra stessa, quindi è una forza apparente, a tale deviazione sono sottoposte anche le masse d’acqua degli oceani (correnti marine) e le masse d’aria nell’atmosfera (venti).
Onde elettromagnetiche
La produzione delle onde elettromagnetiche
Maxwell calcolò che una delle conseguenze della sua formulazione delle quattro leggi, che collegavano il campo elettrico a quello magnetico, era che questi campi, agendo insieme, potessero produrre un’onda elettromagnetica che viaggiava alla velocità della luce. Per questo egli suggerì che la luce fosse in effetti un’onda elettromagnetica.
Il primo esperimento di produzione e osservazione di onde elettromagnetiche fu eseguito dal fisico tedesco Heinrich Hertz, che utilizzò un semplice circuito per generare una corrente alternata e trovò che si poteva trasferire energia da questo circuito ad un altro simile lontano alcuni metri. Il trasferimento di energia evidenziava i fenomeni tipici delle onde: la riflessione (l’onda viene rimbalzata all’indietro), la rifrazione (l’onda viene deviata), l’interferenza (due onde si sovrappongono), la diffrazione (l’onda si divide in percorsi diversi) e la polarizzazione. Egli riuscì inoltre a dimostrare che la velocità di propagazione di queste onde era approssimativamente uguale alla velocità della luce, come aveva previsto Maxwell.
Guglielmo Marconi intuì poi che le onde potevano essere utilizzate per le comunicazioni, eliminando i fili necessari per il telegrafo (1896).
Le onde elettromagnetiche sono dunque campi elettrici e magnetici oscillanti che si propagano. I due campi (E e B) sono perpendicolari in ogni istante e sono anche in fase (quando l’intensità di E è massima, lo è anche quella di B). Essi inoltre sono perpendicolari anche alla direzione di propagazione, quindi le onde elettromagnetiche sono onde trasversali. Il verso di propagazione è dato da un’altra regola della mano destra: se puntiamo le dita della mano destra nella direzione e nel verso di E e le ruotiamo verso B, il pollice punterà nella direzione e nel verso di propagazione.
Oltre alle antenne e ai circuiti elettrici, anche cariche elettriche accelerate irraggiano onde elettromagnetiche, qualunque sia la causa dell’accelerazione. L’intensità delle onde elettromagnetiche prodotte dipende dalla direzione dell’accelerazione rispetto all’osservatore (la radiazione elettromagnetica è massima quando le cariche accelerano perpendicolarmente alla direzione di osservazione; non si osserva alcuna radiazione se le cariche accelerano lungo la direzione di osservazione).
La propragazione delle onde elettromagnetiche
Un’onda “meccanica” (onda sonora, sismica…) ha bisogno di un mezzo per propagarsi. Le onde elettromagnetiche, come la luce, possono invece propagarsi anche attraverso il vuoto, viaggiando con la massima velocità che qualsiasi forma di energia può avere.
La velocità della luce
Tale velocità è uguale per tutte, è chiamata “velocità della luce nel vuoto” ed è indicata con c, il cui valore approssimato è: c = 3,00 · 108 m/s.
Nell’aria la velocità della luce è leggermente minore di quella nel vuoto e in un mezzo otticamente più denso (vetro o acqua) tale velocità si riduce circa ai due terzi di quella nel vuoto.
Essendo così elevata, il valore preciso della velocità della luce è stato difficile da determinare.
Il primo tentativo scientifico di misurare tale velocità fu eseguito da Galileo, con due lanterne. Provò a misurare quanto tempo passava prima di vedere la luce della lanterna del suo assistente, posto a grande distanza, che avrebbe dovuto aprirla dopo aver visto la luce della lanterna di Galileo. Poiché non riuscì ad osservare alcun intervallo di tempo percettibile egli concluse solo che tale velocità doveva essere in effetti molto grande.
La prima misura della velocità della luce in laboratorio fu eseguita dallo scienziato francese Armand Fizeau, utilizzando uno specchio e una ruota dentata rotante. La luce, passando attraverso una tacca della ruota dentata, viaggia verso lo specchio, posto a grande distanza, viene riflessa e, se la velocità di rotazione della ruota è regolata in modo giusto, passa attraverso la tacca successiva della ruota. Misurando la velocità di rotazione della ruota e la sua distanza dallo specchio, Fizeau riuscì ad ottenere un valore della velocità della luce di 3,13 · 108 m/s.
In realtà, per definizione, la velocità della luce nel vuoto è: c = 299.792.458 m/s.
La descrizione teorica di Maxwell delle onde elettromagnetiche gli permise di ottenere una semplice espressione di c in funzione di grandezze fisiche già note. Egli trovò che c può essere scritta: c = 1/√(ε0μ0).
ε0 = 8,85 · 10-12 C2/(n · m2) = costante dielettrica del vuoto, determina l’intensità del campo elettrico di una carica puntiforme.
μ0 = 4π · 10-7 T · m/A = permeabilità magnetica del vuoto, determina l’intensità del campo magnetico di una carica puntiforme.
In tal modo si riafferma la simmetria tra campo elettrico e magnetico nelle onde elettromagnetiche. Sostituendo i valori di ε0 e μ0 troviamo di nuovo che c = 3,00 · 108 m/s.
L’effetto Doppler
Come per le onde sonore, anche per le onde elettromagnetiche si verifica l’effetto Doppler.
La differenza sta nel fatto che mentre la luce si propaga anche attraverso il vuoto, le onde sonore hanno bisogno di un mezzo attraverso cui viaggiare e per esse l’effetto Doppler dipende dal fatto che il mezzo, cioè l’aria, si muova o sia fermo. Per le onde elettromagnetiche non c’è questa dipendenza. Un'altra differenza è che la velocità del suono può essere differente per osservatori diversi. Al contrario, la velocità delle onde elettromagnetiche è indipendente dal moto della sorgente e dell’osservatore. Quindi c’è soltanto un effetto Doppler per le onde elettromagnetiche e dipende solo dalla velocità relativa fra l’osservatore e la sorgente. Se la sorgente si muove a velocità u, la frequenza f’ osservata da una sorgente con frequenza f è: f’ = f(1±u/c). In questa espressione, u è il modulo della velocità e quindi è sempre positivo. Il segno giusto davanti a u/c è scelto a seconda della situazione: + quando la sorgente si avvicina all’osservatore, - quando si allontana. Inoltre u è una velocità relativa tra la sorgente e l’osservatore ed entrambi possono essere in movimento.
Lo spettro elettromagnetico
La relazione tra la frequenza e la lunghezza d’onda, per qualsiasi onda che si propaga con velocità v, è v = fλ. Poiché tutte le onde elettromagnetiche nel vuoto hanno la stessa velocità c, segue che c = fλ. Perciò se la frequenza di un’onda elettromagnetica aumenta, la sua lunghezza d’onda diminuisce. La frequenza di un’onda elettromagnetica può assumere un qualsiasi valore positivo e l’intero intervallo delle frequenze è noto come spettro elettromagnetico. Ad alcuni intervalli dello spettro sono stati dati nomi particolari. La luce visibile occupa una banda relativamente stretta di frequenze da 4,29 · 1014 Hz a 7,5 · 1014 Hz.
Onde radio. Le onde elettromagnetiche di frequenza più bassa sono le onde radio e le onde televisive, nell’intervallo di frequenze tra 106 Hz e 109 Hz. Le onde di questo intervallo di frequenze possono essere prodotte in vari modi.
Microonde. Le radiazioni elettromagnetiche con frequenza da 109 Hz a 1012 Hz sono chiamate microonde. Esse, con lunghezza d’onda da circa 1 mm a 30 cm, sono le onde elettromagnetiche di frequenza più alta che si possono produrre mediante circuiti elettrici.
Infrarosso. Le onde elettromagnetiche con frequenza appena al di sotto della luce rossa, approssimativamente da 1012 Hz a 4,3 · 1014 Hz, sono note come raggi infrarossi. Essi sono spesso generati dalla rotazione e dalla vibrazione delle molecole. Quando un corpo assorbe raggi infrarossi, le sue molecole ruotano e vibrano più vigorosamente, comportando un aumento di temperatura. L’uomo non è in grado di vederli, ma alcuni animali hanno dei recettori appositi per captarli.
Luce visibile. La luce visibile è rappresentata da tutta la gamma di colori che si vedono nell’arcobaleno. Ciascuno dei differenti colori non è altro che un’onda elettromagnetica di una particolare frequenza. Le onde in questo intervallo di frequenze (da 4,3 · 1014 Hz a 7,5 · 1014 Hz) sono prodotte principalmente da elettroni che cambiano la loro posizione all’interno di un atomo.
Luce ultravioletta. Le onde elettromagnetiche che hanno una frequenza appena al di sopra della luce violetta, da circa 7,5 · 1014 Hz a 1017 Hz, sono chiamate ultraviolette o raggi UV. Sebbene questi raggi non siano visibili, spesso rivelano la loro presenza provocando l’abbronzatura della pelle dopo una leggera esposizione. Esposizioni più prolungate o intense ai raggi UV possono avere conseguenze nocive. Fortunatamente la maggior parte delle radiazioni UV proveniente dal Sole che raggiunge la Terra è assorbita nell’alta atmosfera dall’ozono (O3) e da altre molecole.
Raggi X
Aumentando ancora la frequenza delle onde elettromagnetiche, nell’intervallo fra circa 1017 Hz e 1020 Hz, troviamo la parte dello spettro conosciuta con il nome di raggi X. Quelli utilizzati in medicina sono generati dalla rapida decelerazione di elettroni ad alta velocità proiettati contro un bersaglio di metallo. Questi raggi piuttosto energici, che sono assorbiti solo debolmente dalla pelle e dai tessuti molli, attraversano il corpo abbastanza liberamente, tranne quando incontrano le ossa, i denti, o altri materiali relativamente densi. Però i raggi X possono creare un danno al tessuto umano, quindi è consigliato ridurre il più possibile le esposizioni.
Raggi gamma. Le onde elettromagnetiche con frequenze al di sopra di circa 1020 Hz sono generalmente chiamate raggi gamma (γ). Questi raggi, che sono ancora più energici dei raggi X, sono prodotti spesso quando neutroni e protoni si risistemano all’interno di un nucleo o quando una particella collide con la sua antiparticella e si annichilano l’un l’altra. I raggi gamma sono fortemente penetranti e distruttivi per le cellule viventi.
Flusso del campo magnetico e legge di Faraday
Forza elettromotrice indotta
Michael Faraday, un chimico e fisico inglese che era a conoscenza dei risultati di Oersted (che aveva scoperto che una corrente elettrica genera un campo magnetico), cercò di capire se un campo magnetico potesse produrre un campo elettrico. Egli ha utilizzato due circuiti elettrici; il primo, chiamato circuito primario, è formato da una batteria, un interruttore, una resistenza per variare la corrente e una bobina con molti avvolgimenti intorno ad una barretta di ferro. Chiudendo l’interruttore sul circuito primario, attraverso la bobina scorre una corrente che produce un intenso campo magnetico nella barretta di ferro. Anche il circuito secondario ha una bobina, che è avvolta anch’essa attorno alla barretta di ferro ed è collegata ad un amperometro, uno strumento che è in grado di rilevare il passaggio di corrente nel circuito. Non c’è alcun contatto fisico tra i due circuiti, ma la barretta di ferro assicura che il campo magnetico sentito dal circuito secondario sia praticamente lo stesso di quello prodotto dal primario.
Quando si chiude l’interruttore sul circuito primario inizia a passare la corrente e si crea il campo magnetico nella barretta, ma l’ago dell’amperometro si sposta solo di un piccolo tratto da una parte per poi tornare a zero. Finché la corrente nel circuito primario è mantenuta costante, l’amperometro nel secondario rimane sullo zero e non segnala quindi nessun passaggio di corrente. Se si apre l’interruttore nel circuito primario la corrente si interrompe e il campo magnetico ritorna a zero, l’amperometro del circuito secondario si sposta nella direzione opposta a quella di prima e ritorna subito a zero.
Da queste osservazioni si è dedotto che:
- La corrente nel circuito secondario è zero finché la corrente nel circuito primario è costante, e quindi è costante anche il campo magnetico nella barretta di ferro (sia zero che qualsiasi altro valore, basta che è costante);
- Quando il campo magnetico che attraversa il circuito secondario aumenta, in esso inizia a passare una corrente in un verso, quando il campo magnetico diminuisce, la corrente avrà verso opposto.
Siccome nel circuito secondario inizia a circolare corrente senza che ci sia alcun contatto tra i due circuiti, tale corrente viene detta “indotta”. E dato che la corrente indotta si comporta nello stesso modo di quella prodotta da una batteria con una forza elettromotrice, si dice che un campo magnetico variabile crea una “fem indotta” nel circuito secondario.
L’intensità della corrente indotta (e della fem indotta) è proporzionale alla rapidità con cui varia il campo magnetico: più rapidamente varia il campo magnetico, maggiore è la fem indotta.
Si ottiene lo stesso effetto alterando il campo magnetico in qualsiasi altro modo (ad esempio avvicinando e allontanando dalla bobina del circuito un magnete permanente).
Flusso del campo magnetico
Per quantificare la variazione del campo magnetico, si considera il flusso del campo magnetico, che rappresenta una misura del numero di linee del campo magnetico che attraversano una data superficie. Esso è dato dal prodotto del campo magnetico B con la superficie A e con il coseno dell’angolo σ formato dal campo magnetico e dalla normale alla superficie: Ф(B) = BA cosσ. Quando la superficie è perpendicolare al campo σ = 0, quindi l’equazione si riduce a Ф(B) = BA, invece quando la superficie è parallela al campo σ = 90° quindi si avrà Ф(B) = 0. L’unità di misura del flusso magnetico è il weber (Wb) = T ∙ m2
Utilizzando la legge di Gauss per il campo magnetico, il flusso si può esprimere anche nel seguente modo:
Ф(B) = ∫s B ∙ ň ∙ dS
Infatti il flusso magnetico dipende sia dall’intensità del campo magnetico sia dalla sua orientazione rispetto alla superficie data.
Legge di Faraday dell’induzione elettromagnetica
Con il suo esperimento quindi Faraday trovò che il circuito secondario rivelava una fem indotta solo quando il flusso del campo magnetico attraverso di essa variava nel tempo e che la fem indotta in una data bobina era proporzionale alla rapidità con la quale il flusso variava nel tempo: ∆Ф/∆t. Faraday trovò quindi che la fem indotta per una spira caratterizzata da un flusso magnetico è: ε = fem = - ∆Ф/∆t
Questa espressione è nota come “legge dell’induzione di Faraday”: il segno meno è dato dalla legge di Lenz ed indica che la fem indotta si oppone alla variazione del flusso magnetico.
Considerando una bobina di N avvolgimenti, ognuno con lo stesso flusso magnetico, basta moltiplicare per N: ε = fem = - N ∆Ф/∆t.
Faraday esaminò anche la circuitazione del campo elettrico lungo una linea chiusa. Sapendo che la fem è uguale anche al rapporto tra il lavoro per spostare una carica lungo un circuito (W = F ∙ L) e la carica stessa, si può scrivere: fem = ∑Fi ∙ ∆Li/∆Q = ∑Ei ∙ ∆L
Se il campo elettrico non è costante si può suddividere in segmenti infinitesimi ed esprimere la fem con un integrale: fem = ∫γE ∙ dL.
La legge dell’induzione di Faraday diventa quindi:
∫γE ∙ dL = - dФ(B)/dt
Si può quindi dire che: la circuitazione del campo elettrico lungo una linea chiusa γ è uguale alla variazione del flusso del campo magnetico B attraverso la superficie delimitata dalla linea γ, cambiata di segno.
Legge di Lenz
La legge di Lenz giustifica il segno meno che compare nell’espressione della legge dell’induzione di Faraday e dice che: una corrente indotta scorre sempre nel verso che si oppone alla variazione che l’ha causata.
La sintesi dell’elettromagnetismo: le equazioni di Maxwell
Il fisico scozzese J. C. Maxwell cercò di individuare le equazioni fondamentali che riassumevano le proprietà dei campi elettrici e magnetici ed analizzò in particolare le leggi di Gauss per il campo elettrico e magnetico, quella di Faraday e quella di Ampère, nel caso statico e nel vuoto:
Ф(E) = ∫s E ∙ dS = ∑Qi/ε0 Legge di Gauss per il campo elettrico
Γ(E) = ∫s E ∙ dL = 0 Legge di Faraday
Ф(B) = ∫γ B ∙ dS = 0 Legge di Gauss per il campo magnetico
Γ(B) = ∫γ B ∙ dL = µ0I Legge di Ampère
Egli si accorse che fra il campo elettrico e quello magnetico esisteva una certa simmetria; però l’ultima equazione, in certi casi particolari, poneva qualche problema, a seconda delle diverse superfici prese in considerazione.
Maxwell risolse il paradosso introducendo una nuova corrente, la “corrente di spostamento” Is = ε0 ∙ ∆Ф(E)/ ∆t
[dimostrazione: Ф(E) = E ∙ S = Q/ε0; ∆E ∙ S = ∆Q/ε0; (∆E ∙ S)/∆t = (∆Q/ε0)/∆t; (∆E ∙ S)/∆t = I/ ε0; ∆Ф(E)/ ∆t = I/ ε0; I = ε0 ∙ ∆Ф(E)/ ∆t].
Giunse così alla formulazione delle quattro equazioni fondamentali nel caso generale:
Ф(E) = ∫s E ∙ dS = ∑Qi/ε0 Legge di Gauss per il campo elettrico
Γ(E) = ∫s E ∙ dL = - ∆Ф(B)/∆t Legge di Faraday
Ф(B) = ∫γ B ∙ dS = 0 Legge di Gauss per il campo magnetico
Γ(B) = ∫γ B ∙ dL = µ0 (I + Is) = µ0 (I + ε0 ∙ ∆Ф(E)/ ∆t) Legge di Ampère
Una delle conseguenze della formulazione di Maxwell è la produzione di onde elettromagnetiche quando abbiamo corpi elettrici o magnetici che variano rapidamente nel tempo.
Magnetismo
Magnete: struttura che presenta due poli (Nord e Sud), che crea una modificazione dello spazio, cioè il campo magnetico. Due poli uguali si respingono con una forza uguale e contraria (terzo principio della dinamica), invece due poli opposti si attraggono. I poli di un magnete non possono essere separati (se si spezza una calamita i poli N e S si riformano nelle due metà).
Campo magnetico: effetto che un magnete ha sullo spazio che lo circonda; si indica con B e la sua unità di misura è T (tesla) = N/(A · m); il T è abbastanza grande per esprimere l’intensità di un campo magnetico, quindi si utilizza spesso il G (gauss) = 10-4 T.
Il campo ha linee di forza che vanno sempre dal polo nord al polo sud di un magnete. Esse continuano anche all’interno del magnete, sono sempre linee chiuse, non partono né finiscono in alcun punto. Vicino ai poli di un magnete il campo magnetico è più intenso, quindi le sue linee di forza saranno più dense, invece il campo si indebolisce allontanandosi dai poli in qualsiasi direzione, quindi diminuirà anche la densità delle linee. La direzione e il verso di un campo magnetico in un punto sono invece determinati dalla direzione e dal verso nei quali punta il polo nord dell’ago di una bussola in quel punto.
Geomagnetismo
La Terra produce quindi un suo campo magnetico. I suoi poli magnetici non sono però perfettamente allineati con l’asse di rotazione terrestre, ma sono inclinati di un angolo che varia lentamente con il tempo (attualmente deviano di circa 11,5°). Inoltre dato che il polo nord dell’ago magnetico di una bussola punta verso il polo nord geografico e poiché gli opposti si attraggono, è ovvio che il polo nord geografico della Terra è in realtà vicino al polo sud magnetico, e viceversa. Si ipotizza che la Terra sia un magnete perché nel nucleo sono presenti dei flussi ferro-magnetici, per la presenza di ferro e nichel fusi in movimento. Uno dei motivi di questa incertezza è lo strano comportamento del campo magnetico nel tempo, che ruota lentamente, tanto che si è scoperto che in realtà il campo ha ribaltato il suo verso molte volte. Questi antichi ribaltamenti hanno lasciato una traccia permanente nelle rocce marine, oggetto di studio di una nuova scienza geologica, il Paleomagnetismo, che appunto analizza i cambiamenti del magnetismo terrestre nel tempo.
Forza magnetica sulle cariche in moto
Affinché un campo magnetico B possa esercitare una forza magnetica F su una particella, questa deve possedere una carica q ed essere in movimento ad una velocità v:
F = qv ^ B
Intensità (modulo): F = q · v · B · sen α con α = angolo compreso tra i vettori v e B
La forza si annulla se la particella si muove nella stessa direzione del campo (α=0° --> sen α=0). Abbiamo invece il massimo della forza quando la particella si muove perpendicolarmente rispetto al campo (α=90° --> sen α=1).
Direzione: ponendo i vettori B e C su uno stesso piano, il vettore prodotto è quello perpendicolare a B e C e quindi al piano.
Verso: regola della mano destra: per una carica positiva, se da destra c’è prima v e poi B la forza è uscente ( · ), altrimenti è entrante ( x ). Con una carica negativa è il contrario.
Moto di particelle cariche in un campo magnetico
Confronto tra forze elettriche e magnetiche:
- Forza elettrica --> modulo: F = q · E; direzione: quella di E; verso: quello di E · quello di q.
- Forza magnetica --> modulo: F = q · v · B · sen α; direzione: perpendicolare a v e B; verso: regola della mano destra.
- Le linee di forza elettriche vanno dal + al -, quelle magnetiche vanno dal N al S.
- Nel primo caso si può avere una sola carica, nel secondo caso N e S possono esistere solo insieme.
- In un campo elettrico uniforme, che punta verso il basso, una particella carica positivamente che si muove orizzontalmente risente di una forza costante verso il basso, quindi inizia ad accelerare verso il basso e segue un cammino parabolico (m.r.u. + m.u.a.).
- la stessa particella in un campo magnetico uniforme, sempre rivolto verso il basso, risente di una forza orizzontale, perpendicolare al suo moto, che punta verso l’interno; essa comincia quindi a seguire un cammino orizzontale verso l’interno, che diventa circolare.
- Un campo elettrico può compiere lavoro su una particella carica, facendo aumentare la sua velocità; mentre il lavoro compiuto dalla forza magnetica è sempre nullo (L = F · cos α; F â”´ s --> α = 90° --> cos α = 0), quindi la velocità della particella rimane costante.
Moto rettilineo uniforme: se v è parallelo a B la forza magnetica è nulla, quindi l’accelerazione della particella è zero e la sua velocità rimane costante; si ha perciò un moto rettilineo uniforme che ha per traiettoria una linea retta lungo le linee del campo magnetico.
Moto circolare: se v è perpendicolare a B la forza magnetica è massima e punta verso l’interno; in ogni punto del cammino della particella la forza è perpendicolare a v e punta sempre verso un centro comune; si ha perciò un moto circolare uniforme (m.c.u.). In esso l’accelerazione è verso il centro della circonferenza, quindi per ottenerlo è necessaria una forza centripeta, data in questo caso dalla forza magnetica. L’accelerazione centripeta di una particella di massa m che si muove su una circonferenza di raggio r con velocità v è: aCP = v2/r; ponendo (m · aCP) uguale all’intensità della forza magnetica otteniamo che (m · v2)/r = q · v · B) e ricaviamo il raggio dell’orbita circolare, che è r = (m · v)/(q · B); quindi maggiori sono la massa e la velocità della particella, più grande sarà la circonferenza; al contrario, più intensi sono il campo magnetico e la carica, più piccola sarà la circonferenza.
Moto a elica: se v è inclinata di un certo angolo rispetto a B, si scomporrà v nelle sue due componenti, una parallela a B e una perpendicolare. La componente parallela non risente di alcuna forza e quindi rimane costante nel tempo, mentre quella perpendicolare determina un moto circolare. Combinando i due moti la particella seguirà un percorso a elica. L’asse di questo moto elicoidale seguirà la direzione di B.
La forza magnetica esercitata su un filo percorso da corrente
Una particella carica che si muove in un campo magnetico risente di una forza sia che essa viaggi nel vuoto sia in un filo percorso da corrente. Perciò un filo percorso da una corrente risentirà di una forza, che è semplicemente la risultante delle forze risentite dalle singole cariche in movimento che costituiscono la corrente. Consideriamo un segmento di filo rettilineo di lunghezza L, con una corrente I che scorre da sinistra a destra: è presente anche un campo magnetico B che forma un angolo α con il filo. Se le cariche si muovono nel filo con una velocità v il tempo necessario perché esse si spostino da un estremo all’altro del filo è ∆t = L/v. La quantità di carica che passa nel filo in questo tempo è q = I∆t = IL/v. La forza esercitata sul filo quindi è F = qvB sen α = ILB sen α. Abbiamo la forza massima quando la corrente è perpendicolare al campo magnetico (α = 90°), invece la forza è nulla se la corrente è nella stessa direzione di B (α = 0). La direzione e il verso della forza magnetica sono dati sempre dalla regola della mano destra. La corrente in realtà è causata dagli elettroni carichi negativamente che scorrono nel verso opposto rispetto alla corrente. La forza magnetica su queste particelle è la stessa forza su particelle cariche positivamente che si muovono nel verso di I.
Spire di corrente e momento torcente magnetico
Spira rettangolare: consideriamo un circuito rettangolare (spira) di altezza h e larghezza w nel quale scorre una corrente I. La spira è posta in un campo magnetico uniforme B parallelo al piano della spira. I segmenti orizzontali del circuito non risentono di alcuna forza essendo paralleli al campo. I segmenti verticali invece sono perpendicolari a B e risentono di una forza di intensità F = IhB. Una di queste forze è verso l’interno, l’altra è verso l’esterno. Le forze sui segmenti verticali sono di uguale intensità e direzione ma di verso opposto. Se immaginiamo un asse di rotazione passante per il centro della spira, le forze esercitano un movimento torcente che tende a ruotare la spira in senso orario. L’intensità di questo momento, per ciascun segmento verticale, è data dal prodotto della forza (F = IhB) per il braccio (w/2). Tenendo presente che i due segmenti esercitano un momento nello stesso verso, otteniamo che il momento totale è la somma dei momenti prodotti da ciascun segmento: T = (IhB)(w/2) + (IhB)(w/2) = IB(hw). Osservando che l’area della spira rettangolare è A = hw otteniamo che T = IAB. Quando la spira inizia a ruotare le forze hanno ancora la stessa intensità IhB, ma il braccio è (w/2) sen α. Perciò per un angolo generico il momento deve includere anche il fattore sen α: T = IAB sen α. α è l’angolo fra il piano della spira e la forza esercitata su ciascun lato di essa, o anche l’angolo fra la normale alla spira e il campo magnetico. Quando α = 0 il momento si annulla perché il braccio diventa 0, perciò non c’è momento quando il campo magnetico è perpendicolare al piano della spira.
Spire in generale: la stessa relazione T = IBA sen α vale per qualsiasi spira piana, indipendentemente dalla sua forma. Il momento prodotto da una spira con N avvolgimenti è: T = NIAB sen α. Il prodotto NIA è detto momento torcente magnetico della spira, o momento magnetico, la sua unità di misura è A ∙ m2.
Applicazioni del momento magnetico: il momento torcente esercitato da un campo magnetico trova numerose applicazioni. Ad esempio può essere utilizzato per alimentare un motore. Una corrente elettrica che passa attraverso le spire di un motore provoca un momento torcente che fa ruotare l’asse del motore.
Correnti elettriche, campi magnetici e legge di Ampère
Le correnti elettriche possono creare dei campi magnetici.
La legge di Ampère: la legge di Ampère regola il campo magnetico lungo un cammino chiuso alla corrente elettrica concatenata con questo cammino. Consideriamo dei fili percorsi da corrente concatenati con il cammino chiuso P, che possiamo suddividere in tanti piccoli segmenti rettilinei di lunghezza ∆L. per ciascuno di questi segmenti possiamo scomporre il campo magnetico in una componete parallela al segmento, B||, e in una componente perpendicolare al segmento, Bâ”´. Secondo la legge di Ampère la somma dei prodotti B||∆L calcolati per tutti i segmenti in cui abbiamo condiviso il percorso chiuso è uguale al prodotto di una costante per la corrente concatenata con il cammino chiuso: B||∆L = µ0I. µ0 è una costante chiamata permeabilità magnetica del vuoto. Il suo valore è µ0 = 4π ∙ 10-7 T∙m/A. La legge di Ampère è valida per tutti i campi magnetici e le correnti che sono costanti nel tempo.
Un lungo filo rettilineo: consideriamo un filo infinitamente lungo nel quale scorre una corrente I. Il campo magnetico circola intorno ad esso. Per trovare la direzione e il verso del campo magnetico generato dal filo percorso dalla corrente, basta puntare il pollice della mano destra lungo il filo nel verso della corrente I. Le dita ruotano intorno al filo nella direzione e nel verso del campo magnetico. Il campo raddoppia se raddoppia la corrente, ma si dimezza se raddoppiamo la distanza r dal filo. Quindi il campo magnetico B deve essere proporzionale a I/r, cioè: B = k ∙ I/r, dove k = µ0/2 π = 2 ∙ 10-7.
Forze tra fili percorsi da corrente: un filo percorso da corrente, immerso in un campo magnetico, risente di una forza. Inoltre un filo percorso da corrente genera un campo magnetico, quindi esercita una forza su un altro filo percorso anch’esso da corrente. Consideriamo i due fili paralleli, percorsi da corrente e distanti d l’uno dall’altro. Il secondo filo risentirà del campo magnetico del primo, avente modulo B = (µ0 I1)/2πd. La forza sentita dal secondo filo avrà quindi intensità data dall’equazione F = ILB sen α, con α = 90°: F = I2LB = I2L (µ0 I1/2πd) = L (µ0 I1 I2)/2πd. La direzione e il verso della forza che agisce su ogni filo li otteniamo utilizzando la regola della mano destra. Fili percorsi da correnti parallele ed equiverse si attraggono, fili paralleli percorsi da correnti in versi opposti si respingono.
Spire di corrente e solenoidi
Spire di corrente: consideriamo un filo percorso di corrente che ha la forma di una spira circolare. Le linee del campo sono ravvicinate all’interno della spira, indicando quindi un campo più intenso, mentre fuori dalla spira sono molto più lontane. Il campo prodotto da una spira è molto somigliante a un campo prodotto da una barra magnetica. Un lato della spira si comporta come un polo nord magnetico (-) e l’altro come un polo sud magnetico (+). Perciò se due spire percorse da correnti identiche non sono poste una vicino all’altra, esse si attrarranno l’un l’altra, come due barre magnetiche che puntano nello stesso verso. Se le spire sono percorse da correnti in versi opposti, la forza tra loro è repulsiva. A livello atomico l’origine dei campi magnetici è riconducibile alle correnti circolari prodotte dagli elettroni. L’intensità del campo magnetico prodotto da una spira circolare con N avvolgimenti, raggio r e corrente I, varia da punto a punto. Al centro della spira il campo è dato da: B = Nµ0I/2r. Osserviamo quindi che nel centro di una spira il campo è direttamente proporzionale alla corrente e inversamente proporzionale al suo raggio.
Solenoide: un solenoide è un dispositivo elettrico nel quale un lungo filo è stato avvolto in una successione di spire, molto vicine l’una all’altra, a forma di elica. Chiamato anche elettromagnete, un solenoide percorso da corrente produce un intenso campo magnetico, quasi uniforme, al suo interno. Ciascuna spira del solenoide è percorsa da una corrente dello stesso verso, quindi la forza magnetica fra le spire è attrattiva e ciò serve a mantenere compatto il solenoide. Le linee del campo magnetico sono dense all’interno del solenoide e più spaziate all’esterno. Nel caso ideale di un solenoide molto lungo e con le spire molto vicine, il campo magnetico all’esterno è praticamente nullo. Consideriamo il percorso rettangolare di larghezza L e altezza h. La corrente concatenata con il circuito rettangolare è NI, dove N è il numero di spire nella lunghezza L. La legge di Ampère ci fornisce la seguente relazione: BL = µ0NI. Ricavando B e chiamando n il rapporto N/L (densità di spire), troviamo:
B = µ0(N/L)I = µ0nI. Il solenoide produce un campo magnetico intenso che può essere acceso o spento con un interruttore, contrariamente al campo di un magnete permanente.
Il magnetismo della materia
Alcuni materiali generano un intenso campo magnetico, altri no. Per capire queste differenze dobbiamo analizzare il comportamento della materia a livello atomico. Negli atomi gli elettroni, che orbitano intorno ai nuclei, generano delle correnti che circolano intorno ad essi. Nella maggior parte degli atomi, però, i campi prodotti dai singoli elettroni tendono a compensarsi l’un l’altro, dando luogo a un campo magnetico risultante di intensità molto bassa o addirittura nulla. Negli atomi gli elettroni tendono ad “accoppiarsi” in modo che i rispettivi spin siano opposti , così da produrre un campo magnetico risultante nullo. Tuttavia, in alcuni atomi come il ferro, il nichel e il cobalto, il campo risultante dovuto allo spin degli elettroni non è nullo e si possono avere forti effetti magnetici quando il campo magnetico di un atomo si allinea con quello di un altro atomo.
Il ferromagnetismo: se la tendenza degli atomi magnetici ad autoallinearsi è abbastanza forte, come avviene nel ferro e nel nichel, il risultato può essere un campo magnetico intenso. Materiali con questo tipo di comportamento vengono chiamati ferromagnetici. Però tutti i materiali ferromagnetici perdono il loro campo magnetico se la temperatura è abbastanza alta da far sì che gli atomi si orientino in direzioni casuali. Questo tipo di comportamento nei confronti della temperatura dimostra che il modello della Terra intesa come un guscio contenente al suo interno un enorme magnete non può essere corretto. Infatti la temperatura aumenta con la profondità e il magnetismo di un magnete di ferro si perderebbe, a causa degli effetti termici. A profondità ancora maggiori il magnete di ferro fonde, diventando liquido, e una moderna interpretazione del campo magnetico terrestre attribuisce il fenomeno proprio alla circolazione di correnti di ferro, nichel e altri materiali fusi. La temperatura gioca un ruolo importante anche nella magnetizzazione che si osserva nelle rocce sul fondo degli oceani. Quando la roccia fusa fuoriesce dalle dorsali oceaniche non è magnetizzata a causa della sua alta temperatura, ma quando si raffredda si magnetizza nella direzione del campo magnetico terrestre. Se in un dato momento il campo della terra cambia verso, il campo delle rocce solidificate registra questo fatto. Un altro aspetto tipico dei materiali ferromagnetici è che il loro magnetismo è caratterizzato da domini magnetici all’interno del materiale. Ogni dominio ha un intenso campo magnetico, ma differenti domini sono orientati in modo diverso, così che l’effetto risultante può essere insignificante. Quando questi a materiali è applicato un campo magnetico esterno, i domini magnetici che puntano nella direzione del campo, spesso aumentano di dimensione a scapito di quelli con diversa orientazione. Il risultato è che il campo esterno produce nel materiale una magnetizzazione risultante non nulla.
Paramagnetismo e diamagnetismo: non tutti i materiali magnetici sono ferromagnetici. In alcuni casi un ferromagnete ha un campo magnetico nullo semplicemente perché si trova ad una temperatura troppo alta; in altri casi la tendenza all’autoallineamento dei singoli atomi è troppo debole per produrre un campo magnetico risultante. In entrambi i casi, un intenso campo magnetico esterno applicato al materiale può provocare l’allineamento degli atomi e produrre un campo magnetico. Gli effetti magnetici di questo tipo sono chiamati paramagnetismo. Infine tutti i materiali evidenziano un ulteriore effetto magnetico chiamato diamagnetismo. Nell’effetto diamagnetico, un campo magnetico applicata a materiale produce un campo nel verso opposto. La piccola forza repulsiva risultante è normalmente troppo debole per essere osservata. Se però un campo magnetico è abbastanza intenso anche la debole repulsione diamagnetica può condurre a effetti significativi. In un campo intenso, ad esempio, la repulsione diamagnetica dell’acqua in alcuni organismi (rana, fragola, grillo) è abbastanza grande da controbilanciare la forza gravitazionale della Terra.
Corrente Elettrica
Un flusso di cariche elettriche da un punto a un altro è chiamato corrente elettrica. La corrente elettrica I nel filo ha intensità: I = ∆q/∆t. L’unità di misura della corrente è l’Ampere (A), che è definita come C/s.
Un circuito elettrico è il percorso chiuso compiuto da una carica per tornare nel suo punto di partenza. I circuiti si dividono in: circuiti in corrente continua (CC), nei quali la corrente scorre sempre nella stessa direzione, e circuiti in corrente alternata (CA), nei quali la corrente periodicamente inverte la sua direzione.
Il verso della corrente in un circuito elettrico è il verso in cui si muoverebbe una carica di prova positiva; nei normali circuiti le cariche che si muovono sono in realtà gli elettroni, quindi la carica punta nel verso opposto al flusso degli elettroni.
La carica viene trasportata dagli elettroni, i quali sebbene si muovano liberamente nei fili metallici, non scorrono lungo un filo a meno che questo non sia collegato a una sorgente di energia elettrica, chiamata batteria. Essa utilizza delle reazioni chimiche per produrre una differenza di potenziale elettrico ai suoi estremi, detti anche terminali o poli. Il polo corrispondente al potenziale elettrico più alto è indicato col segno +, quello corrispondente al potenziale elettrico più basso col segno -.
La differenza di potenziale elettrico tra i poli della batteria, quando è staccata dal circuito, è chiamata forza elettromotrice (ε) o fem. L’unità di misura della fem è quindi la stessa del potenziale elettrico (ddp, ∆V), cioè Volt (V). La fem determina la quantità di lavoro effettuata da una batteria per muovere una determinata quantità di carica lungo un circuito (W = ∆qε). La fem è la ddp che la batteria può produrre ai suoi poli in condizioni ideali. Nelle batterie reali c’è sempre qualche perdita interna che comporta una ddp leggermente minore del valore ideale.
Resistenza e legge di Ohm
Gli elettroni si muovono con relativa facilità lungo i fili metallici. Nel caso ideale nulla impedisce il loro movimento, ma in condizioni normali i fili reali provocano una resistenza. Per far sì che gli elettroni si muovano contro la resistenza, è necessario applicare ai suoi estremi una ddp. Per un filo con una resistenza costante R, la differenza di potenziale V, necessaria per ottenere una corrente I è data dalla “legge di Ohm”: V = IR. L’unità di misura della resistenza è un ohm (Ω) che corrisponde a V/A. In un circuito elettrico una resistenza è segnalata da una linea a zig-zag. Le linee dritte in un circuito indicano fili ideali con R=0.
La resistenza di un filo di lunghezza L con una sezione di area A dipende anche dal materiale di cui è fatto. Questa grandezza è la resistività o resistenza specifica, ρ. Maggiore è la resistività, maggiore sarà la resistenza. Possiamo quindi definire la resistenza di un filo nel seguente modo: R = ρ(L/A). L’unità di misura della resistività è Ω âˆ™ m.
Un filo nel quale scorre la corrente elettrica può diventare molto caldo: questa è una conseguenza del fatto che gli elettroni urtano gli atomi del filo nel loro moto lungo il circuito. Queste collisioni fanno sì che gli atomi aumentino la loro energia cinetica, di conseguenza aumenta anche la temperatura del filo. Se un filo si scalda, la sua resistenza tende ad aumentare. Ciò avviene perché gli atomi che vibrano più rapidamente hanno una maggiore probabilità di urtare gli elettroni e rallentare il loro cammino lungo il filo, diminuendo l’intensità della corrente. Anche la resistività è in funzione della temperatura. Nei metalli se T aumenta, aumenta anche ρ. Invece nei semiconduttori se T aumenta, ρ diminuisce. Poiché la resistività normalmente aumenta con la temperatura ne consegue che se il filo verrà raffreddato al di sotto della temperatura ambiente la sua resistività diminuirà. I superconduttori sono materiali che sotto una certa temperatura critica Tc raggiungono R = 0. Ne consegue che in esso la corrente può scorrere liberamente, senza incontrare nessuna resistenza. Se la corrente viene avviata in un anello di un materiale superconduttore, continuerà a circolare invariata finché l’anello verrà mantenuto abbastanza freddo. È stata poi scoperta una nuova classe di superconduttori ad elevata temperatura critica con una resistenza nulla a temperature molto più elevate (125°K). Questa scoperta ha fatto nascere la speranza che un giorno sia possibile produrre superconduttori a temperatura ambiente. I superconduttori evidenziano anche particolari proprietà magnetiche (levitazione).
Energia e potenza nei circuiti elettrici
Quando una carica ∆q si muove attraverso una differenza di potenziale V, la sua energia potenziale elettrica U varia di una quantità: ∆U = ∆qV. Ricordando che la potenza è la rapidità con la quale varia l’energia, P = ∆U/∆t, possiamo scrivere la potenza elettrica come: P = ∆U/∆t = ∆qV/∆t. Poiché la corrente elettrica è I = ∆q/∆t abbiamo: P = IV. L’unità di misura della potenza è il Watt (W), che corrisponde a AV. Applicando la legge di Ohm, V = IR, possiamo scrivere la potenza dissipata in una resistenza come: P = I2R. Ricavando la corrente dalla legge di Ohm, I = V/R abbiamo: P = V2/R.
Un kilowattora (kWh) ha un’unità di misura di energia: kWh = 1000W ∙ 3600s = 1000J/s ∙ 3600s = 3,6 ∙ 106J.
Resistenze in serie e in parallelo
Quando le resistenze sono collegate una dopo l’altra si dicono in serie. Agendo insieme esse hanno lo stesso effetto di un’unica resistenza, detta resistenza equivalente, Req, data dalla somma delle singole resistenze:
Req = R1 + R2 + R3... = ∑R. Più resistenze colleghiamo in serie, maggiore sarà la resistenza equivalente.
Le resistenze sono in parallelo quando sono collegate alla stessa differenza di potenziale. In questo caso la Req è data dalla somma dei reciproci di tutte le resistenze: Req = (1/R1 + 1/R2 + 1/R3...)-1 = (∑1/R)-1. Più resistenze colleghiamo in parallelo, minore sarà la resistenza equivalente. Se in un collegamento in parallelo una delle resistenze è uguale a 0, anche la Req sarà uguale a 0. Questa situazione è detta cortocircuito: in questo caso tutta la corrente passa attraverso il ramo con resistenza nulla.
Leggi di Kirchhoff
Le leggi di Kirchhoff non sono altro che modi diversi di esprimere la conservazione della carica (legge dei nodi) e la conservazione dell’energia (legge delle maglie) in un circuito chiuso. Esse sono sempre rispettate in natura.
La legge dei nodi deriva dall’osservazione che la corrente che entra in un qualsiasi punto di un circuito deve essere uguale alla corrente che esce da quel punto (altrimenti la carica si dovrebbe accumulare o dovrebbe sparire dal circuito). Viene definito nodo un qualsiasi punto di un circuito nel quale tre o più rami si incontrano. Se associamo un segno + a tutte le correnti che entrano in un nodo e un segno - a tutte quelle che ne escono otteniamo che: la somma algebrica di tutte le correnti che convergono in un nodo di un circuito deve essere uguale a zero. Questa legge può essere espressa anche in un altro modo: in un nodo di un circuito la somma delle correnti che arrivano è uguale alla somma delle correnti che ripartono.
Un qualsiasi circuito chiuso è chiamato maglia. La legge delle maglie sostiene che la differenza di potenziale dalla partenza all’arrivo (in uno stesso punto) in una maglia deve restare uguale. Ne consegue che: la somma algebrica di tutte le differenze di potenziale lungo una maglia chiusa in un circuito è zero.
Circuiti contenenti condensatori
I condensatoti vengono rappresentati da due piccole linee parallele (che ricordano le armature di un condensatore piano).
Il modo più semplice di collegare i condensatori è porli in parallelo. La capacità equivalente, Ceq, di più condensatori collegati in parallelo è la somma delle singole capacità: Ceq = C1 + C2 + C3... = ∑C. Collegando più condensatori in parallelo otteniamo una capacità equivalente maggiore.
Collegando invece i condensatori in serie otteniamo una capacità equivalente pari alla somma dei reciproci di tutte le capacità: Ceq = (1/C1 + 1/C2 + 1/C3...)-1 = (∑1/C)-1. Quindi collegando più condensatori in serie otterremo una capacità equivalente minore.
Chi sono
Nome: Sara Imbesi
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