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Struttura interna della Terra

La Terra non ha una struttura omogenea: la densità della crosta terrestre è di circa 2,7-2,8 e quella media del pianeta è di 5,52: dunque l'interno della Terra deve avere una densità ben maggiore dell'involucro esterno.

La struttura interna della Terra, simile ad altri pianeti terrestri, ha una disposizione a strati che possono essere definiti sia da proprietà chimiche che reologiche. La Terra ha una crosta esterna solida di silicati, un mantello estremamente viscoso, un nucleo esterno liquido che è molto meno viscoso del mantello, e un nucleo solido. La comprensione scientifica della struttura interna della Terra è basata sulle estrapolazioni di evidenza fisica scaturita dai primi pochi chilometri della superficie terrestre, dai campioni portati alla superficie dalle più remote profondità tramite l'attività vulcanica e dalle analisi delle onde sismiche che l'hanno attraversata.

Preliminari

La forza esercitata dalla gravità della Terra può essere usata per calcolare la sua massa e stimare il volume del pianeta, oltre a poter calcolare la sua densità media. L'astronomia può calcolare anche la massa della Terra in base alla sua orbita e agli effetti prodotti sui vicini corpi planetari. L'osservazione di rocce, masse d'acqua e atmosfera permette di fare una stima della sua massa, volume e densità delle rocce a una certa profondità. La massa rimanente deve trovarsi negli strati più profondi.

Rapporto Profondità-Pressione-Temperatura

Con l'aumentare della profondità aumenta la temperatura, mediamente, in una litosfera continentale stabile e a partire dalla superficie, la temperatura aumenta di 3° ogni 100 metri (circa 30° ogni chilometro); questo aumento rimane costante più o meno fino all'isoterma 1300 °C, a profondità maggiori, nel mantello convettivo, la temperatura rimane quasi costante risentendo solo dell'aumento adiabatico (correlato all'aumento di pressione). Dal limite nucleo - mantello (discontinuità di Gutenberg) in giù la temperatura ricomincia ad aumentare fino a raggiungere i circa 6000 °C nel centro del pianeta. Anche la pressione aumenta con la profondità, anche se l'andamento non è ancora bene conosciuto ed è, comunque, variabile da luogo a luogo: proprio questo gradiente pressorio tende a opporsi al passaggio di stato (da solido a liquido, da liquido a gassoso) indotto dall'aumento di temperatura.

Modalità di osservazione delle zone interne alla Terra

Non potendo osservare direttamente la struttura dei livelli interni del pianeta (le maggiori profondità raggiunte con miniere, gallerie, perforazioni o carotaggi non superano i 20 km (risultato raggiunto solo nel 2007), cioè meno di 1/400 del (raggio terrestre), un potente strumento di conoscenza all'interno della Terra viene fornito dall'analisi e dallo studio delle onde sismiche, la cui propagazione è legata alla densità dei materiali della Terra.

Gli altri strati della Terra

Partendo dal nucleo centrale che ha un raggio di 1216 km, si trova il nucleo esterno fino a 2270 km, una zona convettiva dove lo spostamento di materia avviene per convezione, ovvero per movimenti del materiale fluido e caldo, poi vi è la zona di subduzione, il mantello, l'astenosfera, la litosfera, il mantello superiore, la crosta oceanica e infine la crosta continentale.

Molto spesso, soprattutto dopo lo sviluppo della teoria della tettonica globale, anziché distinguere tra crosta e mantello terrestre, si preferisce parlare di "litosfera", strato superficiale solido, rigido comprendente tutta la crosta e parte del sottostante mantello sino a una profondità di circa 100 km, "astenosfera", allo stato plastico, viscoso sulla quale la litosfera "galleggerebbe" mentre il mantello vero e proprio viene suddiviso in superiore e inferiore.

Struttura

La struttura della Terra può essere definita in due modi: chimicamente o tramite proprietà meccaniche e reologiche. Dal punto di vista chimico la terra può essere divisa in crosta, mantello superiore, mantello inferiore, nucleo esterno e nucleo interno. Meccanicamente si può suddividere in litosfera, astenosfera, mesosfera, nucleo esterno e nucleo interno. Gli strati dei componenti geologici della Terra si trovano sotto la superficie alle seguenti profondità:

Profondità | Strato |
Chilometri | Miglia |
0–60 | 0–37 | Litosfera (localmente varia tra 5 e 200 km)
0–35 | 0–22 | … Crosta (localmente varia tra 5 e 70 km)
35–60 | 22–37 | … La parte più esterna del mantello
35–2890 | 22–1790 | Mantello
100–200 | 62–125 | … Astenosfera
35–660 | 22–410 | … Mantello superiore
660–2890 | 410–1790 | … Mantello inferiore
2890–5150 | 1790–3160 | Nucleo esterno
5150–6360 | 3160–3954 | Nucleo interno

La stratificazione della Terra è stata dedotta indirettamente misurando i tempi di propagazione delle onde sismiche rifratte e riflesse create dai terremoti. La parte fluida del nucleo non permette alle onde trasversali di passarvi attraverso, mentre la velocità di propagazione (velocità sismica) è differente negli altri strati. I cambiamenti nella velocità sismica tra differenti strati causa una rifrazione secondo la legge di Snell. Le riflessioni sono causate da un grande incremento nella velocità sismica, similmente a quanto avviene alla luce riflessa da uno specchio.

Nucleo

Nacque da E. Suess l'idea dell'esistenza di un "nucleo" centrale molto pesante, formato da ferro e nichel (denominato nife), attorniato da una zona di transizione e da uno spesso involucro solido di composizione media basaltica, ricco in ferro e magnesio, racchiuso dalle rocce più superficiali e leggere ricche di silicio e alluminio (sial). Questa struttura sembrava accordarsi con la teoria della differenza per gravità durante il consolidamento del pianeta e con la composizione rilevata per molti meteoriti. Il nucleo trova inoltre la sua formazione grazie all'accumulo di detriti delle masse rocciose in movimento durante il manifestarsi dei fenomeni sismici.

La densità media della Terra e di 5.515 kg/m3. Poiché la densità media del materiale di superficie è solo di circa 3.000 kg/m3, dobbiamo concludere che dentro il nucleo della Terra si trovino materiali più densi. Ulteriori evidenze riguardo ad un nucleo ad alta densità vengono dallo studio della sismologia.

Le misurazioni sismiche mostrano che il nucleo diviso in due parti, un nucleo interno solido con un raggio di ~1220 km e un nucleo esterno liquido che si estende oltre di esso fino a un raggio di ~3400 km. Il nucleo interno fu scoperto nel 1936 da Inge Lehmann e si ritiene sia composto principalmente di ferro e in misura minore di nichel.

Nei primi stadi della formazione della Terra, circa 4,5 miliardi di anni fa, la fusione dei materiali avrebbe fatto sì che le sostanze più dense e più pesanti andassero a fondo verso il centro della Terra, in un processo chiamato differenziazione planetaria (vedi anche la catastrofe del ferro), mentre i materiali meno densi sarebbero migrati verso l'alto formando la crosta. Si ritiene dunque che il nucleo sia composto in massima parte di ferro (80%) oltre a nickel e a pochi elementi leggeri, mentre altri elementi più densi, come piombo e uranio, o sono troppo rari per essere significativi o tendono a legarsi ad elementi più leggeri e in questo modo rimanere nella crosta (vedi materiali felsici). È stato anche ipotizzato che il nucleo interno possa essere nella forma di un singolo cristallo di ferro.

Il nucleo liquido esterno circonda il nucleo interno e si crede sia composto di ferro misto a nickel e tracce di quantità di elementi più leggeri.

Recenti speculazioni suggeriscono che la parte più interna del nucleo sia arricchita in oro, platino ed altri elementi affini al ferro (siderofili).

La materia di cui la Terra è composta è connessa in modo fondamentale alla condrite di alcune meteoriti, e alla materia della porzione più esterna del Sole. A partire dal 1940, alcuni scienziati, incluso Francis Birch, svilupparono la geofisica partendo dalla premessa che la Terra è simile alle ordinarie condriti, il tipo più comune di meteorite osservata nell'impatto con la Terra, ignorando totalmente un'altra categoria, meno abbondante, chiamata condrite di enstatite. La principale differenza fra i due tipi di meteoriti è che la condrite di enstatite si formò in circostanze in cui l'ossigeno disponibile era estremamente limitato, facendo sì che certi elementi normalmente ossigenofili si trovino parzialmente o interamente nelle leghe metalliche del nucleo terrestre.

La teoria della dinamo suggerisce che la convezione nel nucleo esterno, combinata con l'effetto di Coriolis, produca il campo magnetico della Terra. Il nucleo solido interno è troppo caldo (vedi temperatura di Curie) per mantenere un campo magnetico permanente, ma probabilmente agisce in modo da stabilizzare il campo magnetico generato dal nucleo esterno liquido.

Misurazioni recenti hanno suggerito che il nucleo interno della Terra possa ruotare un po' più velocemente del resto del pianeta. Nell'agosto del 2005 un gruppo di geofisici annunciarono su Science che, secondo le loro stime, il nucleo interno della Terra ruota approssimativamente da 0,3 a 0,5 gradi ogni anno rispetto alla rotazione della superficie.

L'attuale spiegazione scientifica per il gradiente della temperatura terrestre è una combinazione del calore residuo della formazione iniziale del pianeta, il decadimento degli elementi radioattivi e il raffreddamento del nucleo interno.

Mantello

Il mantello terrestre si estende fino ad una profondità di 2890 km, facendo di esso lo strato più spesso della Terra. La pressione, alla base del mantello, è di ~140 GPa (1,4 Matm).

Il mantello è composto di rocce di silicati che sono più ricche in ferro e magnesio rispetto alla sovrastante crosta. Sebbene solido, le alte temperature del mantello fanno sì che i silicati siano sufficientemente duttili, cosicché esso può scorrere in archi di tempo molto lunghi. La convezione del mantello si manifesta alla superficie attraverso i movimenti delle placche tettoniche.

Il punto di fusione e la viscosità di una sostanza dipende dalla pressione a cui viene sottoposta. Poiché la pressione nel mantello incrementa al crescere della profondità, la parte inferiore del mantello scorre meno facilmente di quanto faccia la superiore (possono essere importanti anche i mutamenti chimici all'interno del mantello). La viscosità del mantello si estende tra 1021 e 1024 Pa·s, in funzione della profondità. Per confronto, la viscosità dell'acqua è approssimativamente 10-3 Pa·s e quella della pece è 107 Pa·s.

Crosta

La crosta si estende da 5 a 70 km in profondità ed è lo strato più esterno. Le parti più sottili sono formate dalla crosta oceanica composta di densa roccia mafica a base di silicati di ferro e magnesio, come il basalto. La crosta continentale è più spessa, meno densa ed è composta di rocce felsiche contenenti silicati di sodio, potassio, e alluminio, come il granito.

Al confine crosta-mantello succedono due eventi fisicamente differenti. Primo, c'è una discontinuità nella velocità di propagazione delle onde sismiche, nota come discontinuità di Mohorovičić o Moho. La causa della Moho si pensa sia dovuta a un cambiamento nella composizione nella roccia, con rocce contenenti feldspato plagioclasio (sopra) a rocce che non contengono feldspati (sotto). Secondo, c'è una discontinuità chimica fra ultramaficiaccumulati e harzburgiti tettonizzate, che sono state osservate nelle parti profonde della crosta oceanica e che sono stati obdutti nella crosta continentale e conservati come sequenze di ofioliti.

Molte delle rocce adesso reintegrano la crosta terrestre formatasi meno di 100 milioni di anni fa; i più vecchi granuli di minerali conosciuti risalgono a 4,4 miliardi di anni, indicanti che la Terra ha avuto una crosta solida per almeno questo grande lasso di tempo.

Sviluppi storici di idee alternative

Nel 1692 Edmund Halley (in una relazione apparsa nei Philosophical Transactions of Royal Society of London) propose l'idea di una Terra consistente in un guscio cavo di circa 500 miglia di spessore, con due gusci interni concentrici intorno ad un nucleo più interno, corrispondenti ai diametri rispettivamente dei pianeti Venere, Marte e Mercurio. Il concetto di Halley fu un modo per spiegare i valori (imprecisi) della densità relativa della Terra e della Luna calcolati da Isaac Newton nei Principia (1687). "Sir Isaac Newton ha dimostrato che la Luna è più solida della Terra, in rapporto 9 a 5 - rimarca Halley - perché non possiamo dunque supporre che quattro noni del nostro globo siano cavi?" Sebbene citata insieme a molte teorie consimili, questa teoria della Terra cava è adesso dimostrata come errata.

È stato anche suggerito che il nucleo della Terra sia fatto di idrogeno metallico.

Fenomeni sismici

In geofisica i terremoti (dal latino terrae motus, cioè "movimento della terra"), detti anche sismi o scosse telluriche (dal latino Tellus, dea romana della Terra), sono vibrazioni o oscillazioni improvvise, rapide e più o meno potenti, della crosta terrestre, provocate dallo spostamento improvviso di una massa rocciosa nel sottosuolo.

Tale spostamento è generato dalle forze di natura tettonica che agiscono costantemente all'interno della crosta terrestre provocando la liberazione di energia in un punto interno della Terra detto ipocentro; a partire dalla frattura creatasi una serie di onde elastiche, dette "onde sismiche", si propagano in tutte le direzioni dall'ipocentro, dando vita al fenomeno osservato in superficie; il luogo della superficie terrestre posto sulla verticale dell'ipocentro si chiama epicentro ed è generalmente quello più interessato dal fenomeno. La branca della geofisica che studia questi fenomeni è la sismologia.

Quasi tutti i terremoti che avvengono sulla superficie terrestre sono concentrati in zone ben precise ossia in prossimità dei confini tra una placca tettonica e l'altra: queste sono infatti le aree tettonicamente attive, ossia dove le placche si muovono più o meno lentamente sfregando o cozzando le une rispetto alle altre. Raramente i terremoti avvengono lontano dalle zone di confine tra placche (terremoti intraplacca).

In generale il movimento delle placche è lento, costante e impercettibile (se non con strumenti appositi) e millimetro dopo millimetro modella e distorce silenziosamente le rocce sia in superficie che nel sottosuolo. Tuttavia in alcuni momenti e in alcune aree, a causa delle forze interne, delle pressioni, tensioni e attriti tra le masse rocciose, tali modellamenti si bloccano, l'area bloccata accumula tensione ed energia per decine o centinaia di anni, fino a che l'energia è sufficiente a superare il blocco creatosi che cedendo improvvisamente causa l'improvviso e repentino spostamento della massa rocciosa precedentemente bloccata ("come un ingranaggio che si sblocca"). Tale movimento improvviso (che in pochi secondi recupera lo spostamento bloccato per decine o centinaia di anni) genera così le onde sismiche e quindi un terremoto: il costante ma lento slittamento tra placche diventa così in alcune aree e in alcuni momenti una sorta di movimento a scatto, blocco e sblocco, che genera così un terremoto.

Descrizione

Ogni giorno sulla Terra si verificano migliaia di terremoti: sperimentalmente si osserva che la stragrande maggioranza di terremoti al mondo, così come di eruzioni vulcaniche, avviene lungo la cosiddetta cintura di fuoco Pacifica e quindi interessando spesso la crosta oceanica come zona di innesco o fratturazione. Solo qualche decina sono percepiti dalla popolazione e la maggior parte di questi ultimi causano poco o nessun danno. La durata media di una scossa è molto al di sotto dei 30 secondi; per i terremoti più forti può però arrivare fino a qualche minuto.

La fonte del terremoto è generalmente distribuita in una zona interna della crosta terrestre — nel caso dei terremoti più devastanti questa può avere un'estensione dell'ordine di un migliaio di chilometri — ma è normalmente possibile identificare un punto preciso dal quale le onde sismiche hanno avuto origine; questo si chiama "ipocentro" e qui si è originato il movimento della frattura preesistente (faglia) o la sua improvvisa generazione. La proiezione verticale dell'ipocentro sulla superficie terrestre viene invece detta "epicentro", ed è il punto in cui di solito si verificano i danni maggiori. Le onde elastiche che si propagano durante un terremoto sono di diverso tipo e in alcuni casi possono risultare in un movimento prevalentemente orizzontale o verticale del terreno (scossa ondulatoria o sussultoria).

Alcuni terremoti si manifestano o sono preceduti da sciami sismici (foreshocks) più o meno lunghi e intensi, caratterizzati da più terremoti ripetuti nel tempo e particolarmente circoscritti in una determinata area, altri invece si manifestano subito e improvvisamente con una o più scosse principali (main shock), un'altra forma sono lesequenze sismiche, caratterizzata da più terremoti sprigionati in successione ravvicinata e non circoscritti in una determinata zona. I terremoti di maggiore magnitudo sono di solito accompagnati da eventi secondari (non necessariamente meno distruttivi) che seguono la scossa principale e si definiscono repliche (aftershocks, spesso definite in maniera impropria scosse di assestamento). Quando più eventi si verificano contemporaneamente o quasi, può trattarsi di terremoti indotti (il sisma innesca la fratturazione di altra roccia che era già prossima al punto critico di rottura).

Un terremoto, inoltre, può essere accompagnato da forti rumori che possono ricordare boati, rombi, tuoni, sequenze di spari, eccetera: questi suoni sono dovuti al passaggio delle onde sismiche all'atmosfera e sono più intensi in vicinanza dell'epicentro.

Cause

In generale i terremoti sono causati da improvvisi movimenti di masse rocciose (più o meno grandi) all'interno della crosta terrestre.

La superficie terrestre è infatti in lento, ma costante movimento (vedi tettonica delle placche) e i terremoti si verificano quando la tensione risultante accumulata da stress meccanici eccede la capacità o resistenza del materiale roccioso di sopportarla cioè supera il cosiddetto carico di rottura.

Questa condizione occorre molto spesso ai confini delle placche tettoniche. Gli eventi sismici che si verificano ai confini tra placche sono detti terremoti tettonici, quelli meno frequenti che avvengono all'interno delle placche della litosfera sono invece detti terremoti intraplacca.

Quasi tutti i terremoti che avvengono sulla superficie terrestre sono quindi concentrati in zone ben precise ossia in prossimità dei confini tra una placca tettonica e l'altra: queste sono infatti le aree tettonicamente attive, dove cioè le placche si muovono più o meno lentamente e improvvisamente le une rispetto alle altre. Secondo la tettonica delle placche la superficie della Terra è infatti modellata come se fosse composta da circa una dozzina di grandi placche tettoniche, che si muovono molto lentamente, a causa delle correnti di convezione dentro il mantello, posto sotto la crosta terrestre. Poiché esse non si muovono tutte nella stessa direzione, le placche spesso direttamente collidono o slittano lateralmente lungo il bordo dell'altra (faglie trasformi). In generale il movimento delle placche è lento, impercettibile (se non con strumenti appositi) e costante; tuttavia in alcuni momenti e in alcune aree, a causa delle forze interne ovvero del bilancio tra pressioni, tensioni e attriti tra le masse rocciose, tali movimenti avvengono in maniera improvvisa e repentina ("come un ingranaggio bloccato, che all'improvviso si sblocca") sviluppando così un terremoto: il lento slittamento costante tra placche diventa così in alcune aree e in alcuni momenti un movimento improvviso che genera un movimento tellurico.

La dislocazione delle placche si presume dunque sia il meccanismo scaturente dei terremoti. Causa secondaria è quella del movimento magmatico all'interno di un vulcano che può essere indice di una imminente eruzione assieme al caratteristico tremore. In rarissimi casi, terremoti sono stati associati all'accumulo di grandi masse d'acqua nei bacini delle dighe, come per la diga di Kariba in Zambia, Africa, e con l'iniezione o estrazione di fluidi dalla crosta terrestre (Arsenale delle Montagne Rocciose). Tali terremoti avvengono perché la resistenza della crosta terrestre può essere modificata dalla pressione del fluido.

Tipi di faglie

I terremoti si verificano su fratture o spaccature della crosta terrestre note come faglie sismiche laddove cioè si accumula lo stress meccanico indotto dai movimenti tettonici. I confini tra placche tettoniche non sono infatti definiti da una semplice rottura o discontinuità, ma questa spesso si manifesta attraverso un sistema di più fratture, spesso indipendenti tra loro ed anche parallele per alcuni tratti, che rappresentano appunto le faglie. Esistono diversi tipi di faglie suddivise a seconda del movimento relativo delle porzioni tettoniche adiacenti alla frattura stessa e dell'angolo del piano di faglia. Il processo di formazione e sviluppo della faglia nonché dei terremoti stessi è noto come fagliazione e può essere studiato attraverso tecniche di analisi proprie della meccanica della frattura.

L'intensità di un sisma dipende dalla quantità di energia accumulata nel punto di rottura che dipende a sua volta in generale dal tipo di rocce coinvolte nel processo di accumulo cioè dal loro carico di rottura, dal tipo di sollecitazione o stress interno e dal tipo di faglia.

Le onde sismiche

Si distinguono tre tipi di onde sismiche:

Onde di compressione o longitudinali (P)

Le onde longitudinali fanno oscillare le particelle della roccia nella stessa direzione di propagazione dell'onda. Esse generano quindi "compressioni" e "rarefazioni" successive nel materiale in cui si propagano. La velocità di propagazione dipende dalle caratteristiche elastiche del materiale e dalla sua densità, In genere però viaggiano a una velocità compresa tra i 4–8 km/s. Poiché le onde P si propagano più rapidamente, sono anche le prime (P = Primarie) a raggiungere i sismometri, e quindi ad essere registrate dai sismografi. Queste onde sismiche attraversano longitudinalmente tutti i tipi di materia: solidi, liquidi e gas.

Onde di taglio o trasversali (S)

Le onde S, ovvero onde "secondarie", si propagano solo nei solidi perpendicolarmente alla loro direzione di propagazione (onde di taglio). Esse sono più lente delle onde P, viaggiando nella crosta terrestre con una velocità fra 2–4 km/s. Le onde S non possono propagarsi attraverso i fluidi e i gas perché questi non oppongono resistenza al taglio. A differenza delle onde P le onde S non causano variazioni di volume.

Onde superficiali (R e L)

Le onde superficiali, a differenza di ciò che si potrebbe pensare, non si manifestano nell'epicentro, ma solo ad una certa distanza da questo. Tali onde sono il frutto del combinarsi delle onde P e delle onde S, e sono perciò molto complesse. Le onde superficiali sono quelle che provocano i maggiori danni.

Le onde di Rayleigh, dette anche onde R, muovono le particelle secondo orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione, come avviene per le onde in acqua.

Le onde di Love, dette anche onde L, muovono invece le particelle trasversalmente alla direzione di propagazione (come le onde S), ma solo sul piano orizzontale.

Tutte le onde sismiche sono soggette ad attenuazione con la distanza in funzione delle caratteristiche del mezzo di propagazione.

Rilevazione e misurazione

Le onde sismiche sono rilevabili e misurabili attraverso particolari strumenti detti sismografi usati comunemente dai sismologi e visualizzabili su sismogrammi; l'elaborazione incrociata dei dati di più sismografi sparsi su un territorio ad una certa distanza dal sisma consente di stimare in maniera abbastanza accurata l'epicentro, l'ipocentro e l'intensità del sisma; quest'ultima può essere valutata attraverso le cosiddette scale sismiche, principalmente la Scala Richter, la Scala Mercalli e la Scala di magnitudo del momento sismico.

Lo spostamento tettonico della crosta terrestre nelle 3 coordinate spaziali in seguito a un forte terremoto può essere misurato accuratamente attraverso tecniche di telerilevamento quali le rilevazioni geodetiche e l'interferometria radar-satellitare tramite SAR nell'intera area colpita a partire dall'epicentro.

Effetti e danni

I terremoti sono gli eventi naturali di gran lunga più potenti sulla terra; i sismi possono rilasciare in pochi secondi un'energia superiore a migliaia di bombe atomiche, solitamente misurata in termini di momento sismico. A tal riguardo basti pensare che un terremoto riesce a spostare in pochi secondi volumi di roccia di centinaia di chilometri cubi.

In conseguenza di ciò i terremoti possono causare gravi distruzioni e alte perdite di vite umane attraverso una serie di agenti distruttivi, il principale dei quali è il movimento violento del terreno con conseguente sollecitazione delle strutture edilizie in posa (edifici, ponti ecc.), accompagnato eventualmente anche da altri effetti secondari quali inondazioni (ad esempio cedimento di dighe), cedimenti del terreno (frane, smottamenti o liquefazione), incendi o fuoriuscite di materiali pericolosi; se il sisma avviene sotto la superficie oceanica o marina o nei pressi della linea costiera può generare maremoti o tsunami. In ogni terremoto uno o più di questi agenti possono dunque concorrere a causare ulteriori gravi danni e vittime.

I terremoti più forti, come quello del Giappone dell'11 Marzo 2011 (terremoto del Tōhoku del 2011), possono spostare di alcuni centimetri l'asse terrestre (questo ad esempio ha spostato l'asse di circa 10 cm). A livello locale gli effetti di un sisma possono variare anche sensibilmente in conseguenza dei cosiddetti effetti di sito.

Il singolo evento che ha fatto registrare più vittime negli ultimi mille anni è il terremoto dello Shaanxi (Cina) del 1556, di magnitudo 8,3, a causa del quale morirono 830.000 persone. Quello a più alta magnitudo, invece, è il Terremoto di Valdivia (Cile) del 1960, che raggiunse 9,5.

I terremoti più forti degli ultimi due secoli

I terremoti più forti del XX e XXI secolo

Classifica in base alla magnitudo. Secondo quanto riportato sul sito USGS sono i seguenti.

Valdivia, Cile - magnitudo 9,5 - 22 maggio 1960

Sumatra, Indonesia - magnitudo 9,3 - 26 dicembre 2004

Stretto di Prince William, Alaska - magnitudo 9,2 - 28 marzo 1964

Sendai, Giappone - magnitudo 9,0 - 11 marzo 2011

Kamchatka, Russia - magnitudo 9,0 - 4 novembre 1952

I terremoti più disastrosi del XX e XXI secolo

Classifica in base al numero di morti dichiarati. (I numeri sono da considerarsi sempre approssimativi e quasi sempre sottostimati).

Port-au-Prince, Haiti (2010) - 316.000 morti

Tangshan, Cina (1976) - 255.000 morti

Sumatra settentrionale, Indonesia (2004) - 227.898 morti

Haiyuan, Cina (1920) - 200.000 morti (dal punto di vista degli effetti, questo terremoto è stato classificato al massimo grado della scala Mercalli, il dodicesimo)

Qinghai, Cina (1927) - 200.000 morti

Prevedibilità

Alcuni terremoti, specialmente i più forti, sono anche accompagnati, preceduti o seguiti da fenomeni naturali insoliti detti precursori sismici come: lampi o bagliori (luci telluriche); modificazioni improvvise del campo magnetico, elettrico o della radioattività locale (emissione di radon); interferenze nelle comunicazioni radio; nervosismo degli animali; variazione del livello delle falde o delle acque costiere; attività vulcanica. Tutte queste manifestazioni hanno trovato riscontro nelle osservazioni e nelle testimonianze e sono state studiate e in parte confermate dalla ricerca scientifica che è giunta alla spiegazione di ognuna di esse, anche se, in mancanza di consenso unanime, non costituiscono di fatto misure effettivamente riconosciute e adottate sul fronte della previsione.

Il terremoto di Haicheng del 4 febbraio 1975 è stato storicamente il primo e unico terremoto previsto con tali tecniche, ma in quel caso i precursori sismici di natura geologica furono talmente intensi e regolarmente progressivi da non lasciare alcun dubbio sulla prossimità e imminenza dell'evento.

Già dall'Ottocento sono state inoltre studiate le correlazioni tra le variazioni dell'altezza della falda idrica e della gravità locale, oltre che dell'emissione di radon, ma purtroppo allo stato attuale delle conoscenze non sono ancora stati elaborati modelli che permettano di evidenziare segnali utili alla previsione efficace di un terremoto o delle sue possibili caratteristiche, intensità e localizzazione spaziotemporale.

In particolare il radon si forma dal decadimento radioattivo del radio ed essendo un gas nobile non si combina con gli altri elementi e composti chimici; pertanto gran parte del radon che si forma all'interno delle rocce rimane intrappolato in esse. Se improvvisamente si verificano movimenti, fessurazioni, compressioni e distensioni di rocce, come avviene durante o immediatamente prima di un terremoto, il radon contenuto in profondità affiora sulla superficie terrestre, dove peraltro è già presente in una certa concentrazione, aumentando la concentrazione locale con picchi improvvisi o i cosiddetti "spifferi". Nella speranza di poter realizzare un sistema di previsione a breve termine e affidabile dei terremoti, vari studi sono in corso; per tale ricerca si utilizza una rete di rivelatori di radon, opportunamente distribuiti sulla superficie delle zone interessate.

La prevedibilità dei fenomeni sismici è stata oggetto in Italia di discussioni e polemiche fuori dell'ambito scientifico, a seguito del Terremoto dell'Aquila del 6 aprile 2009; in occasione del tragico evento, la stampa riportò con enfasi la notizia secondo la quale Giampaolo Giuliani, un tecnico di laboratorio non laureato dell'INAF, che svolge studi sui terremoti a titolo personale fuori dall'orario di lavoro dell'INAF, nelle settimane precedenti il sisma aveva sostenuto varie ipotesi dell'imminenza di una scossa disastrosa procurando anche alcuni falsi allarmi; questa si sarebbe verificata, a suo dire, in marzo, a grandi linee in quella stessa regione; egli basò la sua analisi sull'aumento improvviso di emissioni di Radon, utilizzando però strumentazioni e metodologie previsionali che non sono state ritenute rigorosamente valide dalla comunità scientifica.

Un'altra ipotesi per la previsione di un terremoto fu quella proposta da Raffaele Bendandi, uno pseudo-scienziato autodidatta, secondo il quale i terremoti come le maree sono dovuti all'influenza della Luna e degli altri pianeti sulla crosta terrestre. Tale tesi è stata però sempre smentita dagli studi ufficiali nel campo. C'e' da dire che la documentazione lasciata da Bendandi rimane vaga e che non ha lasciato descritto un metodo preciso e verificabile.

Sullo studio dei precursori sismici di origine elettromagnetica si sta attivamente impegnando l'Associazione Radioamatori Italiana (ARI) predisponendo stazioni di ascolto delle emissioni elettromagnetiche in bassa frequenza ELF (Extremely Low Frequency).

Anche il monitoraggio dell'eventuale sciame sismico prima di un mainshock spesso non sembra portare a risultati concreti in termini di previsione in quanto la stragrande maggioranza degli sciami sismici evolvono senza produrre catastrofi ovvero dissipandosi più o meno lentamente nel tempo secondo la Legge di Omori.

Attualmente alcuni modelli fisici sperimentali di previsione sismica di natura statistica si sono rivelati abbastanza efficaci nel prevedere alcune sequenze di aftershock, ma abbastanza deludenti nel prevedere il main shock.

Allo stadio attuale della ricerca sismologica i risultati più concreti per la previsione dei terremoti si hanno dunque per via statistica nel lungo periodo ovvero consultando mappe di pericolosità che tengono conto dei tempi di ritorno di un sisma in un dato territorio calcolandone dunque la probabilità di occorrenza. Tuttavia l'intervallo di tempo in cui si ritiene probabile il verificarsi di un sisma è piuttosto esteso, anche decine di anni, rendendo vano ogni tentativo ragionevole di prevenzione tramite evacuazione delle popolazioni.

Esistono tuttavia rilevanti voci fuori dal coro che ritengono possibile la previsione di un terremoto sia attraverso precursori sismici come il radon in alcuni casi sia attraverso raffinati modelli di previsione statistica a medio termine.

Prevenzione

Se all'atto pratico la previsione esatta di un sisma è, allo stadio attuale della ricerca scientifica, ancora lontana, il rimedio più ragionevole e saggio contro i danni materiali ed umani dei terremoti è rappresentato dalla protezione attiva ovvero dall'uso di efficaci tecniche antisismiche di costruzione di edifici proprie dell'ingegneria sismica come ad esempio l'isolamento sismico: queste tecniche allo stadio attuale sono in grado di minimizzare i danni anche di terremoti estremamente potenti e sono diffusamente utilizzate in alcune delle aree più sismiche al mondo come il Giappone.

Per individuare zone a significativo pericolo sismico e a conseguente rischio sismico si fa usualmente ricorso a studi di sismologia storica e paleosismologia e a tecniche di microzonazione sismica fornendo relative mappe di rischio, mentre per valutare gli effetti di un sisma si può ricorrere a tecniche di simulazione (vedi simulazione di terremoto).

Studi e credenze

Durante la Guerra fredda, le onde P sono state studiate per tenere sotto controllo le nazioni che praticavano esperimenti nucleari. Ognuno dei due blocchi studiava i progressi nucleari del blocco contrapposto, grazie all'utilizzo dei sismometri, al punto che i test nucleari (sotterranei o in atmosfera) furono usati sia dagli USA sia dall'URSS come una sorta di avvertimento — o comunicazione indiretta — nei confronti del nemico.

Vulcano

Un vulcano è una struttura geologica complessa, che si genera all'interno della crosta terrestre per la risalita, in seguito ad attività eruttiva, di massa rocciosa fusa (chiamata magma) formatasi al di sotto o all'interno della crosta terrestre.

Un vulcano è formato da una struttura non visibile, interna alla crosta (comprendente camera magmatica, condotti magmatici,...) e una struttura visibile formata dal rilievo vulcanico. Più comunemente con il termine vulcano ci si riferisce solo alla parte esterna e visibile dell'apparato vulcanico ossia proprio al rilievo, più o meno conico, formato dall'accumulo di tutti quei materiali liquidi, solidi o gassosi, che sono stati emessi dai crateri durante le varie fasi eruttive del vulcano stesso. Più in generale sono vulcani tutte le discontinuità nella crosta terrestre attraverso le quali, con manifestazioni varie, si fanno strada i prodotti dell'attività magmatica endogena: polveri, gas, vapori e materiali fusi solidi (vulcanismo).

La fuoriuscita di materiale è detta eruzione e i materiali eruttati sono lava, cenere, lapilli, gas, scorie varie e vapore acqueo. Le masse di rocce che formano un vulcano vengono chiamate rocce ignee, poiché derivano dal raffreddamento di un magma risalito dall'interno della Terra. La forma e l'altezza di un vulcano dipendono da vari fattori tra cui l'età del vulcano, il tipo di attività eruttiva, la tipologia di magma emesso e le caratteristiche della struttura vulcanica sottostante al rilievo vulcanico. Sulla superficie terrestre il 90% dei vulcani sono sottomarini (in gran parte situati lungo le dorsali medio oceaniche) mentre circa 1500 sono quelli oggi attivi sulle terre emerse.

Descrizione

Nell'astenosfera e nella crosta terrestre, in seguito ai processi tettonici, si creano grosse masse magmatiche a causa delle forze tettoniche, degli attriti e dei conseguenti livelli di pressione e temperatura. Tali fattori rappresentano poi anche le cause stesse della risalita e fuoriuscita di magmi sulla superficie terrestre dando vita alle eruzioni e ai vulcani stessi.

Ciò che è comunemente chiamato vulcano, nella terminologia tecnica è definito edificio vulcanico o cono vulcanico, ma siccome il termine più usato è vulcano, l'edificio vulcanico molto spesso è chiamato così anche in geologia.

I vulcani testimoniano l'esistenza, nelle zone profonde della litosfera, di masse fuse silicatiche naturali dette magmi.

Un generico vulcano è formato da:

un bacino o camera magmatica, ovvero il serbatoio sotterraneo nel quale è presente il magma che alimenta il vulcano.

un camino o condotto vulcanico principale, luogo di transito del magma dalla camera magmatica verso la superficie.

un cratere sommitale, dove sgorga il condotto principale.

uno o più condotti secondari, i quali, sgorgando dai fianchi del vulcano o dalla stessa base, danno vita a dei coni e crateri secondari.

delle fessure laterali, fratture longitudinali sul fianco del vulcano, provocate dalla pressione del magma. Esse permettono la fuoriuscita di lava sotto forma di eruzione fessurale.

Cono vulcanico

Viene definito cono vulcanico la parte in superficie del vulcano formata dall'edificio che prende la forma di un cono (solido) con alla sommità il cratere principale. Più propriamente il vulcano ha una forma di un tronco di cono, visto che il vertice è tagliato appunto dal cratere. 

Esistono diverse geometrie di coni vulcanici dipendenti dalla composizione di magma solidificato e dalla quantità di materiale fuoriuscito dal serbatoio magmatico sottostante. I vulcani delle isole Hawaii come il Mauna Kea e il Mauna Loa hanno coni vulcanici molto grandi ma i loro pendii sono relativamente ripidi, questo grazie al loro magma prevalentemente basico molto fluido che viene eruttato in grandi quantità. Al contrario, vulcani come il Vesuvio in Italia hanno coni con pendici ripide ed edificio di gran lunga inferiore di massa rispetto ai fratelli maggiori prima citati. Questi vulcani hanno un magma viscoso e questo impedisce lunghe colate e da origine a forti esplosioni a causa del tappo solido che si forma dopo eruzioni precedenti nella parte terminale del camino magmatico. Alcuni coni vulcanici presenti sul pianeta hanno geometria perfetta come Il Cotopaxi in Ecuador.

Disposizione dei vulcani

La disposizione dei vulcani risulta localizzata in massima parte lungo i margini tra le zolle tettoniche (es. cintura di fuoco) e in particolare lungo le fosse abissali (zone di subduzione) dove lo sprofondamento della crosta sotto altre porzioni di crosta porta alla fusione di parte della zona rocciosa di contatto per attrito, oppure lungo le dorsali oceaniche dove il magma del mantello terrestre risale in superficie. In queste zone il vulcanismo è spesso associato anche ai fenomeni sismici per la concomitanza delle forze tettoniche in gioco.

Studio dei vulcani

Per la loro grandiosità di manifestazione i vulcani erano oggetto di ammirazione, timore, curiosità e studio fin dall'antichità con diverse interpretazioni nate per spiegarne l'origine. Platone ammetteva l'esistenza di un fiume sotterraneo di fuoco, il Piroflegetonte, che nel vulcano trovava uno sfogo. Seneca indicava quale causa di eruzioni e terremoti, la penetrazione dell'acqua nel sottosuolo, quando l'acqua raggiungeva la materia incandescente, liberava vapore a forte pressione. Nel 79 d.C., Plinio il Giovane descrive l'eruzione del Vesuvio che seppellì Pompei, Ercolano e Stabia in cui perse la vita lo zio Plinio il Vecchio. Ma la vera scienza che studia i vulcani, la vulcanologia, nasce solo nel XVII secolo, quando i naturalisti si interessarono alle eruzioni del Vesuvio (1631) e dell'Etna (1669).

Tale scienza ottiene progressi decisivi con gli studi di Spallanzani e quindi nel XIX secolo, con l'aiuto della petrografia. L'origine dei vulcani viene spiegata con varie teorie, di cui due importanti e opposte fra loro:

la teoria dei crateri di sollevamento di De Buch;

la teoria dell'accumulazione esterna di Scrope e Spallanzani.

Nella teoria di De Buch, i vulcani sarebbero originati dal magma che solleverebbe gli strati esterni della terra formando dei coni, che poi si romperebbero in alto formando i crateri. Nella seconda teoria, i vulcani sarebbero dovuti ad accumulo di materiale solido emessi o proiettati dal condotto vulcanico.

Il calore che viene prodotto all'interno esercita una pressione uniforme su tutta la crosta, e dove è più sottile cederebbe, facendo fuoriuscire il magma, causando la nascita dei vulcani.

Classificazione dei vulcani

I vulcani possono essere classificati in base al tipo di apparato vulcanico esterno o al tipo di attività eruttiva: entrambe queste caratteristiche sono strettamente legate alla composizione del magma e della camera magmatica (e quindi della lava che emettono). Tale classificazione è detta Classificazione Lacroix dal geologo francese Alfred Lacroix che per primo la ideò.

In base al tipo di apparato vulcanico esterno

Considerando il tipo di cono vulcanico si hanno 2 tipi di vulcani:

Vulcani a scudo

Vulcani a cono (o stratovulcani)

Vulcani a scudo

Un vulcano a scudo presenta fianchi con pendenza moderata, ed è costruito dall'eruzione di lava basaltica fluida. La lava basaltica tende a costruire enormi coni a bassa pendenza, in quanto la sua scarsa viscosità le consente di scorrere agevolmente sul terreno o sotto di esso, nei tubi di lava, fino ad arrivare a molti km di distanza senza consistente raffreddamento. I maggiori vulcani del pianeta sono vulcani a scudo. Il nome viene dalla geometria degli stessi, che li fa assomigliare a scudi appoggiati al terreno.

Il più grande vulcano a scudo del mondo si trova nelle Hawaii, il suo nome è Mauna Loa. È alto circa 4000 m s.l.m. ma la sua base è situata 5000 metri sotto il livello del mare, perciò la sua altezza effettiva è di 9000 metri, mentre il suo diametro alla base è di circa 250 km.

Vulcani a cono - stratovulcani

Troviamo un vulcano a cono quando le lave sono acide. In questi casi il magma è molto viscoso e trova difficoltà nel risalire, solidificando velocemente una volta fuori. Alle emissioni laviche si alternano emissioni di piroclastiti, materiale solido che viene sparato fuori e che, alternandosi con le colate, forma gli strati dell'edificio. 

Eruzioni di questo tipo possono essere molto violente (come quella del Vesuvio che seppellì Pompei), poiché il magma tende ad ostruire il camino vulcanico creando un "tappo"; solo quando le pressioni interne sono sufficienti a superare l'ostruzione l'eruzione riprende (eruzione di tipo vulcaniano), ma nei casi estremi ci può essere un'esplosione che può arrivare a distruggere l'intero vulcano (eruzione di tipo peleèano). Il vulcanismo di questo tipo è presente lungo il margine continentale delle fosse o dei sistemi arco-fossa, dove il magma proviene dalla crosta, dove le rocce sono di composizione più esogena.

Vulcani sottomarini

Un terzo tipo di apparati vulcanici sono i vulcani sottomarini nella forma di semplici spaccature della crosta oceanica da cui fuoriescono magma e gas. Rappresentano i vulcani più diffusi sulla Terra ed hanno dato vita nel corso della storia geologica della Terra alle dorsali oceaniche e alle isole o arcipelaghi di origine vulcanica. Vulcani di questo tipo, oltre che semplici spaccature della crosta, possono essere sia vulcani a scudo sia vulcani a cono.

In base al tipo di attività eruttiva

A grandi linee distinguiamo vulcani rossi (vulcani caratterizzati da emissioni effusive in cui l'accumulo delle colate laviche dona all'edificio vulcanico un aspetto "marrone-rossastro") e vulcani grigi (vulcani con eruzioni di carattere esplosivo in cui l'accumulo di ceneri donano all'edificio vulcanico un aspetto grigio-nero).

Nello specifico, considerando il tipo e la potenza dell'attività eruttiva di un vulcano si hanno:

Vulcani ad eruzione di tipo hawaiano

Vulcani ad eruzione di tipo islandese

Vulcani ad eruzione di tipo stromboliano

Vulcani ad eruzione di tipo vulcaniano

Vulcani ad eruzione di tipo vesuviano

Vulcani ad eruzione di tipo pliniano e peleano (ultra-pliniano)

Grandi caldere ("supervulcani")

Tipo hawaiano

Le eruzioni non sono riconducibili alla tettonica, cioè non sono dovute a movimenti della placca quanto piuttosto a dei fenomeni che vedono il magma risalire dai pennacchi caldi fino ai punti caldi (hot spot); la sommità del vulcano è occupata da una grande depressione chiamata caldera, limitata da ripide pareti a causa del collasso del fondo. Altri collassi avvengono all'interno della caldera, creando una struttura a pozzo. La lava è molto basica e perciò molto fluida, essa produce edifici vulcanici dalla tipica forma a "scudo, con debolissime pendenze dei rilievi.

Tipo islandese

Sono chiamati anche vulcani fissurali poiché le eruzioni avvengono attraverso lunghe fenditure e non da un cratere circolare. Le colate, alimentate da magmi basici ed ultrabasici, tendono a formare degli altopiani basaltici (platéaux basaltici). Al termine di un'eruzione fissurale (o lineare), la fessura eruttiva può sparire perché ricoperta dalla lava fuoriuscita e solidificata, fino a che non riappare alla successiva eruzione. Gli esempi più caratteristici si trovano in Islanda, da cui la particolare denominazione del tipo; un ottimo esempio di eruzione di vulcano islandese è quella del Laki del 1783, una delle più famose eruzioni vulcaniche della storia europea.

Tipo stromboliano

Magmi basaltici molto viscosi danno luogo a un'attività duratura caratterizzata dalla emissione a intervalli regolari di fontane e brandelli di lava, che raggiungono centinaia di metri d'altezza, e dal lancio di lapilli e bombe vulcaniche. La ricaduta di questi prodotti crea coni di scorie dai fianchi abbastanza ripidi. Stromboli, l'isola-vulcano dalla quale prende il nome questo tipo di attività effusiva, è in attività da due millenni, tanto da essere nota, sin dai tempi delle prime civiltà, come il "faro del Mediterraneo".

Tipo vulcaniano

Dal nome dell'isola di Vulcano nell'arcipelago delle Eolie. Sono eruzioni esplosive nel corso delle quali vengono emesse bombe di lava e nuvole di gas cariche di ceneri. Le esplosioni possono produrre fratture, la rottura del cratere e l'apertura di bocche laterali.

Tipo vesuviano (o sub-pliniano)

Dal nome del vulcano Vesuvio, è simile al tipo vulcaniano ma con la differenza che l'esplosione iniziale è tremendamente violenta tanto da svuotare gran parte della camera magmatica: il magma allora risale dalle zone profonde ad alte velocità fino ad uscire dal cratere e dissolversi in minuscole goccioline. Quando questo tipo di eruzione raggiunge il suo aspetto più violento viene chiamata eruzione pliniana (in onore di Plinio il Giovane che per primo ne descrisse lo svolgimento, nel 79 d.C.)

Tipo pliniano (e peleano)

Le eruzioni sono prodotte da magma molto viscoso. Si formano frequentemente nubi ardenti, formate da gas e lava polverizzata. Sono eruzioni molto pericolose che si concludono generalmente con il collasso parziale o totale dell'edificio vulcanico o con la fuoriuscita di un tappo di lava detto spina vulcanica o duomo. In alcuni casi si verificano entrambi i fenomeni. Gli apparati vulcanici che manifestano questo comportamento eruttivo sono caratterizzati dalla forma a cono. Queste eruzioni prendono il nome da Plinio il giovane che per primo descrisse questo tipo di eruzione osservando l'eruzione del Vesuvio del 79 d.C., che sommerse di ceneri Pompei ed Ercolano. Una variante dell'eruzione pliniana è la peleana: se durante un'eruzione pliniana il corpo principale della nube ardente esce dal cratere sommitale e va verso l'alto, durante un'eruzione peleana (che prende il nome dal vulcano La Pelée della Martinica), il vulcano erutta non centralmente dal cratere ma lateralmente smembrando parte dell'edificio vulcanico. Tale eruzione ha effetti devastanti concentrati nella direzione di eruzione della nube ardente principale che può arrivare fino ad oltre 20 km dall'edificio vulcanico (come accaduto nel 1980 nell'eruzione del St. Helens).

Altre varianti dell'eruzione pliniana sono le eruzioni ultra-pliniane (o krakatoiane): questo tipo di eruzioni si caratterizzano sia per avere un indice di esplosività ancora maggiore, che può arrivare a distruggere completamente l'edificio vulcanico (ne sono un esempio il Krakatoa o il Santorini), sia soprattutto per le enormi quantità di ceneri vulcaniche che vengono emesse. Le esplosioni di questo tipo, in base alla grande quantità di cenere che rimane in sospensione in atmosfera, ha ripercussioni più o meno grandi sul clima mondiale negli anni successivi all'eruzione.

Grandi caldere ("Supervulcani")

Pur non essendo riconosciuti come veri e propri vulcani, merita un discorso a parte il caso delle 7-8 grandi caldere individuate sulla superficie terrestre. Tali strutture si caratterizzano per non avere un edificio vulcanico quanto semmai una depressione di origine vulcanica (detta caldera), che ricopre un'area molto vasta, oltre i 10–15 km. All'interno della caldera è possibile notare lo sviluppo di vari crateri più o meno formati. Non è mai stata osservata un'eruzione di questo tipo di caldere (che hanno periodi di eruzione di centinaia di migliaia di anni) ed oggi tali aree sono soggette solo ad un vulcanismo di tipo secondario (geyser, fumarole, sorgenti termali,...). Gli esempi più noti di questo tipo di apparati sono il parco delle Yellowstone, I campi Flegrei, i Colli Albani, il lago Toba.

Attività dei vulcani

Il magma risale attraverso il mantello e/o la crosta terrestre perché meno denso delle rocce circostanti (risalita per spinta di galleggiamento). Durante la risalita, per effetto della diminuzione della pressione, i gas sciolti nel fuso dissolvono determinando una ulteriore diminuzione della densità. Nella crosta terrestre il magma può accumularsi, raffreddare e solidificare, oppure risalire fino alla superficie della terra dando così luogo ad una eruzione.

Le eruzioni possono essere di diverso tipo: possono dar luogo a fenomeni esplosivi, dove ceneri e lapilli vengono proiettati fino a decine di km al di sopra del cratere e si depositano fino a centinaia di chilometri di distanza dal centro eruttivo, o effusivi, se il magma fuoriesce formando una colata lavica che si propaga per distanze minori (decine di metri fino ad alcuni km dal centro eruttivo).

Una delle caratteristiche che influenzano la tipologia di eruzione è la viscosità del magma, che dipende dal contenuto di silicio, che legandosi con l'ossigeno forma molecole che tendono continuamente a legarsi tra loro e a formare catene indistruttibili. Se il magma ha più del 60% di silice [SiO2] è considerato viscoso e darà luogo con maggiore probabilità ad una eruzione esplosiva, se invece il magma ha meno del 50% di silice verrà probabilmente eruttato con dinamica effusiva ed emesso sotto forma di colate laviche.

Il magma

Il magma è una miscela costituita da roccia fusa, in quantità variabile, ossidi di silicio, alluminio, ferro, calcio, magnesio, potassio, sodio e titanio; minerali, e da gas disciolti, soprattutto acqua, ma anche anidride carbonica, acido fluoridrico, acido cloridrico, idrogeno solforato, che sono molto pericolosi. La sua temperatura è molto elevata, compresa tra gli 800 e i 1200 °C. Quando il magma ha perso la maggior parte del suo contenuto originario in gas, non può più eruttare in modo esplosivo, viene detto lava.

Caldere, vulcani attivi e quiescenti

I vulcani attivi possono essere sventrati da esplosioni e sprofondare nella camera magmatica sottostante a causa del crollo della volta. La depressione conseguente al collasso dell'edificio vulcanico è chiamata caldera (termine spagnolo che vuol dire "pentolone"). Un esempio di caldera sono i Campi Flegrei, in Campania o la caldera di Santorini sul mar Egeo. Se l'azione riprende con la ricostruzione dell'edificio vulcanico all'interno della caldera, l'intera struttura è detta vulcano a recinto. La caldera più grande non si trova sulla Terra, ma su Marte. Essa appartiene al Monte Olimpo. Si hanno vulcani attivi (in fase solfatarica, permanente moderata o in eruzione), vulcani quiescenti e vulcani spenti.

Sulla Terra esistono circa 700 vulcani attivi subaerei, di cui il 60% concentrato attorno al Pacifico a formare la cosiddetta "cintura di fuoco".

I vulcani considerati attivi in Italia sono dieci: il Vulcano Laziale, corrispondente all'area dei Colli Albani nel Lazio; il Vesuvio, i Campi Flegrei, Ischia e Procida in Campania; l'Etna, lo Stromboli, Lipari, Vulcano e Pantelleria in Sicilia.

I vulcani esplosivi sono situati in zone orogenetiche, quelli effusivi ai margini di zolle contigue in allontanamento.

Il vulcanismo secondario

Il vulcanismo secondario rappresenta una serie di fenomeni che sono la manifestazione secondaria dell'attività di un vulcano o quando il vulcano è dichiarato spento, ma il magma residuo permane comunque in profondità nella camera magmatica raffreddandosi e solidificandosi nel corso di milioni di anni, nel corso dei quali continua ad interagire con il terreno, l'acqua delle falde, i gas in risalita determinando la liberazione di gas o il riscaldamento delle acque del sottosuolo con conseguente ulteriore emissione di gas e vapor d'acqua. 

Tale massa in raffreddamento è detta plutone e dà origine a popolari fenomeni detti manifestazioni tardive. Esempi di questi fenomeni sono i geyser, le sorgenti termali, le fumarole, le mofete, i soffioni boraciferi, le solfatare, le salse. Un altro fenomeno di vulcanismo secondario è il bradisismo, che consiste nel movimento verticale del terreno veloce dal punto di vista geologico, ma estremamente lento e percepibile a livello strumentale.

Laghi vulcanici

I laghi vulcanici si originano quando forme vulcaniche negative come crateri di vulcani sia spenti che quiescenti o caldere generate in vario modo dall'attività vulcanica vengono parzialmente o completamente riempite dalle acque meteoriche o sorgive. Per esempio, il Crater Lake (Oregon) è un lago ospitato in una caldera formatasi quando la cima del Monte Mazama collassò circa 6600 anni fa. Ne troviamo alcuni anche in Italia, soprattutto nel Lazio e Campania (Lago di Bolsena, Lago di Vico, Lago di Bracciano, Lago Albano, Lago di Nemi, Lago d'Averno). 

La presenza di un lago all'interno del cratere di un vulcano non estinto ne aumenta notevolmente il rischio vulcanico associato, inteso come potenziale distruttivo del vulcano. La ripresa della attività vulcanica può innescare infatti sia colate di fango calde (lahars caldi), che scendono ad alta velocità lungo i fianchi del vulcano con effetti catastrofici, che iniziali fenomenologie esplosive di tipo idromagmatico, anche molto intense, per interazione violenta acqua - magma e conseguente brusca frammentazione del magma anche quando questo è povero di componenti volatili primari.

Effetti dell'attività vulcanica

Aspetti positivi

Fin dai primi momenti della storia della Terra i vulcani sono stati partecipi di violente eruzioni, e negli ultimi millenni hanno contribuito alla distruzione di numerose civiltà. I vulcani presentano, comunque, un aspetto meno critico: sono essenziali nella creazione della vita di un pianeta.

Molti scienziati tendono ad identificare i vulcani come i creatori degli oceani e dell'atmosfera terrestre, tramite l'emissione e successiva condensazione di gas e vapori, emessi nel corso dei millenni. Anche gli strati di cenere che coprono i terreni intorno ai vulcani hanno un'azione benefica. Le particelle che li compongono, frantumandosi, liberano alcuni fertilizzanti, come il potassio o il fosforo, essenziali per l'agricoltura.

Vulcani e clima

I vulcani hanno creato l'atmosfera terrestre primordiale: senza di essi non esisterebbe né l'atmosfera attuale né gli oceani né la vita sulla Terra.

Con l'attività dei primi vulcani sono fuoriuscite grandi quantità di lava, gas e vapori che hanno formato l'atmosfera primitiva della Terra. In seguito, quando la temperatura della Terra è diminuita, il vapore acqueo è condensato e attraverso la pioggia ha formato l'intera idrosfera terrestre: si gettarono così le basi per la nascita della vita sulla Terra. Grazie poi all'azione dei vari organismi viventi (batteri, piante e animali) l'atmosfera si è arricchita di vari gas fino ad arrivare a come la troviamo oggi.

Ancora oggi, durante un'eruzione vulcanica, vengono immesse in atmosfera enormi quantità di materiali. La nube vulcanica, oltre che polveri e ceneri, contiene anche vapore acqueo (60% circa) e altri gas come anidride carbonica (10-30% circa) o anidride solforosa che è senz'altro uno dei più importanti. Polveri e gas vengono iniettate nell'aria e ci rimarranno per un lungo periodo data la loro volatilità e leggerezza viaggiando secondo i sistemi di circolazione principali e finendo alla fine per interessare l'intero pianeta. Gli scienziati riconoscono una stretta correlazione tra grandi eventi eruttivi e variazioni climatiche. Le grandi eruzioni vulcaniche, immettendo ingenti quantità di aerosol nella stratosfera, producono una diminuzione della temperatura media sulla superficie terrestre con effetti sensibili sul clima globale.

Le ingenti quantità di polveri e gas riflettono infatti una buona fetta delle radiazioni solari in arrivo causando un abbassamento della temperatura media su vaste regioni.

L'eruzione del vulcano Tambora in Indonesia, avvenuta nel 1815, immise nell'atmosfera una quantità di ceneri tale da causare la completa oscurità per tre giorni per un raggio di 500 km intorno al vulcano. La permanenza delle particelle di cenere e gas in sospensione causò l'abbassamento della temperatura media mondiale di più di un grado con forti danni per l'agricoltura, tanto che il 1816 fu conosciuto come l'anno senza estate e come l'anno della grande carestia. Il meccanismo fondamentale messo in atto in seguito ad una eruzione vulcanica consiste nella formazione in stratosfera di acido solforico dai gas emessi dal vulcano. L'acido solforico viene a trovarsi in soluzione acquosa sotto forma di minuscole gocce. L'effetto predominante di questa nube è quello di riflettere la radiazione solare il che, in assenza di altri meccanismi, provocherebbe un raffreddamento della parte bassa dell'atmosfera e quindi della superficie.

Un'altra grande eruzione fu quella del Pinatubo verificatasi il 15 giugno 1991 nelle Filippine. L'attività eruttiva è durata circa 9 ore ed ha eiettato in atmosfera circa 7 chilometri cubi di materiale. Si ritiene che quella del Pinatubo sia per importanza seconda solo all'eruzione del 1883 del Krakatoa. La ridotta radiazione solare alla superficie terrestre, a causa degli aerosol prodotti, provocò una diminuzione della temperatura di circa 0.4 °C su gran parte della Terra per gli anni 1992-1993. Questo effetto ha superato di gran lunga il previsto effetto serra di origine antropica. Negli stessi anni si è anche assistito al più basso livello di ozono mai registrato. Vi sono quindi due effetti da considerare e cioè l'emissione di gas serra come la CO2 da un lato e l'emissione di SO2 dall'altro che combinandosi con l'acqua tende a formare acido solforico e quindi a diffondere la radiazione incidente.

Altri sforzi vengono fatti per capire quale siano le emissioni diffuse dei vulcani: un vulcano emette gas (soprattutto vapore acqueo e CO2) non solo quando erutta dai crateri, ma direttamente dai fianchi dell'edificio vulcanico. Tali emissioni avvengono continuamente giorno dopo giorno e in maniera diversa a seconda dell'attività che attraversa un vulcano e per questo sono difficili da misurare.

Altre importanti relazioni sono state trovate tra eruzioni vulcaniche ed il fenomeno noto come buco dell'ozono: le eruzioni vulcaniche emettono, tra le altre cose, diverse particelle che possono interagire con l'ozono stratosferico, tra cui acido cloridico, aerosol e cloro. Queste sono in grado, quando raggiungono lo strato di ozono, di ridurlo in maniera significativa. Tale correlazione tra vulcani e ozono è stata osservata e misurata dopo alcune grandi eruzioni vulcaniche.

Studi condotti nel 2010 dalla Woods Hole Oceanographic Institution in cooperazione con la NASA hanno evidenziato per la prima volta sotto i ghiacci eterni dell'Artico (grazie all'uso di telecamere robot sottomarine), una enorme attività vulcanica che ha sorpreso i ricercatori. I risultati, riportati sulla rivista "Nature", hanno evidenziato la presenza di decine di vulcani che, a quattromila metri di profondità, emettono magma e nubi ardenti alla velocità di 500 m/s che si mescolano con l'acqua gelida e formano grandi nuvole sottomarine di particolato vulcanico che poi si depositano in uno spesso tappeto esteso per chilometri.

La colossale attività geotermica si accende e si spegne sotto i ghiacciai dell'Artico in maniera del tutto naturale e questo sembra essere in forte correlazione con la variabilità areale dei ghiacciai artici spesso messe in relazione solo con la variazione dei gas serra.

Nonostante gli sforzi che si fanno per capire in quale direzione stia andando il nostro clima, le risposte sono ancora molto incerte. L'unica certezza è che la natura tende sempre ad autoregolarsi ed i meccanismi con cui effettua questa operazione sono talmente complessi da sfuggire ad una completa e verosimile comprensione anche da parte dei più illustri scienziati.

Tettonica delle placche

La tettonica delle placche o tettonica a zolle (dal greco τέκτων, tektōn che significa "costruttore") è il modello sulla dinamica della Terra, su cui concorda la maggior parte degli scienziati che si occupano di scienze della Terra.

Questa teoria è in grado di spiegare, in maniera integrata e con conclusioni interdisciplinari, i fenomeni che interessano la crosta terrestre quali: attività sismica, orogenesi, la disposizione areale dei vulcani, le variazioni di chimismo delle rocce magmatiche, la formazione di strutture come le fosse oceaniche e gli archi insulari, la distribuzione geografica delle faune e flore fossili durante le ere geologiche e di come le zone interessate da attività vulcanica e quelle di attività sismica siano concentrate su determinate zone.

Questo modello ha parzialmente inglobato la precedente teoria della deriva dei continenti, enunciata inizialmente da Alfred Wegener, e sviluppatasi – con accesi dibattiti e scontri nella comunità scientifica – durante la prima metà del XX secolo e gradualmente universalmente accettata a seguito della scoperta, durante gli anni sessanta, dell'espansione dei fondali oceanici.

Introduzione

La base da cui partire per la comprensione della tettonica è accettare che, in origine, la Terra fosse ricoperta da magma che iniziò a solidificarsi quando la roccia fluida raggiunse il livello di temperatura inferiore alla temperatura di fusione a causa dell'assenza di sorgenti di calore capaci di mantenere le condizioni precedenti. E quindi due supercontinenti, che col progressivo raffreddamento e solidificazione del magma si sarebbero espansi ciascuno in direzione dell'equatore, fino ad unirsi/scontrarsi formando un supercontinente, fratturatosi poi a sua volta a causa della riduzione del volume del magma sottostante, sia per la solidificazione, sia per la sua fuoriuscita attraverso i punti più sottili della crosta, i vulcani.

Sulla base di studi geofisici e petrologici si è riconosciuto che la crosta terrestre, insieme alla parte più esterna del mantello superiore sottostante, forma la cosiddetta litosfera, un involucro caratterizzato da un comportamento fragile anche alla scala del tempo geologico, con uno spessore che va da 0 a 100 km per la litosfera oceanica raggiungendo un massimo di 200 km per quella continentale (in corrispondenza di orogeni). La litosfera è suddivisa in una decina di "zolle" (o "placche") principali di varia forma e dimensione, più numerose altre micro zolle; queste zolle si possono paragonare a zattere che "galleggiano" (in equilibrio isostatico) sullo strato immediatamente sottostante del mantello superiore, l'astenosfera.

Per effetto combinato delle elevate temperature, pressioni e dei lunghi tempi di applicazione degli sforzi l'astenosfera, pur essendo allo stato solido, ha un comportamento plastico, ovvero si comporta come un fluido ad elevata viscosità, i cui movimenti sono significativi su scala geologica, ovvero per tempi dell'ordine dei milioni di anni.

Le zolle tettoniche si possono muovere sopra l'astenosfera e collidere, scorrere l'una accanto all'altra o allontanarsi fra loro. Per tale motivo, nel corso della storia della terra, l'estensione e la forma di continenti ed oceani hanno subito importanti trasformazioni.

Le placche maggiori sono:

Placca antartica

Placca sudamericana

Placca africana

Placca indo-australiana

Placca pacifica

Placca nordamericana

Placca euroasiatica

Le placche minori principali sono:

Placca di Nazca

Placca di Cocos

Placca caraibica

Placca Scotia

Placca Araba o Arabica

Placca indiana

Placca delle Filippine

Placca Juan de Fuca

Fondamentale per il riconoscimento della teoria della tettonica a zolle e dei suoi meccanismi fu la scoperta dell'espansione dei fondali oceanici, confermata dallo studio delle anomalie magnetiche rilevate in prossimità della dorsale medio-atlantica. Tali anomalie risultano distribuite in fasce simmetriche, lungo i due lati delle dorsali oceaniche, e l'analisi della loro cronologia dimostra che l'età geologica dei basalti sul fondale oceanico aumenta, in ciascun lato, allontanandosi dalla cresta della dorsale.

Inoltre lo studio dei fenomeni sismici intorno al piano di Benioff, individuato dalla disposizione degli ipocentri dei terremoti e da altre osservazioni geologiche, apportò nuovi elementi per spiegare la dinamica delle placche.

I modelli basati sulla teoria della tettonica a zolle descrivono le interazioni che avvengono tra le zolle e le conseguenze macroscopiche di queste interazioni.

Si basano principalmente su quattro ipotesi di base:

nuova litosfera oceanica viene generata lungo le dorsali oceaniche, in maniera continuativa o episodica, a causa del processo di "espansione dei fondali oceanici": si tratta di magma che si solidifica nelle porzioni di crosta terrestre lasciate vuote dall'allontanamento delle zolle interessate;

la crosta oceanica appena creata entra a far parte di una zolla rigida (e può includere anche continenti);

l'area totale della superficie terrestre rimane invariata nel tempo, ossia la lunghezza del raggio terrestre rimane costante, e pertanto ciò implica che le zolle venendo a contatto fra loro devono quindi essere consumate da qualche parte con la stessa velocità con cui vengono create;

le zolle litosferiche trasmettono lateralmente tutti gli sforzi a cui sono sottoposte (hanno appunto un comportamento rigido).

I confini tra le placche

I margini di zolla sono di tre tipi:

Margini a scorrimento laterale ("conservativi'") lungo i quali la crosta non viene mai né creata né distrutta e le zolle scorrono lateralmente l'una rispetto all'altra. Essi sono rappresentati principalmente dalle faglie trascorrenti e dalle faglie trasformi (destrorse o sinistrorse a seconda del verso del movimento relativo).

Margini convergenti o di subduzione, ("distruttivi") lungo i quali le zolle si avvicinano l'una all'altra. In questa sede avvengono fenomeni diversi a seconda del tipo di zolle che entrano in collisione. Se a convergere sono una placca continentale e una oceanica, la seconda sottoscorre alla prima attraverso il cosiddetto fenomeno di subduzione e la litosfera oceanica viene trascinata in profondità nel mantello.
In queste aree troviamo le fosse abissali e spesso sono presenti fenomeni di vulcanismo di natura andesitica, ovvero di composizione chimica intermedia (ricordiamo che le rocce magmatiche ad una prima approssimazione vengono suddivise, in base al contenuto assoluto di ossido di silicio, in rocce acide, intermedie e basiche) i cui prodotti, evolvendo durante le fasi di accumulo e risalita, tendono a diventare sempre più ricchi di silice (più acidi, fino a granitici). Si viene così a creare in superficie un arco vulcanico sul continente. Tale vulcanismo ha origine dalla presenza di magma causata soprattutto dalla fusione parziale del cuneo di mantello "sopra-Benioff" (fusione per idratazione) e solo in minima parte dalla fusione del materiale subdotto. Un esempio di questo tipo è il margine orientale della placca di Nazca che slitta sotto quello occidentale della zolla sud-americana, dando origine alla lunghissima catena montuosa e vulcanica delle Ande (da cui prende il nome il vulcanismo andesitico). Una volta che è stato consumato tutto l'oceano si ha la collisione continentale con il conseguente innalzamento di un orogene. Se a convergere sono due litosfere oceaniche una delle due sottoscorre all'altra generando questa volta un arco vulcanico insulare.

Margini divergenti (di accrescimento, "costruttivi"), lungo i quali le zolle si allontanano l'una dall'altra e lo spazio creatosi viene occupato da nuova litosfera oceanica generata dalla risalita adiabatica di un diapiro (rocce plastiche e leggere che risalgono tra rocce più pesanti) di astenosfera calda che quindi fonde parzialmente (fusione per decompressione). Si ha quindi la creazione di una catena montuosa chiamata dorsale oceanica lunga decine di migliaia di chilometri e che percorre tutti gli oceani del globo in modo più o meno regolare. Un esempio lampante è dato dalla dorsale medio-atlantica che corre al centro dell'oceano Atlantico e che separa le zolle americane a ovest da quella euroasiatica e africana a est. Lungo la zona assiale delle dorsali si ha un'importante emissione di magmi basaltici (circa 25 km cubici all'anno) che vanno a formare la crosta oceanica.
Un margine divergente può essere presente anche su litosfera continentale generando quello che viene definito un rift in cui il movimento divergente non è compensato da formazione di nuova litosfera ma da assottigliamento e fratturazione di quella già esistente. Oltre al normale vulcanismo basico se ne associa in minor misura uno più acido a causa della fusione di alcune rocce costituenti la crosta continentale le quali sono investite dall'aumento del flusso termico che, a sua volta, è incrementato dalle continue intrusioni di magmi basaltici (generalmente molto caldi con temperature che possono arrivare a 1200 °C; ricordiamo che il granito generalmente fonde a temperature che vanno dai 700 ai 900 °C) di natura simile a quelli che si formano lungo le dorsali. Un importante esempio è dato della "Rift Valley" in Africa orientale. Una volta che è stata completata la rottura della litosfera un rift evolve in una dorsale oceanica, come avviene nel caso del Mar Rosso.

Occorre ricordare che i fenomeni descritti non corrispondono ad una catalogazione netta di tutti i margini tra le placche; si tratta invece di end-members, ovvero dei casi limite (o "puri"), in quanto nei casi naturali si riscontrano tutte le gamme di casi misti possibili; si possono avere per esempio limiti con movimenti transpressivi (trascorrenti e compressivi) poiché raramente il movimento delle placche è perfettamente parallelo (nel caso dei limiti trascorrenti) o perpendicolare (nel caso dei limiti convergenti e divergenti).

Margini a scorrimento laterale (conservativi)

Esistono due tipi di margini con movimento laterale; entrambi possono essere caratterizzati da un movimento definito destro o sinistro. Per distinguerli occorre idealmente "mettere i piedi" su uno dei due blocchi coinvolti e vedere in che direzione va l'altro blocco (in una stessa faglia fate la prova mettendo i piedi sull'altro blocco e vedrete che il risultato sarà lo stesso).

Al primo tipo appartengono le faglie trascorrenti, il movimento destro o sinistro di una placca contro un'altra causa effetti facilmente visibili in superficie. A causa dell'attrito e del comportamento rigido le placche possono non scivolare in modo continuo l'una sull'altra, accumulando energia elastica sui margini di zolla che, quando viene superata la soglia di rottura delle rocce interessate dal fenomeno, viene rilasciata istantaneamente provocando così un terremoto di magnitudo variabile. Questo fenomeno è inquadrato nella "teoria del rimbalzo elastico". L'esempio più famoso di questo tipo di faglia è rappresentato dal complesso della nota "faglia di Sant'Andrea" (vedi figura), nella costa ovest del nord America, in California; in quest'area le placche del Pacifico e del nord America scorrono lateralmente fra di loro con un movimento transpressivo, in modo tale che la placca del Pacifico si sposti verso nord mentre l'altra verso sud.
Altri esempi di faglie trascorrenti sono quelli della "faglia alpina" della Nuova Zelanda e la faglia dell'Anatolia in Turchia. Al secondo tipo appartengono le faglie trasformi; queste sono faglie particolari che segmentano la dorsale oceanica principale e generalmente si dispongono perpendicolarmente ad essa (e quindi parallelamente alla direzione di espansione). La loro esistenza è legata a discontinuità ereditate dalla struttura della crosta continentale durante la fase di rottura, ma soprattutto dalla necessità di accomodare la variazione delle velocità lineari che si hanno a distanze diverse dall'asse intorno al quale ruota una placca rigida quando si muove lungo una superficie sferica (anche se ovviamente le velocità angolari rimangono le stesse).

Margini divergenti (costruttivi)

Nel caso dei margini divergenti (esempio le dorsali oceaniche, morfologicamente descrivibili come lunghe spaccature a forma di "cresta"), le placche interessate si muovono allontanandosi a vicenda e lo spazio che viene a crearsi fra loro viene riempito da nuovo materiale effusivo proveniente dal mantello. Così, il materiale, appena uscito solidifica, "fondendo" così tra loro le due zolle interessate. Dato che le zolle sono in continuo movimento, superato il limite di rottura, l'energia elastica accumulata si libera, generando un terremoto. Però, in questo caso, i terremoti sono prodotti anche dalla risalita di magma proveniente dal mantello.

Una caratteristica particolare delle dorsali oceaniche è la presenza di una curiosa "struttura a blocchi" paralleli suddivisi fra loro da spaccature trasversali rispetto all'asse della dorsale stessa.

I margini divergenti sono caratterizzati, nella "litosfera oceanica", da lunghissime dorsali mentre, per quanto riguarda la "litosfera continentale", sono caratterizzati da grandi vallate a forma di spaccatura, come la già menzionata "Rift-valley" in Africa orientale.

Margini convergenti (distruttivi)

La natura dei margini convergenti dipende dal tipo di crosta delle placche collidenti. Quando una placca oceanica molto densa e quindi parecchio pesante si scontra con una continentale meno densa, e quindi più leggera, quella oceanica solitamente scende in profondità, al di sotto di quella continentale. La conseguenza di questa collisione è una fossa oceanica dalla parte dell'oceano ed una catena montuosa vulcanica sul versante continentale. Questo è ciò che avviene nell'area lungo la costa ovest del sud America ove la "Placca di Nazca" viene subdotta dalla placca del sud America. Il materiale subdotto viene notevolmente scaldato e, divenendo fluido tende a risalire in superficie formando dei vulcani oppure catene montuose vulcaniche.

Durante la discesa nel mantello, la temperatura della crosta sale progressivamente fino alla sua fusione e con separazione e migrazione delle sue componenti più volatili (tra cui in abbondanza l'acqua contenuta nei minerali ed intrappolata nei sedimenti subdotti); queste componenti abbassano la temperatura di fusione delle rocce circostanti nelle immediate vicinanze generando un magma ricco di gas che sale rapidamente fino alla superficie, dando luogo ad un vulcanismo di tipo "esplosivo", a causa dell'elevato contenuto di gas (come avvenne per esempio nell'eruzione del Monte St. Helens).

Il magma che risale in superficie genera spesso lunghe catene vulcaniche all'interno del continente, ma anche in prossimità all'oceano. La cordigliera delle Ande in sud-America è ricca di questo tipo di vulcani esplosivi.
Diversi vulcani alternano periodi di quiete ad eruzioni che iniziano con espulsione massiva di gas. L'intero Oceano Pacifico è attraversato da lunghe file di vulcani ed isole vulcaniche note con l'appellativo di "Cintura di fuoco".

Quando due zolle continentali entrano in collisione, le stesse si comprimono fra loro oppure una delle due viene subdotta come nel caso precedente; in casi molto rari, una zolla sale sopra l'altra (obduzione). In ogni caso, durante questa collisione si formano catene montuose (ad es. la catena montuosa dell'Himalaya).

Quando due croste oceaniche convergono, in genere formano un arco insulare mentre una delle due viene subdotta sotto l'altra. L'arcipelago formatosi è costituito da isole vulcaniche che eruttano il magma proveniente dalla distruzione della crosta oceanica subdotta che, dopo la fusione nel mantello, risale attraverso la crosta oceanica sovrastante. Un esempio di questo genere di collisioni fra croste oceaniche può essere riscontrato osservando la conformazione del lunghissimo arco insulare compreso fra la Kamčatka (Russia) e l'Alaska.

Cause dei movimenti tettonici

Occorre comprendere perché le placche possono muoversi dando origine a tutti i fenomeni finora elencati. A tal proposito è importante ricordare che la terra emette continuamente calore, a riprova dell'esistenza di un nucleo interno molto caldo.

L'origine di questo flusso termico va ricercata nel fenomeno della radioattività; si presume che nel mantello e nel nucleo terrestre abbondino elementi radioattivi come l'Uranio 238 o il Torio 232 che decadono emettendo particelle la cui energia cinetica si tramuta in calore. Quindi dall'interno del pianeta si diparte il calore generato che si trasmette agli strati superiori per convezione.

La Cella Convettiva

I movimenti tettonici traggono energia da "moti convettivi" che avvengono al di sotto della litosfera, nel mantello terrestre.

Le rocce fluide che costituiscono il mantello sono continuamente rimescolate da correnti convettive, come quelle che si formano portando ad ebollizione una pentola d'acqua; le rocce fluide e calde che costituiscono il magma, tendono a salire in superficie, quelle più dense e fredde della crosta sprofondano nell'astenosfera dove le alte temperature le fondono trasformandole in magma; questo tende poi a risalire in superficie.

Il processo ciclico appena descritto è un esempio di processo convettivo. Il magma che risale in superficie produce nuova litosfera, lungo i margini delle zolle, formando quindi nuova crosta terrestre.

Il movimento circolare di queste celle convettive innesca in superficie i movimenti tettonici, generando un margine divergente quando due masse si allontanano fra loro ed un margine convergente quando si avvicinano fronteggiandosi.

Alcuni geofisici preferiscono però considerare la struttura delle celle a due livelli, uno per il mantello superiore ed uno per il mantello inferiore. Le celle del mantello inferiore, operanti in condizioni di maggior densità, si muovono più lentamente, trasmettendo direttamente il calore che permette il movimento delle celle convettive superiori, le quali provocano i movimenti tettonici. Sebbene i due modelli siano ancora oggetto di dibattito, si tende a considerarli come integranti tra loro: infatti, sebbene il moto convettivo possa essere considerato a due livelli, si pensa che alcune masse rocciose passino dall'uno all'altro.

I Punti caldi

Sulla crosta terrestre si hanno aree soggette a magmatismo anche al di fuori dei limiti tra le placche (magmatismo intraplacca); il caso più comune è rappresentato dai "punti caldi" (es. Hawaii) o in inglese "Hot spots" sotto i quali, nel mantello, si ha una risalita di materiale fuso (Mantle plume). 

Non è ancora chiara la profondità della sorgente: alcuni ricercatori sostengono una provenienza profonda direttamente dalla superficie nel nucleo esterno(Discontinuità di Gutenberg, circa 2900 km di profondità); altri sostengono invece un'origine più superficiale, dal limite con il mantello inferiore (discontinuità a 670 km di profondità), o dal mantello superiore, nell'astenosfera (100-200 km). I plume si manifestano sulla crosta terrestre nei punti caldi che risultano essere indipendenti dal movimento tettonico e relativamente fissi.

L'effetto "slab pull"

Uno dei motori proposti per spiegare la tettonica delle placche è il cosiddetto effetto "slab pull" che ha luogo quando la placca inferiore entra nel mantello e per la sua minore temperatura si assume che sia più pesante dell'astenosfera in cui penetra, generando una ipotetica forza trattiva verso il basso. Vi sono varie prove scientifiche che questa forza da sola, se esiste, non sia in grado di muovere le placche. Ad esempio il tiro necessario a muovere verso il basso dello slab pull è maggiore di quanto la litosfera sia in grado di sostenere a trazione, il che significa che lo slab dovrebbe rompere la litosfera che trascina.

Il modello dello slab pull parte dall'assunto, molto speculativo, che la composizione del mantello superiore sia omogenea, e che la pressione e temperatura determinino solamente delle transizioni di fase. Lo slab, essendo più freddo, tenderebbe a scendere verso il basso. Tuttavia non c'è prova di questa omogeneità chimica anche perché in superficie arriva solo magmatismo che viene alimentato dall'astenosfera (100-200 km), e non abbiamo evidenze certe della composizione mantellica fino a 670 km. Inoltre la pendenza degli slab non ha relazione con l'età della litosfera, dove più è vecchia e più è spessa e fredda, quindi in teoria più densa.

Il ciclo di Wilson

Fosse e dorsali non sono strutture stabili; v'è una continua evoluzione che si spiega nella seguente maniera.

Una fossa può essere sostituita e distrutta da un'altra, mentre la risalita del magma attraverso una dorsale può arrestarsi e condurla all'arresto completo.

Una nuova dorsale può nascere nel bel mezzo di un continente oppure in un mare di piccole dimensioni: quando grandi masse di materiale caldo in risalita giungono in prossimità della litosfera, la stessa può fratturarsi dando origine ad un embrione di dorsale, ad esempio la già citata Rift Valley (in Africa), testimoniata da una lunga spaccatura con i bordi molto scoscesi e strutturati a "gradinate".

In seguito la lava inizia a fuoriuscire formando nuova crosta oceanica, mentre i margini dei due nuovi continenti si allontanano fra loro. Le acque invadono rapidamente la depressione: questo è il cosiddetto stadio giovanile di unoceano.

In ultimo vi è lo stadio di maturità: lungo i margini dell'ormai ampio bacino oceanico si accumulano i detriti che vanno a formare la scarpata oceanica, confine fra crosta oceanica e crosta continentale. Il processo si può anche invertire: i continenti possono riavvicinarsi e, scontrandosi, dar luogo al fenomeno dell'Orogenesi.

Questo fenomeno è noto come "ciclo di Wilson", grazie a cui si è potuti risalire ad antiche disposizioni continentali, come i supercontinenti Pangea (250 milioni di anni fa) e Rodinia (750 milioni di anni fa). Secondo questa teoria ci sarebbe la ciclica formazione di un "supercontinente" che poi tende a smembrarsi e ricomporsi in seguito, in un lasso di tempo stimato in circa 500 milioni di anni.

L'orogenesi

Per orogenesi s'intende la creazione di nuova litosfera oceanica che non è compensata solo dalla sua distruzione nelle zone di subduzione. Quando l'oceano coinvolto è stato completamente consumato è possibile arrivare ad una interazione continente-continente chiamata collisione continentale che porta al processo di orogenesi, ossia alla creazione di una catena montuosa.

La cordigliera, associata all'arco vulcanico, che sorge parallelamente alla fossa oceanica (il più importante caso naturale è rappresentato dalle Ande) è un bell'esempio di come il processo di orogenesi può avere inizio già prima della collisione continentale. Una volta che questa è avvenuta, non essendoci sufficienti differenze di densità fra le due tipologie di litosfere coinvolte e dato che entrambe sono troppo leggere per essere trascinate in profondità nel mantello, si ha che il moto convergente viene compensato prevalentemente da un ispessimento crostale che si manifesta in superficie con la formazione di una catena montuosa.

La placca che conteneva l'oceano comunque, per forza di cose, tenderà a scorrere sotto a quell'altra (contribuendo ampiamente all'ispessimento crostale). Inoltre se è pur vero che la litosfera continentale non può essere trascinata in profondità nel mantello in modo così massivo come avviene per quella oceanica, è anche vero che porzioni di rocce crostali, attraverso vari processi tettonici possono essere trascinate ad alte profondità. Ormai da tempo è assodato il fatto che anche porzioni di crosta continentale possono subdurre (come, ad esempio, i graniti eclogitici del monte Mucrone).

L'oceano viene quindi quasi completamente trascinato in profondità nel mantello e di esso rimangono soltanto dei "relitti" sotto forma di porzioni di crosta oceanica (più o meno deformate) intrappolate nella catena montuosa (sono chiamate ofioliti ed il processo che le "mette in posto" è chiamato obduzione), associate a successioni sedimentarie marine.

L'esempio più noto di questo tipo di orogenesi è la formazione della catena montuosa dell'Himalaya, che si è generata grazie alla spinta esercitata dal subcontinente indiano sul continente Eurasiatico.

Si può pertanto comprendere per quale motivo rocce tipiche dei fondali marini sono riscontrabili anche in alta quota. Il fenomeno è ancor più evidente quando vengono reperiti, in zone montuose, fossili di esseri viventi, anche estinti, che provengono da antichi fondali marini oramai scomparsi.

Clima

Il clima è lo stato medio del tempo atmosferico a varie scale spaziali (locale, regionale, nazionale, continentale, emisferico o globale) rilevato nell'arco di almeno 20-30 anni. La parola clima viene dal greco klima che vuol dire "inclinato": il clima infatti è in massima parte una funzione dell'inclinazione dei raggi solari sulla superficie della Terra al variare della latitudine. Esso determina molte caratteristiche ambientali come flora e fauna al punto che a ciascuna fascia climatica si associano spesso ambienti simili su tutto il globo (es. foreste pluviali, deserti, foreste temperate, steppe, taiga, tundra e banchisa polare) ed influenza fortemente le attività economiche, le abitudini e la cultura delle popolazioni che abitano il territorio.

La caratteristica principale del clima rispetto al comune "tempo meteorologico" è l'avere un andamento che tende a mantenersi stabile nel corso degli anni pur con una variabilità climatica di medio-lungo periodo che vi si sovrappone. L'attenzione scientifica negli ultimi decenni si è spostata sempre più sulla comprensione o ricerca approfondita dei meccanismi che regolano il clima terrestre, specie in rapporto ai temuti cambiamenti climatici osservati negli ultimi decenni. La disciplina scientifica che studia tutti questi aspetti è la climatologia.

Clima e tempo meteorologico

"Tempo meteorologico" e "clima" sono termini che nel linguaggio comune vengono spesso usati erroneamente come sinonimi; dal punto di vista strettamente scientifico invece i loro significati sono distinti.

Quando si parla di "clima" ci si riferisce alle condizioni ambientali che persistono in una zona per periodi lunghi almeno qualche decina di anni (da minimo 30 anni a migliaia di anni) e condizioni atmosferiche che tendono a ripetersi stagionalmente, mentre variazioni meteo giornaliere, stagionali o annuali devono essere considerate variazioni del tempo meteorologico di una zona. In pratica quando si parla di clima si parla non soltanto delle condizioni meteo ma soprattutto all'ambiente ad esse associate: una variazione del clima è una variazione stabile non solo delle condizioni meteo di un'area ma anche dell'ambiente di quell'area (ambiente inteso come piante, animali, attività erosive, morfologia,...).

Il clima è riferito ad aree terrestri che vanno dalla piccola estensione fino ad aree molto vaste (ad esempio, le fasce climatiche o interi continenti).

In particolare l'Organizzazione Meteorologica Mondiale (WMO) ha stabilito che la durata minima delle serie storico-temporali di dati continui per poter individuare le caratteristiche climatiche di una data località è di minimo 30 anni (solitamente centinaia o migliaia di anni).

Risulta pertanto evidente come anche il clima di una regione, sebbene mostri una certa regolarità nel tempo, possa essere soggetto a cambiamenti temporali, anche con periodi piccoli comparabili con la durata media della vita umana; succede quindi abbastanza di frequente che una persona, nella sua vita, si trovi a sperimentare dei piccoli cambiamenti climatici. A maggior ragione, quindi, possono esserci cambiamenti climatici su periodi lunghi, in risposta a variazioni nei fattori sotto elencati.

In questo contesto vengono ad assumere particolare importanza gli studi di 'analisi climatica' delle suddette serie storiche che evidenziano i trend e le ciclicità statistiche delle grandezze meteo-climatiche osservate, ovvero leanomalie e le regolarità dei parametri rispetto alla media del periodo di riferimento (hanno scarso senso climatico invece le analisi di breve periodo riferite a singoli eventi meteorologici in quanto rientranti invece nella comune variabilità meteorologica). Seguono poi in genere gli studi di attribuzione delle cause dei cambiamenti climatici stessi.

Elementi e fattori

Elementi

Gli elementi climatici sono delle grandezze fisiche misurabili, la cui misurazione viene effettuata per mezzo di opportuna strumentazione da parte delle stazioni meteorologiche (capanne standard di legno colorato di bianco), e sono:

temperatura;

umidità;

pressione;

intensità e durata della radiazione solare (funzione della latitudine, della stagione e della durata del giorno);

precipitazioni;

nuvolosità;

vento (velocità, direzione, raffiche).

Essi sono gli stessi elementi che caratterizzano il tempo atmosferico, ma coerentemente con la definizione di Clima di essi sono rilevanti solo i valori medi assunti su un lungo periodo di tempo.

Fattori

I fattori climatici sono le condizioni che producono variazioni sugli elementi climatici. Si possono distinguere tra fattori zonali, che agiscono regolarmente dall'equatore ai poli, e fattori geografici, che agiscono in modo diverso per ogni località.

Sono fattori zonali:

latitudine (distanza dall'equatore);

circolazione generale atmosferica, che influisce attraverso gli scambi di calore tra le regioni calde e le regioni più fredde.

effetto serra

albedo

Sono fattori geografici:

altitudine (con l'altezza diminuiscono la temperatura, la pressione e l'umidità, mentre aumentano l'irraggiamento solare e, fino a una certa quota, la piovosità);

presenza di catene montuose (che bloccano i venti);

esposizione a solatìo o a bacìo (che modifica l'angolo di incidenza della luce solare);

vicinanza al mare (che mitiga il clima);

correnti marine (che agiscono sul clima delle regioni costiere);

vegetazione (mitiga il clima grazie alla maggior presenza di vapore acqueo);

attività umana (che agisce sul clima in quanto capace di modificare l'ambiente naturale e gli equilibri degli ecosistemi).

raggi solari

Funzionamento del sistema climatico

Il sistema climatico è un sistema accoppiato atmosfera-oceano-biosfera-criosfera con scambi di calore sensibile, vapore acqueo, quantità di moto (attraverso i venti sul moto ondoso) e elementi chimici vari (attraverso i cicli biogeochimici) all'interfaccia di separazione dei vari mezzi. Il motore del sistema climatico è il Sole (forzante esogena) che riscalda la superficie terrestre con intensità variabile (decrescente) con la latitudine causando un gradiente termico tra i poli e l'equatore laddove l'insolazione è rispettivamente minima e massima.

Come conseguenza di ciò e della rotazione terrestre il ripristino dell'equilibrio termico planetario latitudinale è affidato alla circolazione generale dell'atmosfera la quale può essere suddivisa in 3 grosse macrocelle per emisfero: la cella di Hadley che va dalla fascia equatoriale fino a quella tropicale, la cella di Ferrel che copre le medie latitudini e la cella polare che staziona sui polo fino al circolo polare. Ognuna di queste celle comunica con la confinante scambiandosi masse d'aria a temperatura e umidità diverse. Una caratteristica fondamentale dell'atmosfera terrestre è l'effetto serra ovvero l'intrappolamento del calore da parte dei gas atmosferici.

Il sistema climatico è un sistema in equilibrio dinamico con le sue forzanti esterne (esogene), quali appunto il Sole, ed interne (endogene), quali i cicli oceanici e la concentrazione di gas serra, ovvero modifica il suo stato di equilibrio termico al variare dell'intensità delle forzanti stesse. All'interno del sistema in virtù dei mutamenti delle forzanti di origine naturale è definibile anche il concetto di variabilità climatica.

In una rappresentazione fisico-matematica tramite spazio delle fasi del sistema climatico ovvero tramite l'attrattore risultante, le singole traiettorie di stato rappresentano la normale evoluzione meteorologica (riferibile a ciascun parametro meteorologico) con una chiara variabilità intrastagionale e interannuale (caos) delle traiettorie stesse, mentre la ciclicità regolare climatica è rappresentata invece dalla forma complessiva dell'attrattore (farfalla o doppio lobo) dove si evidenzia l'equilibrio del sistema come 'media' delle singole traiettorie. Al variare delle forzanti l'equilibrio nel tempo delle traiettorie (densità e baricentro), quindi del sistema, si sposta in un lobo oppure nell'altro.

Di rilevante importanza sono i processi di retroazione o feedback del sistema climatico sulle forzanti originarie al sistema stesso, sia positivi che negativi (albedo, ghiacci, nubi ecc...), che spesso di natura non-lineare assieme agli altri processi non-lineari rendono il sistema climatico propriamente un sistema complesso il quale manifesta cioè un comportamento emergente solo in corrispondenza della computazione in toto di tutti processi ("il tutto è maggiore della somma delle singole parti"). L'energia esterna ricevuta è dunque assorbita e redistribuita in tutto il sistema tramite i vari processi interagenti e all'equilibrio parte di questa energia è ceduta nuovamente allo spazio; in virtù di ciò il sistema climatico è anche un sistema aperto ovvero non isolato cioè dissipativo. A ciò si aggiunge la rilevante capacità di autoregolazione della temperatura globale da parte degli oceani in grado di fungere da grandi serbatoi di accumulo del calore grazie alla loro notevole capacità termica.

L'evidente difficoltà di studio tramite riproduzione in laboratorio dell'intero sistema e la necessità di tenere in consideraziome tutti i processi rappresentativi in legame strettamente non-lineare ha portato negli ultimi decenni ad un approccio di studio simulato, col ricorso a laboratori virtuali ovvero all'uso accoppiato di supercalcolatori e modelli matematici al fine di ottenere simulazioni sul clima passato e su quello futuro, preservando così, attraverso la validazione del modello sui dati passati, uno dei requisiti cardine della scienza fisica moderna qual è la riproducibilità galileiana dell'osservabile fisico nonché il superamento definitivo dell'approccio qualitativo con quello ben più rigoroso di tipo quantitativo pesando i contributi di ciascun fattore.

Modelli climatici

Per lo studio del clima futuro, anche in relazione al problema dei cambiamenti climatici, sono stati messi a punto svariati modelli climatici, sia globali (Global Climate Models, GCMs) sia regionali (Regional Climate Models, RCMs) ottenuti con operazioni di downscaling dai modelli globali.

Le equazioni di base dei modelli climatici sono sostanzialmente le stesse dei modelli meteorologici, ma in ambito climatico oltre ai modelli di trasferimento radiativo-convettivo e a quelli fluidodinamici, già presenti in quelli meteorologici, vengono aggiunte equazioni relative a processi fisici che hanno scarsa influenza a scala meteorologica (breve periodo), ma peso molto maggiore a scala climatica (medio-lungo periodo) come ad esempio l'effetto della copertura nevosa sull'albedo terrestre, l'interazione tra atmosfera e biosfera attraverso il ciclo del carbonio per la valutazione dell'impatto del forcing antropico, le variazioni delle correnti oceaniche (modelli oceanici), ovvero tutte le possibili retroazioni alle forzanti energetiche del sistema.

Cambia inoltre radicalmente il tipo di "risoluzione matematica" del modello: mentre nei modelli meteorologici hanno estrema importanza le condizioni iniziali da cui parte la previsione meteo (inizializzazione) e in virtù delle quali questa perde significato oltre i 15 giorni, i modelli climatici (pur inizializzati) mirano al calcolo dell' equilibrio medio generale del sistema climatico ovvero dei suoi parametri caratteristici medi visualizzabili tramite un semplice attrattore, il cui risultato a regime è indipendente dunque dalle condizioni iniziali, ma dipende unicamente dal bilancio delle forzanti energetiche del sistema unite in maniera non-lineare ai processi di retroazione. Il livello di dettaglio dei modelli climatici è quindi tale da escludere la riproduzione della comune variabilità meteorologica interannuale e intrastagionale ovvero il caos intrinseco dell'atmosfera evidenziando invece i trend sul lungo periodo dei vari parametri atmosferici in funzione delle sole forzanti significative; in altri termini i risultati (output) dei modelli climatici sono puramente indicativi dello stato futuro 'medio' dell'atmosfera, cioè forniscono delletendenze a medio-lungo termine del tutto in linea quindi con la definizione statistica di "clima" e l'analisi o prognosi richiesta, lasciando a quelli meteorologici ad alta definizione spazio-temporale i dettagli di breve periodo propri della comune variabilità meteorologica.

Prevedere il clima, ovvero i trend, è quindi sulla carta più semplice che prevedere il tempo meteorologico, a patto di conoscere tutte le forzanti; secondo alcuni l'unica difficoltà starebbe nella modellizzazione accurata di tutti i processi compresi i feedback per rendere il modello il più possibile realistico ovvero fedele alla realtà. In realtà anche modelli semplici possono avere una loro concreta validità nel lungo periodo grazie all'esclusione di determinati processi rilevanti solo nel più breve periodo.

Come per i modelli meteorologici anche i modelli climatici si differenziano tra loro per le diverse parametrizzazioni usate di alcuni processi fisici.

In base alla complessità del modello si distinguono inoltre modelli energy balance a singolo punto, modelli a complessità intermedia (EMICs), modelli full complexity (ma dall'alta onerosità computazionale) dinamici come gli AOGCMs, ovvero modelli con accoppiamento del sistema oceano-atmosfera-biosfera-criosfera che operano su un grigliato atmosferico ed infine modelli a rete neurale.

Nell'ambito della teoria ufficiale del riscaldamento globale che vuole le cause di natura prevalentemente antropica (effetto serra), data l'incertezza sui quantitativi di gas serra futuri rilasciati dalle attività umane, le previsioni sui cambiamenti climatici futuri sono espresse in termini di "scenari" ovvero previsioni in base a diverse ipotesi di emissioni di gas serra ottenute a loro volta sulla base di modelli economici di sviluppo mondiale.

Come per i modelli meteorologici, un recente sviluppo delle previsioni climatiche è rappresentato dalle previsioni diEnsemble Multimodels le quali, attraverso i fondamenti della fisica stocastica, cercano di ridurre l'incertezza derivante dalla presenza dei numerosi modelli climatici, ovvero delle molte diverse parametrizzazioni, mediando opportunamente gli output tra i vari modelli.

Indici climatici e teleconnessioni

Gli indici climatici vengono utilizzati dagli scienziati per meglio caratterizzare e comprendere i meccanismi del clima; proprio come accade con gli indici borsistici, per esempio il Dow Jones, che rappresentano le fluttuazioni complessive di più titoli azionari, così gli indici climatici in un certo senso "riassumono" le caratteristiche essenziali del clima, e sono perciò definiti semplici e completi, nel senso che danno una descrizione generale dello stato dell'atmosfera o degli oceani. Essi quantificano le fasi delle cosiddette teleconnessioni atmosferiche cioè i modi o pattern di variabilità atmosferica ed oceanica a media, bassa e alta frequenza.

El Niño - Southern Oscillation

Con il nome di "El Niño-Southern Oscillation" (o più brevemente "ENSO") si denomina un importante fenomeno sia oceanico che atmosferico. El Niño (e il fenomeno opposto, La Niña) sono in pratica fluttuazioni della temperatura delle acque superficiali dell'Oceano Pacifico Orientale, tra le più importanti e influenti teleconnessioni oceaniche-atmosferiche.

Paleoclima

Lo studio del clima passato è oggetto della paleoclimatologia. Secondo le conoscenze attuali il clima terrestre avrebbe subito nelle varie ere geologiche passate importanti cambiamenti climatici di origine naturale dovuti principalmente a variazioni orbitali terrestri (cicli di Milanković), variazioni dell'attività solare e modificazioni della composizione chimica dell'atmosfera terrestre in particolare nella concentrazione di gas serra evidenziando fasi alterne di raffreddamento e riscaldamento globale come ad esempio glaciazioni e periodi interglaciali. Tali risultati emergono da vari studi di carotaggi sui ghiacci polari e sui sedimenti geologici nonché, per quanto riguarda gli ultimi due millenni, dai risultati della dendroclimatologia, cioè dalle analisi sull'accrescimento degli anelli degli alberi.

Clima e vegetazione

Lo studio degli aspetti del clima che condizionano la distribuzione dei vegetali costituisce la fitoclimatologia. Per definire il tipo di fitoclima di una regione si deve tenere conto dell'interazione fra temperatura e precipitazioni: la quantità di acqua necessaria alla vegetazione aumenta con l'aumento della temperatura a causa dell'incremento dell'evaporazione e della traspirazione. Tuttavia fattore più importante della quantità totale di pioggia è la sua distribuzione nel corso dell'anno e l'umidità dell'aria. Sono state riconosciute forme di vegetazione molto diverse in relazione al clima, che possono rappresentare categorie di base per individuare significati adattativi in relazione al clima. Risultano spesso caratteristiche dei diversi biomi presenti alla differenti latitudini e altitudini.

Classificazione dei climi

Celebre è la classificazione del Clima ad opera di Wladimir Koppen, si distinguono in:

Clima alpino

Clima continentale

Clima desertico

Clima steppico

Clima nivale

Clima temperato

Clima temperato umido

Clima equatoriale

Clima mediterraneo

Clima polare

Clima subtropicale

Clima tropicale

Clima oceanico

Clima subartico

Clima monsonico

Clima della savana

Clima della tundra

Clima arido

Clima sinico

Clima boreale delle foreste

Clima transiberiano

Clima boreale

Clima glaciale

Attribuzioni

Struttura interna della Terra

Struttura interna della Terra. (4 ottobre 2012). Wikipedia, L'enciclopedia libera. Tratto il 9 ottobre 2012, 15:08 da http://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Struttura_interna_della_Terra&oldid=52995304. Quest’opera è rilasciata nei termini della Licenza Creative Commons Attribuzione - Condividi allo stesso modo 3.0 Unported (CC BY-SA 3.0) il cui testo è disponibile alla pagina Internet http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/deed.it

Fenomeni sismici

Terremoto. (30 settembre 2012). Wikipedia, L'enciclopedia libera. Tratto il 9 ottobre 2012, 15:09 da http://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Terremoto&oldid=52896777. Quest’opera è rilasciata nei termini della Licenza Creative Commons Attribuzione - Condividi allo stesso modo 3.0 Unported (CC BY-SA 3.0) il cui testo è disponibile alla pagina Internet http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/deed.it

Vulcano

Vulcano. (4 ottobre 2012). Wikipedia, L'enciclopedia libera. Tratto il 9 ottobre 2012, 15:11 da http://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Vulcano&oldid=52989671. Quest’opera è rilasciata nei termini della Licenza Creative Commons Attribuzione - Condividi allo stesso modo 3.0 Unported (CC BY-SA 3.0) il cui testo è disponibile alla pagina Internet http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/deed.it

Tettonica delle placche

Tettonica delle placche. (21 settembre 2012). Wikipedia, L'enciclopedia libera. Tratto il 9 ottobre 2012, 15:11 da http://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Tettonica_delle_placche&oldid=52697573. Quest’opera è rilasciata nei termini della Licenza Creative Commons Attribuzione - Condividi allo stesso modo 3.0 Unported (CC BY-SA 3.0) il cui testo è disponibile alla pagina Internet http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/deed.it

Clima

Clima. (10 settembre 2012). Wikipedia, L'enciclopedia libera. Tratto il 9 ottobre 2012, 15:13 da http://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Clima&oldid=52447220. Quest’opera è rilasciata nei termini della Licenza Creative Commons Attribuzione - Condividi allo stesso modo 3.0 Unported (CC BY-SA 3.0) il cui testo è disponibile alla pagina Internet http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0/deed.it

In copertina

"Earth Full South Pacific" Copyright © FlyingSinger, estratto il giorno 18 ottobre 2012 da http://www.flickr.com/photos/flyingsinger/86898565/in/photostream/. ​Quest’opera è rilasciata nei termini della licenza Creative Commons Attribuzione - Condividi allo stesso modo 2.0 Generico (CC BY 2.0) il cui testo è disponibile alla pagina Internet http://creativecommons.org/licenses/by/2.0/deed.it