Geologia: Le Ofioliti

Le Ofioliti sono sezioni di crosta oceanica e del sottostante mantello che sono state sollevate o sovrapposte alla crosta continentale fino ad affiorare.

Affioramento Ofiolitico

Il nome ofiolite, dal greco ὄφις= serpente e λίθος = roccia, letteralmente roccia serpente, è dovuto alla loro caratteristica colorazione verdognola, che ricorda la pelle di molti rettili. Le ofioliti sono conosciute nel lessico popolare con il termine di rocce verdi o pietre verdi.

Basalti a cuscino serpentinizzati.

Il termine ofiolite è stato usato per la prima volta, da Alexandre Brongniart nel 1813 in riferimento ad un gruppo di rocce verdi (serpentiniti e diabasi) delle Alpi. Successivamente il concetto fu ampliato da G. Steinmann (1907), che alla serpentinite associò basalti a cuscino e selce contenente resti fossili di radiolari, di frequente rilievo nelle Alpi orientali.
L'interesse per le ofioliti crebbe a partire dai primi anni sessanta con la scoperta che questa sequenza di rocce era simile a quella che si ritrova sui fondali oceanici in espansione. Questa scoperta era legata da un lato all’osservazione delle bande magnetiche, parallele alla dorsale medio-atlantica, con polarità inversa fra loro, nelle rocce del fondo oceanico, interpretata nel 1963 come la prova dell’espansione del fondo oceanico; e dall'altro all'osservazione di un complesso di filoni stratificati all'interno delle ofioliti di Troodos (Cipro), che doveva essere stato generato dall’intrusione di nuovo magma, dato che non rimanevano tracce di rocce di contenimento più vecchie.
Nel 1971 Moores e Vine conclusero che il complesso di Troodos poteva essere stato formato solo da un processo di espansione del fondo oceanico come proposto nel 1963. Così è stata universalmente accettata l'interpretazione che le ofioliti siano parti di crosta oceanica tettonicamente portate in superficie.
La grande importanza geologica delle ofioliti risiede nel testimoniare, all'interno delle grandi catene montuose come le Alpi e l'Himalaya, la presenza resti obdotti di un bacino oceanico preesistente consumato dal fenomeno della subduzione. Questa evidenza è uno dei pilastri della tettonica a zolle e le ofioliti hanno quindi un ruolo centrale nella conferma di tale teoria.

Pillow Lava

Si è stabilito che il termine ofiolite non deve indicare un tipo di roccia particolare, bensì un'associazione di rocce femiche e ultrafemiche caratterizzata, dal basso verso l'alto, da un complesso basale peridotitico, metamorfosato, un complesso gabbrico, dicchi femici e un complesso di lave basaltiche a cuscino. Questa sequenza, inoltre, può essere ricoperta da sedimenti oceanici. Le ofioliti sono state considerate come il risultato dell'intrusione di magmi basici nei depositi sedimentari eugeosinclinalici durante la fase di geosinclinale del ciclo orogenetico. Secondo un'altra interpretazione le ofioliti rappresenterebbero frammenti alloctoni di antica crosta oceanica, strappati e impilati sull'orogene nel corso di una orogenesi (vedi orogenetico). Successivamente queste rocce con l'evolversi dell'orogenesi sarebbero state frantumate, dislocate, metamorfosate, ecc. Nell'ambito di questa ipotesi, le aree del nostro pianeta, nelle quali affiorano i complessi ofiolitici, denominate megasuture, vengono interpretate come antiche zone di convergenza tra placche litosferiche. Le ofioliti hanno anche importanza economica locale, potendo essere sfruttate come pietre ornamentali o perché talora sono loro associate mineralizzazioni utili.

La sequenza stratigrafica che si osserva generalmente nelle ofioliti corrisponde alla sequenza di formazione della litosfera nelle dorsali medio-oceaniche:

• Sedimenti: Argilliti (Argille nere) e selci depositatesi sul fondo oceanico.
• Sequenza effusiva: Basalti a cuscino che mostrano la superficie di contatto tra il magma e l’acqua di mare.
• Filoni stratificati: filoni colonnari che alimentano superiormente i basalti a cuscino.
• Rocce intrusive superficiali: Gabbro isotropico, che indica la presenza di una camera magmatica dove avviene il frazionamento del magma.
• Peridotite massiva: Strati ricchi in dunite che sono esterni alla camera magmatica.
• Peridotite tettonizzata: roccia del mantello ricca in Harzburgite-Lherzolite.

Struttura semplificata di un complesso ofiolitico:
1. Camera magmatica assiale
2. Sedimenti
3. Basalti a cuscino
4. Dicchi basaltici foliati
5. Gabbro stratificato
6. Cumuliti di Dunite/peridotite

Testo tratto da Wikipedia e Sapere.it - Foto: Google Immagini

The Blue Anchor Fault

The Blue Anchor Fault

Large normal fault in Triassic to Lower Jurassic Blue Anchor Formation sediments near Blue Anchor, Somerset, UK, with several smaller normal faults in its hanging wall
da: Wikipedia

The Blue Anchor Fault splits the Jurassic against the Triassic Marls

Per saperne di più:  http://www.blueanchor.ukfossils.co.uk/geology-guide.asp

La Diagenesi delle Rocce

Dolomia del Triassico dalla Slovacchia

In geologia la diagenesi è un qualsiasi cambiamento chimico, fisico subito da un sedimento dopo la sua deposizione iniziale e durante e dopo la sua trasformazione in roccia coerente, ad esclusione dell'alterazione superficiale (erosione), quindi durante e dopo la litificazione.

I cambiamenti diagenetici avvengono a temperature (fino a circa 200 °C) e pressioni (2-3 bar) relativamente basse e possono avere come conseguenza variazioni della mineralogia e/o della struttura originale della roccia.

La diagenesi rientra a pieno titolo nei processi sedimentari, per quanto potrebbe essere considerata il grado più basso del metamorfismo, nel quale sfocerebbe se la combinazione di pressione e temperatura fosse più elevata.

I processi diagenetici precoci avvengono al momento della sedimentazione fino a un modesto seppellimento; in questa fase può essere molto intensa l'azione dei batteri.

I processi diagenetici cosiddetti tardivi hanno luogo invece dopo un seppellimento più profondo dovuto ad esempio a subsidenza. La durata complessiva di questi processi può essere anche di milioni di anni.

Si riconoscono diversi fasi nel corso della diagenesi:
compattazione, che è dovuta al peso dei sedimenti sovrastanti (pressione litostatica); essa provoca la fuoriuscita delle acque interstiziali e quindi l'avvicinamento dei singoli clasti; di conseguenza la porosità e la permeabilità tendono a diminuire durante la diagenesi.
ricristallizzazione, che coinvolge alcuni minerali instabili presenti nel sedimento; questo processo produce una cementazione dei clasti coinvolti ed è causato proprio dalla pressione tra clasto e clasto.
dissoluzione e sostituzione, che interessano alcuni minerali che possono disciogliersi e/o essere rimpiazzati da altri; questo è un processo importante nella trasformazione di alcune rocce come la trasformazione della calcite in dolomite (dolomitizzazione).
precipitazione di nuovi minerali dalle acque percolanti tra gli interstizi del sedimento; se la precipitazione è elevata, arrivando a riempire gran parte dello spazio dei pori entro la roccia, si ottiene la cementazione del sedimento stesso che da incoerente diviene infine coerente.

Lo studio della diagenesi nelle rocce è usato per capire la storia tettonica a cui sono state sottoposte e la natura e il tipo di fluidi che le hanno attraversate; da un punto di vista economico, permette di valutare la probabilità di trovare minerali sfruttabili e idrocarburi.

Breve Lezione di Scienze della Terra - La Classificazione dei Vulcani (Eruzioni Vulcaniche)

In base alle caratteristiche delle loro eruzioni i vulcani sono classificati in quattro tipi principali: hawaiano, stromboliano, vulcaniano e peleano (tab. 14.1). Questa classificazione, proposta dal geologo francese A. Lacroix (1867-1948), pone a un estremo i vulcani che si caratterizzano per eruzioni di tipo effusivo (vulcani di tipo hawaiano) e all'altro quelli le cui eruzioni sono di tipo esplosivo (vulcani di tipo peleano); altri tipi di vulcani presentano eruzioni con caratteristiche intermedie, che, tuttavia, non sempre si prestano a una classificazione netta.

Vulcani di tipo hawaiano

Rappresentanti di questo tipo sono i vulcani delle isole Hawaii, caratterizzati da tranquille effusioni di lave, senza forti scosse o esplosioni. Fuoriuscendo dai condotti, le lave, molto fluide, sono in grado di scorrere per chilometri in larghe colate, anche di modesto spessore, sui fianchi dei vulcani, che risultano perciò molto estesi, arrotondati e con versanti poco inclinati, tanto da essere chiamati vulcani a scudo, per le grandi dimensioni della loro base. I gas contenuti nella lava vengono liberati in modo tranquillo, prima che essa solidifichi e si fermi, per cui la superficie dellacolata lavica si presenta liscia, ricoperta da un sottile strato di vetro vulcanico e prende il nome di pahoehoe (termine che in hawaiano significa "dove si può camminare a piedi nudi").

Vulcani di 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.

Vulcani di tipo stromboliano

Così chiamati dal vulcano Stromboli, nelle isole Eolie, emettono magma discretamente fluido, che cristallizza in parte durante la risalita nei condotti, e l'attività vulcanica si riduce al lancio di frammenti di lava semiconsolidati, dettiproietti vulcanici. Le eruzioni di tipo stromboliano sono moderatamente e regolarmente esplosive e il "tappo" di lava solidificata che si può formare all'interno del condotto vulcanico viene continuamente rimosso senza grosse deflagrazioni; esse si contraddistinguono, inoltre, per l'alternanza irregolare, anche in una stessa eruzione, di effusioni laviche e di lancio di proietti, che origina edifici vulcanici, chiamati strato-vulcani, caratterizzati appunto dalla stratificazione di colate laviche solidificate e materiali piroclastici.

Vulcani di tipo vulcaniano

Anak Krakatau in eruzione vulcaniana, 23. Novembre 2007. Notate le bombe ed i blocchi tutt'attorno alla nube di cenere. Foto Marco Fulle. Dal sito: Stromboli on line

Il nome deriva dall'isola di Vulcano, nelle Eolie. Questi vulcani producono eruzioni esplosive molto violente, che possono arrivare a distruggere lo stesso cono da cui si sviluppano. Le emissioni sono costituite da lave molto viscose, ricche di grandi quantità di gas. Nei periodi di quiescenza fra un'eruzione e l'altra, la lava solidifica, formando una specie di "tappo" che ostruisce il condotto: ciò porta a un aumento della pressione dei gas e a violente esplosioni durante l'eruzione successiva, con emissione di scorie solide derivanti dalla rottura del "tappo" di lava; inoltre, si originano enormi nubi a forma di fungo, ricche di ceneri.

Vulcani di 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.)

Vulcani di tipo peleano

Il nome deriva dal vulcano Pelée, in Martinica, protagonista di una violentissima eruzione nel 1902. Nei vulcani peleani, l'eruzione vera e propria, di tipo esplosivo, avviene in senso orizzontale, al di sotto di un "tappo" formatosi per solidificazione, nel condotto vulcanico, di un magma molto acido e dunque estremamente viscoso. Talvolta il magma è così viscoso che forma all'interno del condotto una sorta di "spina" solida, che viene lentamente spinta fuori e origina delle protrusioni solide che possono emergere dal cratere per parecchi metri.

Nel 1902 il condotto del vulcano Pelée era ostruito da un grande tappo di lava solidificata, che fu estruso sotto forma di un'alta colonna di roccia, dalla cui base uscì una nube ardente, che rotolò lungo i versanti del vulcano e rase al suolo la città di St. Pierre.

Testo tratto da Wikipedia e Sapere.it

Foto e immagini reperite in rete.

Breve Lezione di Scienze della Terra - La dinamica Endogena e la dinamica Esogena

Struttura interna della Terra e strati dell'atmosfera terrestre

Dinamica Terrestre Endogena

La dinamica endogena si riferisce ai processi che avvengono all'interno della Terra e che sono responsabili della formazione e della modifica della crosta terrestre. Questi processi sono alimentati dal calore interno del pianeta e includono:

Mappa delle attività tettoniche e vulcaniche nell'ultimo milione di anni

1. Tettonica delle Placche**: La crosta terrestre è suddivisa in grandi placche tettoniche che galleggiano sul mantello inferiore, più fluido. Il movimento di queste placche può causare terremoti, formazione di montagne e attività vulcanica. Ad esempio, la collisione tra la placca indiana e quella eurasiatica ha dato origine alla catena montuosa dell'Himalaya.

Schema strutturale di un vulcano

2. Attività Vulcanica: I vulcani sono aperture nella crosta terrestre attraverso le quali il magma, proveniente dal mantello, può fuoriuscire. Questo processo non solo forma nuove terre, come le isole vulcaniche, ma può anche avere un impatto significativo sul clima globale. Ad esempio, l'eruzione del vulcano Tambora nel 1815 causò un "anno senza estate" a causa delle grandi quantità di cenere e gas rilasciati nell'atmosfera.

Scisto - Una Roccia metamorfica

3. Metamorfismo: Questo processo coinvolge la trasformazione delle rocce esistenti sotto l'influenza di alte temperature e pressioni all'interno della Terra. Le rocce metamorfiche, come il marmo e l'ardesia, si formano attraverso questo processo. Il metamorfismo può avvenire in prossimità delle zone di subduzione, dove una placca tettonica scivola sotto un'altra.

Dinamica Terrestre Esogena

La dinamica esogena riguarda i processi che avvengono sulla superficie terrestre e che modellano il paesaggio attraverso l'azione di agenti esterni come l'acqua, il vento e il ghiaccio. Questi processi includono:

1. Erosione: L'erosione è il processo di usura e trasporto di materiali rocciosi da parte di agenti come l'acqua, il vento e i ghiacciai. Ad esempio, il Grand Canyon negli Stati Uniti è stato formato dall'erosione causata dal fiume Colorado nel corso di milioni di anni.

2. Sedimentazione: Questo processo coinvolge il deposito di materiali erosi in nuovi luoghi, formando strati di sedimenti che possono diventare rocce sedimentarie. Le pianure alluvionali e i delta dei fiumi sono esempi di aree formate dalla sedimentazione.

3. Alterazione Meteorica: La decomposizione chimica e fisica delle rocce a causa dell'azione degli agenti atmosferici, come la pioggia, il vento e le variazioni di temperatura. Questo processo può portare alla formazione di suoli fertili, essenziali per l'agricoltura.

 Le frecce più spesse indicano il ciclo principale. In giallo i fenomeni che avvengono in superficie, in blu le interazioni con atmosfera e biosfera, in ocra la diagenesi, in arancione il metamorfismo, in rosso le rocce fuse, in nero la risalita delle rocce e in verde il loro sprofondamento nel mantello (nelle zone di subduzione)

Ciclo delle Rocce: La dinamica endogena ed esogena sono interconnesse nel ciclo delle rocce, un processo continuo di formazione, distruzione e riciclo delle rocce sulla Terra. Ad esempio, una roccia ignea può essere erosa e i suoi sedimenti possono formare una roccia sedimentaria, che a sua volta può essere trasformata in una roccia metamorfica.

Effetti Climatici: I processi esogeni sono fortemente influenzati dal clima. Ad esempio, le regioni aride sono più soggette all'erosione eolica, mentre le regioni umide vedono una maggiore erosione fluviale. I processi endogeni, invece, sono guidati dal calore interno della Terra e possono influenzare il clima attraverso l'attività vulcanica.

La comprensione di questi processi è fondamentale per la geologia e per la previsione dei fenomeni naturali come terremoti e eruzioni vulcaniche. La dinamica terrestre ci mostra quanto sia viva e in continua evoluzione la nostra Terra.  

Breve Lezione di Scienze della Terra - La Struttura interna della Terra

 

Struttura interna della Terra e strati dell'atmosfera terrestre

La Terra è il terzo pianeta del nostro sistema solare, ed è il nostro habitat, noto anche come il "pianeta blu" a causa della sua caratteristica copertura di acqua liquida. Ecco alcune delle sue proprietà principali:

1. Dimensioni e massa: La Terra ha un diametro medio di circa 12.742 chilometri e una circonferenza di circa 40.075 chilometri all'equatore. La sua massa è di circa 5,97 x 10^24 chilogrammi, che è circa 6 volte quella della Luna e circa 81 volte quella di Marte.

2. Composizione: La Terra è composta principalmente da rocce e minerali. La sua struttura interna comprende una crosta solida, un mantello roccioso e un nucleo metallico. La crosta terrestre è composta principalmente da ossigeno, silicio, alluminio, ferro, calcio, sodio e potassio. Il mantello è composto principalmente da silicati di ferro e magnesio, mentre il nucleo è costituito principalmente da ferro e nichel.

3. Struttura interna: La Terra è divisa in diverse regioni concentriche. La crosta terrestre, che è la parte più esterna, è suddivisa in crosta continentale e crosta oceanica. Il mantello si trova al di sotto della crosta e può essere suddiviso in mantello superiore e mantello inferiore. Il nucleo si trova al centro e comprende un nucleo esterno liquido e un nucleo interno solido.

4. Gravità: La Terra ha una forza di gravità che tiene attaccati gli oggetti sulla sua superficie. L'accelerazione di gravità sulla Terra è di circa 9,8 metri al secondo quadrato (9,8 m/s²), il che significa che gli oggetti cadono verso il centro del pianeta a questa velocità.

5. Atmosfera: La Terra è avvolta da uno strato di gas chiamato atmosfera. L'atmosfera terrestre è composta principalmente da azoto (circa il 78%) e ossigeno (circa il 21%), insieme a tracce di altri gas come l'argon, il biossido di carbonio e il vapore acqueo. L'atmosfera svolge un ruolo vitale nel mantenere la vita sulla Terra, fornendo ossigeno respirabile, assorbendo la radiazione solare nociva e regolando la temperatura.

6. Idrosfera: L'acqua è una caratteristica distintiva della Terra e copre circa il 71% della sua superficie. L'acqua si trova negli oceani, nei mari, nei fiumi, nei laghi, negli acquiferi sotterranei e nei ghiacciai. L'acqua è essenziale per la vita e gioca un ruolo fondamentale nel ciclo dell'acqua, nel clima e nell'ecosistema del nostro pianeta.

7. Tettonica delle placche: La Terra è soggetta a movimenti delle placche tettoniche, dove la litosfera (che include la crosta e parte del mantello) è suddivisa in placche rigide che si muovono lentamente. Questi movimenti causano fenomeni come il vulcanismo, terremoti e la formazione di catene montuose. Le placche possono scontrarsi, separarsi o scorrere l'una accanto all'altra lungo i loro confini, dando luogo a diverse caratteristiche geologiche.

8. Magnetosfera: La Terra ha un campo magnetico che circonda il pianeta, chiamato magnetosfera. Questo campo magnetico è generato dal movimento del ferro liquido nel nucleo esterno della Terra. La magnetosfera svolge un ruolo importante nel proteggere il pianeta dalle particelle cariche del vento solare e nel deviare la maggior parte della radiazione solare nociva.

9. Clima: La Terra ha un sistema climatico complesso che viene influenzato da fattori come l'energia solare, la circolazione atmosferica, gli oceani, le correnti marine e le caratteristiche topografiche. Il clima varia da una regione all'altra, creando una diversità di climi, da deserti aridi alle foreste pluviali tropicali e alle regioni polari ghiacciate.

10. Vita: La Terra è l'unico pianeta conosciuto ad ospitare vita. È ricca di una vasta varietà di organismi viventi, dalle piccole forme di vita microscopiche fino agli esseri umani e a molte altre specie complesse. La presenza di acqua liquida, una composizione chimica adeguata e condizioni abitative favorevoli hanno reso possibile lo sviluppo e la sopravvivenza della vita sulla Terra.

Queste sono solo alcune delle proprietà principali della Terra. Il nostro pianeta è un luogo straordinario, con una storia geologica complessa e una ricchezza di ecosistemi diversi. Continui studi e ricerche ci permettono di approfondire la nostra comprensione della Terra e dei processi che la governano, contribuendo alla nostra conoscenza del nostro mondo e alla sua conservazione.

La Terra è un pianeta complesso con diverse componenti interne che lavorano insieme per creare l'ambiente che conosciamo. La sua struttura è divisa in diverse sezioni principali: la crosta, il mantello e il nucleo.

1. Crosta: La crosta terrestre è lo strato più esterno della Terra. È sottile rispetto agli altri strati e composta principalmente da rocce e minerali. La crosta terrestre è divisa in due tipi principali: la crosta continentale, che si trova sotto i continenti, e la crosta oceanica, che costituisce il fondo degli oceani.

2. Mantello: Il mantello è uno strato di materiale denso che si trova sotto la crosta terrestre. È composto principalmente da rocce solide, ma può diventare fluido in alcune regioni. Il mantello è diviso in due parti: il mantello superiore e il mantello inferiore. Il movimento delle rocce nel mantello superiore crea una serie di correnti convettive chiamate correnti di convezione, che influenzano i movimenti delle placche tettoniche sulla superficie della Terra.

3. Nucleo: Il nucleo è lo strato più interno e denso della Terra. È principalmente composto da ferro e nichel. Il nucleo terrestre è diviso in due parti: il nucleo esterno e il nucleo interno. Il nucleo esterno è fuso e crea il campo magnetico terrestre, mentre il nucleo interno è solido a causa della pressione estrema.

Oltre a queste tre sezioni principali, è importante menzionare che la Terra è anche caratterizzata dalla presenza di placche tettoniche. Queste placche sono enormi frammenti della crosta terrestre che galleggiano e si spostano sulla superficie del mantello. I movimenti delle placche tettoniche causano fenomeni come l'attività sismica (terremoti) e la formazione di catene montuose.

In sintesi, la struttura della Terra è composta da una crosta sottile, un mantello denso e un nucleo centrale. Questi strati lavorano insieme per creare la dinamica geologica del nostro pianeta. La comprensione della struttura della Terra è fondamentale per lo studio della geologia, della tectonica delle placche e dei fenomeni naturali che influenzano la nostra vita quotidiana.

La crosta continentale è lo strato più esterno e più spesso della Terra che si trova sotto i continenti. È costituita principalmente da rocce silicatiche, che sono ricche di silicio e alluminio. La crosta continentale è molto diversa dalla crosta oceanica sia in termini di composizione che di spessore.

Ecco alcune caratteristiche chiave della crosta continentale:

1. Composizione chimica: La crosta continentale è composta principalmente da rocce ignee, metamorfiche e sedimentarie. Le rocce ignee sono formate dal raffreddamento e solidificazione del magma, le rocce metamorfiche si formano attraverso il cambiamento di rocce preesistenti sotto alte pressioni e temperature, mentre le rocce sedimentarie si formano dalla deposizione e compattazione di materiali detritici o da processi chimici. La crosta continentale ha una composizione più ricca di minerali leggeri come il quarzo, il feldspato e il granito rispetto alla crosta oceanica.

2. Spessore: La crosta continentale è significativamente più spessa della crosta oceanica. In media, la crosta continentale ha uno spessore di circa 35 chilometri, ma può variare notevolmente da luogo a luogo. Alcune regioni montuose possono avere una crosta continentale molto più spessa, mentre in alcune zone più sottili, come le fosse tettoniche, può essere molto più sottile.

3. Struttura geologica: La crosta continentale è caratterizzata da una vasta gamma di caratteristiche geologiche, tra cui montagne, altopiani, colline, valli, fiumi e laghi. Queste forme di rilievo sono il risultato di processi geologici come l'erosione, l'orogenesi (la formazione di catene montuose) e l'attività tettonica delle placche.

4. Stabilità: Rispetto alla crosta oceanica, la crosta continentale è generalmente più stabile e meno soggetta a movimenti tettonici intensi. Le regioni della crosta continentale tendono ad avere meno terremoti e attività vulcanica rispetto alle zone di subduzione o alle dorsali oceaniche presenti nella crosta oceanica.

5. Risorse naturali: La crosta continentale è ricca di una vasta gamma di risorse naturali. Queste includono minerali metallici come l'oro, l'argento, il rame, il ferro e l'alluminio, nonché risorse energetiche come il carbone, il petrolio e il gas naturale. La crosta continentale ospita anche importanti depositi di acqua dolce, che sono essenziali per la vita umana e gli ecosistemi.

La crosta continentale è una parte fondamentale della struttura della Terra e gioca un ruolo cruciale nell'abitabilità del nostro pianeta. Le sue caratteristiche e la sua composizione influenzano la geografia, il clima, la biodiversità e l'attività umana sulle terre emerse.

La crosta oceanica è uno strato sottile e relativamente giovane della crosta terrestre che si trova sotto gli oceani e i mari del mondo. È una delle due principali tipologie di crosta terrestre, insieme alla crosta continentale.

Ecco alcune delle caratteristiche principali della crosta oceanica:

1. Composizione: La crosta oceanica è composta principalmente da rocce basaltiche e gabbri, che sono rocce di origine vulcanica. Queste rocce sono ricche di silicati di ferro e magnesio. La crosta oceanica è più ricca di ferro e magnesio rispetto alla crosta continentale, che è più ricca di silice e alluminio.

2. Spessore: La crosta oceanica è molto più sottile della crosta continentale, con uno spessore medio di circa 5-10 chilometri. Questo la rende molto più sottile rispetto alla crosta continentale, che può raggiungere uno spessore di decine di chilometri.

3. Età: La crosta oceanica è relativamente giovane rispetto alla crosta continentale. La sua età varia da pochi milioni di anni nelle zone di espansione dell'oceano a diverse decine di milioni di anni nelle zone di subduzione. La crosta oceanica più antica conosciuta ha un'età di circa 200 milioni di anni.

4. Dorsali oceaniche: Le dorsali oceaniche sono catene montuose sottomarine che si estendono attraverso gli oceani del mondo. Queste dorsali sono il luogo in cui avviene la formazione di nuova crosta oceanica attraverso il processo di espansione degli oceani. Qui, il magma proveniente dal mantello terrestre risale e si solidifica per formare nuove rocce basaltiche, espandendo la crosta oceanica.

5. Bacini oceanici: I bacini oceanici sono le regioni più profonde degli oceani. Qui, la crosta oceanica è più sottile e presenta una superficie più pianeggiante rispetto alle aree montuose delle dorsali oceaniche. I bacini oceanici sono spesso caratterizzati da sedimenti marini e da una crosta oceanica più antica.

6. Subduzione: La crosta oceanica può subire il processo di subduzione, in cui viene spinta sotto la crosta continentale o un'altra crosta oceanica più vecchia. Durante la subduzione, la crosta oceanica viene riassorbita nel mantello terrestre, causando la formazione di zone di subduzione, vulcani e fossi oceanici.

La crosta oceanica svolge un ruolo fondamentale nella dinamica della Terra e nella formazione degli oceani. La sua formazione e distruzione sono parte integrante del ciclo delle placche tettoniche e hanno un impatto significativo sulla geologia e l'evoluzione della superficie terrestre.

Il mantello superiore è uno strato del mantello terrestre che si trova sopra il mantello inferiore e si estende dalla discontinuità di Gutenberg, che lo separa dal mantello inferiore, fino alla discontinuità di Mohorovičić, che lo separa dalla crosta terrestre.

Ecco alcune delle caratteristiche principali del mantello superiore:

1. Composizione chimica: Il mantello superiore è composto principalmente da silicati di magnesio, ferro e altri elementi come alluminio, calcio e sodio. Il minerale più abbondante nel mantello superiore è l'olivina, che costituisce gran parte della sua composizione.

2. Stato fisico: Il mantello superiore è solido, ma a causa delle alte temperature e pressioni presenti a quelle profondità, il materiale si comporta in modo duttile e può fluire molto lentamente su scale di tempo geologiche. Questo movimento lento, noto come flusso del mantello, è responsabile della deriva dei continenti e del movimento delle placche tettoniche sulla superficie terrestre.

3. Pressione e temperatura: Aumentando la profondità nel mantello superiore, la pressione e la temperatura aumentano progressivamente. Si stima che la temperatura nel mantello superiore sia compresa tra 1.000°C e 3.000°C, mentre la pressione può raggiungere diverse decine di gigapascal.

4. Sismicità: Il mantello superiore è caratterizzato dalla propagazione delle onde sismiche. Le onde sismiche possono attraversare il mantello superiore e le loro proprietà di velocità e direzione di propagazione forniscono importanti informazioni sulla struttura interna del mantello e sulla sua composizione.

5. Convezione del mantello: A causa delle differenze di temperatura e densità, si ritiene che il mantello superiore sia coinvolto in un movimento convettivo lento. Il calore generato dal nucleo terrestre risale attraverso il mantello superiore, scaldando il materiale circostante e causando il movimento delle masse rocciose.

Il mantello superiore svolge un ruolo cruciale nella dinamica della Terra, influenzando la tettonica delle placche, il vulcanismo e la convezione termica. La sua comprensione è fondamentale per studiare i processi geologici che avvengono nel sottosuolo e per comprendere l'evoluzione del nostro pianeta nel corso del tempo.

Il mantello inferiore è uno strato del mantello terrestre che si estende dalla base del mantello superiore fino a una profondità di circa 2.900 chilometri sotto la superficie terrestre. È separato dal mantello superiore dalla discontinuità di Gutenberg.

Ecco alcune delle caratteristiche principali del mantello inferiore:

1. Composizione chimica: Il mantello inferiore è principalmente composto da silicati di magnesio e ferro, simili alla composizione del mantello superiore. Tuttavia, a causa delle elevate pressioni presenti a queste profondità, si pensa che possano esistere minerali diversi, come la perovskite, che si formano sotto queste condizioni estreme.

2. Pressione e temperatura: A causa dell'aumento della profondità, la pressione nel mantello inferiore aumenta notevolmente. Le alte pressioni e temperature nel mantello inferiore contribuiscono alla sua natura solida e rigida. Si stima che la temperatura nel mantello inferiore sia compresa tra 2.200°C e 3.700°C.

3. Movimento convettivo: Anche se il mantello inferiore è solido, si ritiene che sia coinvolto in un movimento convettivo molto lento a causa delle alte temperature e pressioni. Questo movimento convettivo può influenzare la dinamica del mantello e del nucleo terrestre.

4. Proprietà fisiche: Il mantello inferiore ha proprietà fisiche diverse rispetto al mantello superiore. Ad esempio, a causa delle alte pressioni, il mantello inferiore ha una maggiore densità rispetto al mantello superiore. Ciò contribuisce alla separazione delle diverse zone del mantello terrestre.

5. Sismicità: Le onde sismiche che attraversano il mantello inferiore mostrano un aumento della velocità di propagazione, noto come discontinuità di D" (D-due prime). Questa discontinuità è associata a una serie di complessi fenomeni fisici e chimici che si verificano nel mantello inferiore.

Lo studio del mantello inferiore è un campo attivo di ricerca in geofisica. Gli scienziati utilizzano metodi indiretti, come l'analisi delle onde sismiche, i modelli numerici e le simulazioni al computer per cercare di comprendere la sua struttura, composizione e comportamento. La comprensione del mantello inferiore è fondamentale per la nostra conoscenza della dinamica interna della Terra e dei processi geologici che avvengono a profondità estreme.

Il nucleo esterno è uno strato del nucleo terrestre che si trova al di sopra del nucleo interno. È costituito principalmente da ferro fuso e una piccola quantità di altri elementi, come nichel e leghe di ferro-nichel.

Ecco alcune delle caratteristiche principali del nucleo esterno:

1. Composizione: Il nucleo esterno è composto principalmente da ferro fuso, che costituisce la maggior parte della sua composizione. Tuttavia, contiene anche una percentuale variabile di nichel e tracce di altri elementi, come zolfo e ossigeno.

2. Stato di fusione: A causa delle alte temperature presenti nel nucleo terrestre, il nucleo esterno è fuso, rendendolo un materiale liquido. Questo stato di fusione permette al materiale di muoversi liberamente, creando il movimento convettivo che svolge un ruolo fondamentale nella generazione del campo magnetico terrestre.

3. Densità e pressione: A causa della sua composizione di ferro fuso, il nucleo esterno ha una densità molto elevata. La sua densità è inferiore a quella del nucleo interno, ma ancora molto maggiore rispetto alla crosta terrestre e al mantello. La pressione aumenta notevolmente all'interno del nucleo esterno, poiché si avvicina al nucleo interno.

4. Movimento convettivo: Il nucleo esterno fuso è coinvolto in un movimento convettivo continuo. Questo movimento convettivo è generato dal calore residuo proveniente dal nucleo interno e dal calore generato dalla cristallizzazione del materiale che si solidifica a contatto con il nucleo interno. Il movimento convettivo è responsabile della generazione del campo magnetico terrestre attraverso un processo noto come effetto dinamo.

5. Campo magnetico terrestre: Il nucleo esterno fuso, insieme al nucleo interno solido e alla rotazione della Terra, è responsabile della generazione del campo magnetico terrestre. Il movimento convettivo del ferro fuso nel nucleo esterno induce correnti elettriche che generano un campo magnetico che circonda il pianeta. Questo campo magnetico è essenziale per la protezione del pianeta dalle radiazioni solari e per la navigazione magnetica.

Il nucleo esterno è una componente fondamentale per comprendere la geodinamica e la magnetosfera terrestre. La sua comprensione è importante per studiare l'origine e l'evoluzione del campo magnetico terrestre e per comprendere i processi che si verificano nelle profondità del nostro pianeta.

Il nucleo interno è lo strato più interno e denso del nucleo terrestre. È una regione solida composta principalmente da ferro e una piccola quantità di nichel, leghe di ferro-nichel e altri elementi.

Ecco alcune delle caratteristiche principali del nucleo interno:

1. Composizione: Il nucleo interno è composto principalmente da ferro solido con una percentuale variabile di nichel e tracce di altri elementi. Si stima che la sua composizione sia simile a quella del nucleo esterno, anche se le precise proporzioni degli elementi non sono ancora completamente definite.

2. Stato solido: Nonostante le alte temperature, il nucleo interno è solido a causa delle pressioni estreme che agiscono su di esso. Le pressioni nel nucleo interno superano di gran lunga quelle del nucleo esterno e del resto del pianeta, raggiungendo circa 3,6 milioni di atmosfere.

3. Dimensioni e forma: Il nucleo interno ha un diametro di circa 2.440 chilometri, circa il 70% del diametro della Luna. Tuttavia, il nucleo interno è relativamente piccolo rispetto al nucleo esterno e al resto del pianeta, rappresentando solo circa l'1% del volume totale della Terra. La sua forma è generalmente sferoidale.

4. Temperatura: La temperatura nel nucleo interno è estremamente elevata, con stime che oscillano tra i 5.000°C e i 6.000°C. Nonostante queste alte temperature, il nucleo interno rimane solido a causa della pressione estrema che prevale.

5. Campo magnetico terrestre: Il nucleo interno svolge un ruolo cruciale nella generazione del campo magnetico terrestre. Il movimento di convezione del materiale nel nucleo esterno induce correnti elettriche che generano il campo magnetico. Tuttavia, il nucleo interno solido è anch'esso coinvolto in questo processo, poiché il suo movimento differenziale rispetto al nucleo esterno contribuisce a mantenere la stabilità del campo magnetico.

6. Studio indiretto: A causa della sua posizione profonda nel nucleo terrestre, non possiamo studiare direttamente il nucleo interno. Le informazioni sul nucleo interno sono ottenute principalmente attraverso studi sismici e modelli teorici basati su proprietà dei materiali ad alte pressioni e simulazioni al computer.

Il nucleo interno svolge un ruolo chiave nella dinamica interna della Terra, influenzando la generazione del campo magnetico e contribuendo alla stabilità del campo magnetico terrestre nel corso del tempo. La sua comprensione è fondamentale per la geofisica e la nostra conoscenza della struttura e dell'evoluzione del nostro pianeta.

Breve Lezione di Scienze della Terra: La struttura del Globo Terrestre - Contiene Video

Testo proveniente da: Esplora i Vulcani Italiani

Il globo terrestre viene convenzionalmente suddiviso in tre gusci concentrici: la crosta, il mantello e il nucleo. 

La densità aumenta andando verso l'interno del globo. Infatti, le rocce che si trovano in superficie hanno una densità compresa tra 2.5 e 3 g/cm3 (solo in alcuni casi tra 3.3 e 3.5 g/cm3), mentre la densità media della Terra è molto più alta, 5.52 g/cm3.

La crosta rappresenta il guscio più esterno. Il suo spessore è variabile tra 5-15 km sotto gli oceani e 30-40 km sotto i continenti fino a superare i 50 km sotto le grandi catene montuose.

La crosta oceanica ha un sottile strato di sedimenti che ricopre lave e prodotti vulcanici basaltici. La densità media della crosta oceanica è di circa 2.9 g/cm3.

La crosta continentale è meno omogenea di quella oceanica e può essere suddivisa in crosta superiore (velocità delle onde sismiche fino a 6,5 km/s) e crosta inferiore o profonda (velocità delle onde sismiche da 6.5 a 7.6 km/s).

La crosta continentale superiore arriva a circa 10-20 km di profondità e ha una densità media di 2.5-2.7 g/cm3. E' costituita da rocce intrusive e metamorfiche con sottili coperture di rocce sedimentarie. La crosta continentale inferiore ha una densità media di 2.8 g/cm3 ed è composta da rocce di tipo gabbrico.

La variazione nella velocità delle onde sismiche che permette di operare la suddivisione tra crosta continentale superiore e inferiore viene chiamata discontinuità di Conrad. A testimonianza del carattere eterogeneo della crosta continentale, la discontinuità di Conrad non è uniformemente distribuita.

Alla base della crosta vi è un'altra discontinuità, detta di Mohorovicic (Moho), che segna l'inizio del mantello. La zona del matello comprende circa il 68 % della massa terrestre e si estende fino a una profondità di circa 2900 km. La Moho è individuata da un aumento di velocità delle onde sismiche, da valori inferiori a 7.6 km/s a valori vicini o superiori a 8 km/s.

Anche il mantello si divide in due strati: mantello superiore, fino a una profondità di circa 680 km e mantello inferiore. La parte superiore ha una densità di 3.3-3.4 g/cm3 e quella inferiore aumenta da 3.3 g/cm3 fino a 5.6 g/cm3 nella zona più profonda.

Quasi tutti i magmi che arrivano in superficie si formano alla profondità del mantello e quindi, per chiarire la loro formazione, sarebbe fondamentale indagare sul mantello stesso. Ma, data la sua posizione, si possono avere solo osservazioni indirette e, invece di partire dal mantello per capire i magmi, si è costretti a partire dai magmi per risalire al mantello.

Gran parte dei magmi eruttati sulla superficie terrestre sono di tipo basaltico. Si ritiene che il magma sia una piccola parte del mantello e che derivi da minerali che fondono per primi, mentre gli altri restano solidi. Un tipo di roccia che inizia a fondere formando un liquido basaltico, mentre la restante parte rimane solida, è la peridotite. Probabilmente, il mantello è composto da peridotite o da materiale simile.

A circa 2900 km di profondità si trova un'altra zona di discontinuità, detta Gutenberg, al di sotto della quale vi è il nucleo che arriva fino a circa 6370 km di profondità, misura che rappresenta il raggio medio terrestre.

La discontinuità di Gutenberg segna una differenza chimica tra il mantello e il nucleo che è formato in gran parte da ferro metallico. Anche il nucleo è diviso in due strati: uno esterno liquido e uno interno solido, entrambi a composizione piuttosto omogenea caratterizzata da ferro e nichel, separati da una zona di transizione.

La divisione tra i due strati è posta a circa 5200 km di profondità dove si riscontra un'altra discontinuità (discontinuità di Lehman) alla sommità della quale si estinguono le onde sismiche che non si propagano nei liquidi (onde S).

La suddivisione in crosta, mantello e nucleo è fatta in base alla diversa composizione del globo terrestre con la profondità. Se si considerano invece le caratteristiche meccaniche, (come la risposta a uno sforzo, la capacità o meno di fluire e di deformarsi, ecc.) il globo può essere suddiviso, dall'esterno verso l'interno, in litosfera, astenosfera, mesosfera e nucleo.

La litosfera comprende la crosta e una parte del mantello, cioé la parte più esterna fino a circa 100 km di profondità nelle zone oceaniche e fino a circa 120-130 km ed oltre in quelle continentali. Tutta questa porzione di globo ha un comportamento abbastanza uniforme di tipo rigido, tipico di solidi con temperature lontane da quella di inizio fusione.

La velocità di propagazione delle onde sismiche aumenta gradualmente fino alla base della litosfera. Quando la velocità comincia a diminuire, inizia l'astenosfera che si estende fino a circa 350 km di profondità, dove la velocità delle onde sismiche riprende ad aumentare.

La parte alta dell'astenosfera, dove la velocità delle onde sismiche diminuisce improvvisamente, è detta "strato a bassa velocità" (LVL = low velocity layer). Questo strato è considerato un involucro a comportamento meno rigido (meccanicamente più debole) rispetto a quello soprastante. Il materiale dovrebbe essere simile a quello del mantello superiore, ma con una temperatura vicina a quella di inizio fusione, con sparse sacche di materiale fuso.

L'astenosfera può deformarsi plasticamente, può fluire lentamente e inarcarsi verso l'alto per effetto di ampi moti convettivi. Dopo i 350 km di profondità il comportamento riprende ad essere di tipo rigido. Questo strato, fino al nucleo, viene chiamato mesosfera.

La suddivisione della parte più esterna del globo terrestre in base alle diverse proprietà fisiche (litosfera e astenosfera) rappresenta il punto di partenza per la teoria della tettonica a zolle.

     

Descrizione della struttura interna della Terra; teorie sulla sua formazione da materiali spaziali; descrizione delle principali rocce: ignee, sedimentarie e metamorfiche (Coronet Instructional Film 1960; revisionato 1982)

Rocce sedimentarie - Arenaria

Sabbie cementate - L'onda - Arizona

Le arenarie sono rocce sedimentarie clastiche formate principalmente da granuli di sabbia cementati insieme. Queste rocce affascinanti non solo raccontano storie geologiche millenarie, ma trovano anche ampio impiego nell’architettura moderna e storica. In questo post, esploreremo la classificazione, la diagenesi, l’origine e alcuni esempi di utilizzo delle arenarie.

Classificazione delle Arenarie

Le arenarie possono essere classificate in base alla dimensione dei granuli e alla composizione mineralogica:

• Dimensione dei granuli: molto grossolani (2-1 mm), grossolani (1-0,5 mm), a grana media (0,5-0,250 mm), a grana fine (0,250-0,125 mm), a grana finissima (0,125-0,062 mm).
• Composizione: quarzo-areniti (prevalentemente quarzo), areniti feldspatiche (contengono feldspato), arkose (ricche di feldspato), grovacche (miscela di vari minerali).

Diagenesi delle Arenarie

La diagenesi è il processo di trasformazione fisica e chimica che i sedimenti subiscono dopo la deposizione, portando alla formazione di rocce sedimentarie compatte. Questo processo include costipazione, cementazione, dissoluzione e ricristallizzazione. Per esempio, le sabbie si trasformano in arenarie attraverso la diagenesi.

Origine delle Arenarie

Le arenarie si formano dalla cementazione di sedimenti sabbiosi trasportati e depositati da agenti come vento, fiumi, laghi e mari. Questo processo può durare milioni di anni e coinvolge la rottura e l’erosione di rocce preesistenti come graniti e gneiss.

Proprietà delle Arenarie

Le arenarie possiedono diverse proprietà fisiche e chimiche che le rendono uniche:

• Densità: varia tra 2500 e 2700 kg/m³.
• Resistenza a Compressione: compresa tra 60 e 100 N/mm².
• Composizione: principalmente granuli di sabbia cementati insieme, che possono includere quarzo, feldspato e altri minerali.
• Texture: da fine a grossolana.
• Colore: varia dal bianco al grigio, al rosso, al giallo.
• Porosità: capaci di trattenere acqua e altri fluidi.

Tipi di Cemento nelle Arenarie

I tipi di cemento che legano i granuli nelle arenarie includono:

• Silice: presente come quarzo, calcedonio o opale.
• Carbonato di calcio: come calcite o dolomite.
• Ossido di ferro: conferisce un colore rossastro o giallastro.
• Argilla: riempie gli spazi tra i granuli di sabbia.
• Gesso: meno comune, ma presente in alcune arenarie.

Utilizzi delle Arenarie nell’Architettura

Le arenarie sono ampiamente utilizzate nell’architettura per le loro proprietà estetiche e funzionali:

• Rivestimenti: per facciate di edifici.
• Pavimentazione: sia interna che esterna.
• Elementi Decorativi: come cornici, colonne e capitelli.
• Percorsi e Cortili: per la realizzazione di percorsi pedonali e cortili.
• Muri di Contenimento: nei giardini e nei parchi.

Geologia: Orogenesi Alpina

Carta delle catene montuose formatesi a causa dell'orogenesi alpina.

L'orogenesi alpina è un processo di formazione orogenetica iniziatosi nel tardo Mesozoico e proseguito nel Cenozoico ed è all'origine della catena Alpino-Himalayana.

Questa orogenesi è stata causata dalla chiusura dell'oceano Tetide in seguito alla risalita verso nord dell'Africa, dell'Arabia e del Subcontinente indiano verso l'Eurasia.

Con la collisione delle masse continentali si sono formate numerose catene montuose che andarono a costituire la catena Alpino-Himalayana, estesa dal Marocco nell'Africa settentrionale e preseguente fino alla penisola indocinese. Queste catene si estendono nell'Africa del nord, in Europa ed attraversano tutto il bordo meridionale dell'Asia.

Mappa tettonica dell'Europa meridionale e Medio Oriente con la formazione delle catene montuose.

Per saperne di più: https://it.wikipedia.org/wiki/Orogenesi_alpina

Mudcracks

I mudcracks sono strutture tipiche di limi e argille, in pratica sono delle strutture da disseccamento.
Quando un deposito di terreno limoso/argilloso umido subisce un rapido fenomeno di disseccamento subisce una rapida contrazione, la contrazione crea delle fessure in abbastanza larghe in superficie e tendono a chiudersi in profondità.

Il fenomeno da luogo a una superficie simile a delle piastrelle quasi esagonali, si tratta in questo caso di crepe che si originano quando i depositi di argilla umida vanno incontro a rapidi fenomeni di disseccamento e ad una conseguente contrazione. Tali fessure potranno poi essere riempite da materiali diversi, per opera di un successivo processo di sedimentazione.

Scienze della Terra: Vaalbara - Primo supercontinente della storia della Terra

Cratoni di Kaapvaal e Pilbara costituenti il Primo Supercontinente circa 3,3 miliardi di anni fa.

Vaalbara è il nome che è stato dato al primo supercontinente esistito sulla Terra, circa 3,3 miliardi di anni fa.

In base ai dati radiometrici dei cratoni che formavano la Vaalbara, si ritiene che esso sia esistito 3,3 miliardi di anni fa (3,3 Ga), spingendosi forse fino a 3,6 Ga.

Le prove della sua esistenza comprendono gli studi geocronologici e paleomagnetici dei due cratoni archeani (protocontinenti) denominati Cratone di Kaapvaal, con riferimento alla regione sudafricana di Kaapvaal, e Cratone di Pilbara, con riferimento alla regione di Pilbara nell'Australia Occidentale, i quali facevano parte della Vaalbara. Questi due cratoni rappresentano gli unici resti originali della crosta terrestre, come era ai primordi, sopravvissuti fino ai giorni nostri.

Un'ulteriore prova è rappresentata dalla sequenza di somiglianze strutturali delle cinture di nefriti e di gneiss che presentano questi due cratoni. Le stesse cinture archeane di nefriti si trovano anche ai margini del Cratone Superiore in Canada, come pure nei cratoni degli ex continenti della Gondwana e della Laurasia.

La deriva dei due cratoni di Kaapvaal e Pilbara, avvenuta all'incirca 2,8 Ga, è un'ulteriore prova del fatto che essi un tempo erano connessi.

Non è certo quando la Vaalbara ha iniziato a scindersi, ma studi geocronologici e paleomagnetici mostrano che i due cratoni presentavano un movimento rotatorio latitudinale di 30° tra 2,78 Ga e 2,77 Ga, portando alla conclusione che essi non fossero più uniti già 2,8 Ga.

Geologia: Eustatismo

L'eustatismo è il fenomeno di innalzamento o abbassamento relativo del livello del mare. Lungo le coste esso causa indietreggiamenti e avanzamenti del mare rispetto alla costa. Le cause possono essere diverse. L'unica accertata è il fenomeno delle glaciazioni e dei disgeli (deglaciazioni) che comportano variazioni di volume dell'acqua con il successivo abbassamento o innalzamento del livello marino.

L'esempio della Glaciazione Wurm è chiaro: durante questo periodo la massa di acque marine evaporate e progressivamente congelate sui continenti fece abbassare il livello dei mari di circa 120 metri. A questo eustatismo glaciale, possono sommarsi gli effetti dell'eustatismo termico: il raffreddamento delle acque marine provoca la loro contrazione in proporzioni considerevoli, giacché 1 grado centigrado in più o in meno della temperatura media dei mari provoca, rispettivamente, una elevazione o un abbassamento di 2 metri del loro livello generale.

Esiste anche un eustatismo tettonico, dovuto alle deformazioni delle conche oceaniche come conseguenza del fenomeno geofisico del movimento delle placche tettoniche. Così per esempio la elevazione di una catena montuosa sottomarina sposta un volume corrispondente di acqua a livelli superiori a quelli precedenti.
Per saperne di più: Variazione livello del mare ISPRA 

Cintura di fuoco del Pacifico - Ring of fire

Mappa della Cintura di fuoco del Pacifico

In geologia con la denominazione di cintura di fuoco del Pacifico si indica una zona caratterizzata da frequenti terremoti (si calcola che il 90% dei terremoti mondiali avvenga all'interno di questa fascia: la maggior parte dei terremoti profondi e molti intermedi e superficiali) ed eruzioni vulcaniche, estesa per circa 40.000 km (ovvero quasi quanto la circonferenza equatoriale terrestre) tutto intorno all'oceano Pacifico, con una forma che ricorda quindi grossolanamente un ferro di cavallo. È caratterizzata dalla presenza di numerosissimi archi insulari (Polinesia, Filippine, Nuova Zelanda, Indonesia, Giappone ecc.), fosse oceaniche e catene montuose vulcaniche.

La cintura di fuoco è la diretta conseguenza dei movimenti reciproci delle differenti placche, che in questa zona vanno incontro al fenomeno della subduzione: le placche continentali avanzano passando letteralmente "sopra" alle placche oceaniche pacifiche (l'oceano Pacifico si sta infatti restringendo). In particolare:
lungo la costa americana la placca di Nazca, la placca delle Cocos e parte della placca pacifica vanno in subduzione rispettivamente al di sotto della placca sudamericana e nordamericana, che si muovono verso ovest;
dalla parte asiatica e australiana, si osserva la subduzione della placca delle Filippine sotto la placca eurasiatica e quella della placca pacifica sotto la placca australiana.

Un'eruzione del Tungurahua nel 2011, in una visione notturna. Ecuador.

L'attività vulcanica prevalente nella cintura di fuoco è quella di tipo esplosivo, che origina generalmente vulcani dai pendii ripidi e regolari; fra i più famosi vulcani si possono menzionare il mount St. Helens negli Stati Uniti nordoccidentali (violentissima eruzione nel 1980), il Tambora, il Krakatoa, il celeberrimo Fuji, il Popocatepetl, il Paricutín (nato nel 1943).