La stratigrafia e la Tettonica nello studio delle scienze della terra
Qualunque intervento sul territorio richiede la conoscenza di come è fatto il sottosuolo anche a grandi profondità, questo procedimento si riesce a farlo attraverso la stratigrafia e la tettonica. La prima si occupa di ricostruire le forme dei corpi rocciosi, la loro disposizione nello spazio e soprattutto l’ordine con cui le rocce stesse si sono formate; la seconda studia le deformazioni che si manifestano con il passare del tempo in una successione di rocce, come conseguenza dei sollevamenti e abbassamenti della crosta terrestre.

Elementi di stratigrafia
La stratigrafia studia le formazione geologiche, ovvero è un corpo roccioso caratterizzato da natura litologica uniforme, riferibile a un ambiente rimasto omogeneo per un determinato arco di tempo. Questo copro presenterà delle differenze ben evidenti dagli altri corpi rocciosi con cui è a contatto. Avremo così diversi tipi di formazioni: sedimentarie (conglomerati, calcaree ecc.), ignee (piroclastiche o laviche, acide o basiche), metamorfiche (di alto o basso grado, di contatto ecc.). Una formazione di rocce sedimentarie può presentarsi compatta, ovvero senza suddivisioni al suo interno, o stratificata. Lo strato può avere spessore variabile ed è l’unità più piccola di una serie rocciosa ed è delimitato da superfici di discontinuità più o meno parallele fra loro, dette piani di stratificazione.

Ogni roccia ha delle caratteristiche che ci permettono di distinguerle dalle altre rocce. Il termine facies indica l’insieme delle caratteristiche litologiche e paleontologiche ( se sono presenti resti fossili ) di una roccia. Le facies dipendono dall’ambiente in cui la roccia si è formata; riconoscere una certa facies vuol dire identificare l’ambiente fisico di formazione della roccia. Le rocce sedimentarie si dividono in base all’ambiente di formazione in:
Facies continentali: sono riconoscibili in rocce che si sono deposte su terre emerse, in ambiente subaereo, cioè a diretto contatto con l’aria. In questo gruppo sono molto diffuse le facies fluviali (o alluvionali), rappresentate da materiali sia grossolani che da minuti deposti da un fiume sul greto; ugualmente note sono le facies moreniche, rappresentate da ammassi di detriti abbandonati dai ghiacciai. Questi ammassi chiamati morene, si riconoscono per l’aspetto caotico in quanto sono ciottoli di ogni genere e dimensione, immersi in una matrice di limo argilloso. Altrettanto diffuse sono le facies desertiche, ovvero le tipiche dune, colline sabbiose accumulate dal vento su vaste aree a clima arido; tali dune sono soggette a continui spostamenti da parte del vento portandole ad assumere forme e dimensioni diverse.
Facies di transizione: sono tipiche della fascia di passaggio delle terre emerse al mare. Ne fanno parte le facies palustri, che si formano per la mescolanza dell’acqua marina con acqua dolce proveniente dai rilievi montuosi ; le facies lagunari, tipiche dei bracci di mare rimasti isolati a causa della formazione di cordoni o barre sabbiose e collegati al mare grazie a dei canali naturali; le facies d’estuario e di delta, che si trovano dove un fiume sfocia in mare e infine fanno parte anche loro delle facies di transizione le facies delle dune costiere, che sono formate da sabbia portata dal vento e deposta lungo la spiaggia, quindi simili alle facies desertiche.
Facies marine: sono le più diffuse e, così come si incontrano procedendo dalla costa verso il mare aperto, possono essere raggruppate in tre gruppi. Ne fanno parte le facies litorali, tipiche della fascia costiera con pochi decimetri di acqua e con i fondali sabbiosi-argillosi; le facies neritiche, in cui si trovano fondi sabbiosi o rocciosi con scogli e anfratti; e le facies pelagiche, situate in alto mare, sono solitamente caratterizzate dalla deposizione di argille e fanghi dove si trovano in grandi quantità resti di microrganismi “planctonici”.
Il passaggio da un tipo di facies a un altro può avvenire in modo granulare o sfumato, in tutti e due i casi si parla di eteropia di facies.

I principi di stratigrafia
Esistono dei principi fondamentali della stratigrafia: quello di orizzontalità originaria , quello di sovrapposizione stratigrafica e quello di intersezione. Il primo afferma che i sedimenti si depositano, di regola, in strati pressoché orizzontali e, una volta diventati rocce dovrebbero continuare ad apparire come strati più o meno orizzontali. Il secondo principio dice invece che in una successione di rocce sedimentarie ogni strato è più antico dello strato soprastante e più recente di quello sottostante. Infine il terzo principio afferma che intrusioni di magma che tagliano altre rocce sono più giovani di queste (supponendo che gli strati della roccia siano attraversati da un filone, o dicco, magmatico).


Trasgressioni e lacune
Il ritiro del mare da un’area sommersa avviene per la maggior parte dei casi a causa di un sollevamento della regione dovuto al movimento della crosta, anche se si può verificare per abbassamento del livello del mare. Il fenomeno del ritirarsi del mare prende il nome di regressione; il ritiro delle acque può interessare aree ridotte o essere di dimensione molto grandi, inoltre può essere di breve durata o interessare un lungo arco di tempo. Il processo inverso, dove il mare ricopre un’area emersa, prende il nome di trasgressione (o ingressione). Se un’area ha subito una regressione , seguita dopo un lasso di tempo da una trasgressione , vuol dire che quella determinata area, già sommersa, è rimasta emersa per un certo periodo ed è stata poi ricoperta nuovamente dal mare. Quando una successione di eventi ha fatto sì che gli starti più antichi e quelli più recenti avessero giaciture diverse, allora questo fenomeno è descritto come discordanza angolare. Si può parlare inoltre di discordanza semplice, dove gli strati rimangono paralleli. Nel caso in cui i movimenti che interessano un’area avvengano secondo la verticale, gli strati già deposti si mantengono orizzontali. In entrambi i casi di discordanza, per un certo intervallo di tempo si è verificata un’erosione e non si sono deposte nuove rocce: questi fenomeni danno luogo a una lacuna di sedimentazione.

Elementi di tettonica
Secondo la legge di Hooke, che descrive il comportamento di un corpo elastico ideale, le deformazioni sono sempre direttamente proporzionali alle forze che lo provocavo. Nei solidi reali, quando lo sforzo supera un certo valore, il copro, al cessare della sollecitazione, non riacquista più la sua forma iniziale: si è raggiunto il limite di elasticità, oltre al quale la deformazione è permanente. Se lo sforzo aumenta ancora di più, e viene superato il limite (carico di rottura), la roccia si rompe e si ha una trasformazione di tipo rigida. Il comportamento di una roccia sottoposta a deformazione può cambiare a causa dell’influenza di alcuni fattori variabili. All’interno della crosta una roccia, è sottoposta alla pressione litostatica, dovuta al carico delle rocce che la circondano e questa pressione aumenta con la profondità. Inoltre anche all’aumentare della temperatura diminuisce l’intervallo di elasticità facilitando così un comportamento plastico; in maniera analoga anche la presenza di fluidi abbassa il limite di elasticità e facilita la comparsa di deformazioni di tipo plastico. Infine è parecchio importante la velocità di deformazione , ovvero materiali che si comportano in modo fragile quando la sollecitazione avviene in maniera brusca, invece si comportano in modo plastico se la sollecitazione agisce per tempi lunghi. Possiamo infine dire che le rocce manifestano un comportamento elastico con temperature e pressioni a basso carico, quindi le rocce sottoposte a sforzi a modeste profondità della crosta tendono a rompersi; invece a profondità maggiori della crosta , pressioni e temperature più elevate, le rocce tendono a piegarsi.

Le faglie
Gli sforzi in atto nel pianeta sollecitano in modo diverso due parti contigue di una parte di crosta, oppure è la parte di crosta a presentare resistenza diversa nelle sue parti; in tutti e due i casi se lo sforzo applicato è abbastanza intenso, fra le due parti sollecitate si forma una profonda e lunga lacerazione ed esse scivolano per numerosi metri l’una rispetto all’altra. Nel momento in cui il fenomeno si esaurisce e le due parti risultano spostate, la frattura formatasi prende il nome di faglia. La superficie su cui si è formata tale frattura si chiama superficie di faglia, oppure piano di faglia o anche specchio di faglia. Le rocce presenti ai lati della faglia, si presentano frantumate come conseguenza della frizione subita durante il movimento: si parla quindi di brecce di frizione o di cataclasiti. L’entità dello spostamento di una parte rispetto all’altra si chiama rigetto e può variare da qualche metro sino a migliaia di metri. Le faglie vengono distinte in base alla giacitura del piano e a come è avvenuto il movimento reciproco delle due parti. La direzione del movimento si ricava dalle strie, cioè delle sottili incisioni che si formano sul piano di faglia per il forte attrito fra le due parti in movimento. In base alla giacitura del piano possiamo distinguere: le faglie con il piano inclinato o le faglie con il piano verticale. Se prendiamo in considerazione il piano di faglia inclinato, quest’ultima può essere diretta o inversa. Parliamo di faglia diretta quando il blocco di rocce, che si trova sopra il piano di taglio, risulta spostato verso il basso rispetto a quello contiguo. Parliamo invece di faglia inversa quando il blocco di rocce, che si trova sopra il piano di taglio, risulta spostato verso l’alto rispetto a quello contiguo, tanto da sormontarlo. Quando trattiamo invece del piano della faglia verticale, i blocchi risultano uno sollevato rispetto l’altro abbassato; il movimento di spostamento può essere avvenuto lungo la verticale oppure obliquamente e tale fenomeno può essere dedotto dalla direzione delle strie. Quando invece il piano è verticale, ma le strie indicano che il movimento è avvenuto in senso orizzontale, allora si parla di faglie trascorrenti.
Le faglie sono raramente isolate, di regola sono associate in sistemi. Una tipica associazione di faglie dirette è quella che determina una fossa tettonica: in questa situazione i due sistemi paralleli di faglie disposte a gradinata provocano l’abbassamento della striscia di crosta tra essi interposta rispetto alle due parti laterali. Se due o più fosse tettoniche si fiancheggiano, prendono il nome di pilastri. Alle fosse tettoniche corrispondono vere e proprie depressione morfologiche chiamate rift valley.

Le pieghe
Se le sollecitazioni rimangono entro l’intervallo di plasticità di una roccia, il risultato sarà una deformazione senza interruzione degli strati, che si manifesta sotto forma di diversi tipi di pieghe. Le più frequenti sono le successioni di anticlinali (sono quelle pieghe che hanno nel nucleo gli strati più recenti) e sinclinali (sono qle pieghe che hanno nel nucleo di strati più antichi).


Le falde
Quando l’accavallamento di una parte sull’altro diviene molto esteso si parla di sovrascorrimento. Se tale fenomeno assume dimensioni di regione, allora si parla di falde di ricoprimento. I terreni sovra scorsi, che possono perdere ogni collegamento con la zona in cui è avvenuto il movimento vengono chiamati alloctoni. Se invece i terreni non si sono spostati dal luogo di origine si parla di terreni autoctoni.
Per riuscire ad esaminare una falda o un sovrascorrimento occorre che l’erosione abbia inciso con i fiume i ghiacciai una valle profonda per poter osservare sul fondo la serie sottostante, coperta dai terreni sovra scorsi. Tale incisione prende il nome di finestra tettonica. Se invece l’erosione ha demolito praticamente tutta la falda sovra scorsa e rimangono solo pochi residui, quest’ultimi vengono chiamati scogli tettonici.


Il ciclo geologico
Attraverso un’analisi sistematica delle rocce si riesce a ricomporre la successione delle formazioni, dalla più antica alla più giovane, che rappresentano la storia geologica di quell’area. Tali successioni vengono chiamate genericamente serie stratigrafiche. In un ciclo geologico (chiamato anche ciclo di Hutton) si susseguono più fasi, con lo stesso ordine:
- Formazione di rocce
- Deformazione di quelle stesse rocce per movimenti della crosta e sollevamento di catene montuose
- Progressiva demolizione delle strutture prodotte dalla deformazione verso un graduale spianamento della superficie.

Le carte geologiche
Negli studi geologici le carte sono un punto di arrivo e uno strumento di conoscenza: un punto di arrivo in quanto, esse ci offrono una descrizione, per quanto è possibile della crosta terreste; uno strumento perché l’analisi e l’interpretazione di carte geologiche di diverse aree ci consentono di delineare l’evoluzione dell’intera crosta terrestre; sono infine uno strumento indispensabile nella geologia nelle indagini per costruire opere (ponti, gallerie, dighe..), o per cercare materie prima o per progettare interventi sul territorio a risanamento o comunque utili come prevenzione di eventi disastrosi. Le carte geologiche per poter essere rappresentante devono essere codificate. Una chiave indispensabile per poter leggere la carta e ricavare informazioni è la legenda, riportata nella cornice del riquadro. La legenda è accompagnata spesso da una colonna stratigrafica, ovvero da uno schema grafico che rappresenta idealmente la serie stratigrafica, mettendo in evidenza la successione verticale di tutte le formazioni rocciose che compaiono nell’area in esame. Infine nella cornice di una carta compaiono una o più sezioni geologiche, cioè tagli verticali che si immagina di effettuare nella crosta terrestre per rappresentare la prosecuzione in profondità dei corpi rocciosi, sino a dove è possibile estrapolare i dati raccolti in superficie.
Ricordiamoci inoltre che a molti fogli sono associate carte definite genericamente geotematiche, che mettono in rilievo informazioni su un tema specifico spesso di interesse applicativo.

Propagazione e registrazione delle onde sismiche
Dall’ipocentro, che è il volume delle rocce in cui si verifica lo spostamento iniziale della faglia,si propagano le onde sismiche in ogni direzione. Nella zona posta in superficie, sulla verticale dell’ipocentro, chiamata epicentro del terremoto, arriva un groviglio di onde di ogni frequenza e velocità che portano il terreno a vibrare a lungo. Per riuscire a riconoscere i vari tipi di onde emesse da un terremoto, bisogna essere a debita distanza dall’epicentro; possiamo distinguere così tre gruppi di onde: onde longitudinali (di compressione), onde trasversali ( o di taglio ), e quelle superficiali.
Le prime sono quelle onde al cui passaggio, le particelle di roccia oscillano avanti e indietro nella direzione di propagazione dell’onda stessa: la roccia subisce rapide variazioni di volume, comprimendosi e dilatandosi alternativamente a seconda delle rapide oscillazioni che i blocchi di roccia nella zona dell’ipocentro compiono dopo la deformazione elastica. Tali onde sono quelle più veloci, per cui sono dette onde prime o onde P. Le seconde (onde trasversali) sono provocate dallo scivolamento delle masse rocciose lungo il piano di faglia provocando anche delle deformazioni. Al loro passaggio le particelle di roccia compiono delle oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione; la roccia subisce così delle variazioni di forma ma non di volume. Tali onde sono più lente delle onde P e prendono perciò il nome di onde seconde o onde S. le onde P e quelle S che si generano nell’epicentro, sono chiamate complessivamente onde interne o di volume. Parleremo di onde superficiali, quando le onde interne raggiungono la superficie propagandosi dall’epicentro lungo la superficie terrestre. Tra queste onde le più note sono: le onde di Rayleigh (R) e le onde di Love (L). Al propagarsi di un’onda R le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione. Al passaggio di un’onda L invece, le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione, ma solamente nel piano orizzontale. Riassumendo, durante un terremoto nell’epicentro si generano gruppi di onde P e S per tutta la durata del movimento della faglia attivata. Queste si propagano in tutte le direzioni e quando arrivano in superficie generano a loro volta le onde L e R. La velocità e la direzione di propagazione delle onde interne P e S si modificano al passaggio attraverso materiali diversi per caratteristiche fisiche per cui tali onde vengono riflesse e rifratte. In superficie, invece, arrivano non solo onde che hanno effettuato un percorso “diretto”, ma anche onde che hanno eseguito percorsi più lunghi, rimbalzando più volte all’interno della Terra prima di raggiungere la superficie, giungendo in ritardo rispetto alle prime.

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