Appunti lezioni Geologia e dinamica sedimentaria

Geologia e dinamica sedimentaria

Introduzione

Prof. Luca Aldega

Email: luca.aldega@uniroma1.it

Principi di stratigrafia

• Orizzontalità originaria. Tutte le rocce sedimentarie si depongono sotto il livello del mare in maniera orizzontale a causa della forza di gravità.
• Continuità laterale. I sedimenti di depositano in tutte le direzioni e diventano più sottili ai limiti del bacino, dove troveremo clasti con grana più fine rispetto a quelli più vicini alla sorgente; le rocce sono separate da una valle o da un'altra caratteristica erosiva.
• Sovrapposizione. Se prendo come riferimento uno strato, questo strato sarà più giovane degli strati sottostanti ma sarà più antico degli strati sovrastanti; fanno eccezione luoghi dove c'è carsismo (grotte) e terrazzi fluviali, dove l'età va crescendo dall'alto verso il basso.
• Intersezione. Un'intrusione magmatica o una faglia saranno sempre più giovani delle rocce che tagliano.

Classificazione delle rocce secondo Lehmann

• Rocce primitive. Non hanno fossili, originate prima del diluvio universale.
• Rocce secondarie o stratificate. Hanno fossili, formate dopo il diluvio universale.

Classificazione delle rocce secondo Arduino

• Rocce primarie. Viene relativamente prima, più antica: rocce cristalline e metamorfiche.
• Rocce secondarie. Formato in un secondo momento, più giovane: rocce sedimentarie compatte.

Decadimento radioattivo

Magma con all’interno degli elementi (radioattivi o stabili). Quando il magma si raffredda, si abbassa la temperatura di cristallizzazione dei minerali e può cristallizzare il primo minerale che può inglobare all’interno della sua struttura degli elementi radioattivi. Da quando si forma il minerale, il sistema è un sistema chiuso perché se l’elemento sta all’interno del cristallo e quello decade, gli isotopi figli rimangono all’interno del cristallo e li posso misurare con uno spettrometro di massa.

Nascita del sistema solare

• Meteoriti silicatiche:
  • Condriti (condrule). Fatte di olivina e vetro, ci danno indicazioni sull'origine del sistema solare.
  • Acondriti (senza condrule). Rappresentano la crosta degli asteroidi.
• Meteoriti metalliche.
• Sideroliti.

Le xenoliti sono elementi che sono estranei al contesto in cui mi trovo, come ad esempio rocce kimberlitiche, ma si trovano raramente. I metodi diretti ci forniscono informazioni sulla composizione del mantello terrestre ma sono costosi a livello economico, quindi si ricorre a metodi indiretti.

Onde sismiche

• Onde longitudinali P (compressione). Sono onde in cui la direzione di propagazione dell'onda è parallela all'oscillazione dell'onda. Le onde P si propagano nei liquidi e nei solidi.
• Onde trasversali S (taglio). L'oscillazione delle particelle è perpendicolare alla direzione di propagazione dell'onda. Le onde S si propagano soltanto nei solidi.

Le onde P sono più rapide delle onde S. Se ho un terremoto, il fronte d’onda che si propaga nella roccia si scompone in onde P e onde S, ma le onde P arrivano prima delle onde S; l’insieme delle due onde viene chiamato onde di volume, movimenti verticali del suolo.

Altri due tipi di onde sono le onde di Rayleigh (onde R) e le onde di Love (onde L), chiamate onde superficiali (sono quelle che fanno più danni perché si muovono sulla superficie di discontinuità), si muovono parallelamente alla superficie, movimenti orizzontali del suolo.

Struttura della Terra

La struttura terrestre è composta prevalentemente da rocce. Nel mantello superiore abbiamo (fino a 700 km di profondità, perché fino a qui iniziano le profondità di trasformazione dell’olivina e cambia l’impacchettamento interno):

• Litosfera. Componente della Terra che comprende la crosta e una parte di mantello superiore, quella con un comportamento rigido (se applico una pressione o una forza sulle rocce, esse si rompono).
• Astenosfera. Sempre una parte del mantello sottostante alla litosfera che ha un comportamento viscoso o duttile (l’astenosfera sono sempre rocce, le onde S si propagano al suo interno).

Magmi basaltici provengono da astenosfera (pennacchi di mantello) e altri magmi provengono da discontinuità D. La crosta si divide in crosta continentale (spessore intorno a 35-40 km) e crosta oceanica (al massimo 10 km di profondità, con media 6-7 km). Sono molto diverse tra loro, anche a livello di tipo roccioso:

• Crosta continentale. Eterogenea, costituita da rocce sedimentarie (Italia), rocce ignee e metamorfiche (Australia), come struttura base le rocce più presenti sono le rocce ignee, intrusive (granodioriti, con minerali principali quelli ricchi in silice e alluminio).
• Crosta oceanica. Omogenea, costituita da rocce ignee abbondanti ma con composizione basica, ricca di minerali più pesanti che contengono ferro, magnesio e ossigeno (minerali principali pirosseni).

Lo zircone è stato trovato in rocce con età di quattro miliardi di anni in crosta continentale, la crosta oceanica è più giovane. Nella crosta terrestre abbiamo in abbondanza ossigeno, alluminio e silicio (feldspati), poi magnesio, calcio, potassio, sodio e altri.

Processi geologici

Correnti di torbida: solchi lasciati dai sedimenti in seguito a terremoti sul pendio della scarpata continentale. La dorsale oceanica (alta 3-4000 m) è un innalzamento causato dalla presenza di una camera magmatica sottostante che spinge in alto (astenosfera, rocce fuse che si accumulano e producono una pressione dal basso verso l'alto), processo di isostasia: equilibrio gravitazionale di masse tra litosfera (comportamento rigido) e astenosfera (comportamento viscoso o duttile). In pratica, la litosfera “galleggia” sull’astenosfera grazie al tempo, perché avviene una ridistribuzione delle masse: la litosfera rigida che riceve un peso (ad esempio una massa di ghiaccio) spinge sull’astenosfera che si sposta per aggiustare l’equilibrio gravitazionale. L’isostasia agisce su tutta la Terra ed è dovuta a una ridistribuzione di masse.

Rocce ofiolitiche

• Rocce verdi successione ofiolitica
• Peridotiti: olivina, pirosseni, e qualche plagioclasio
• Xenoliti: rocce provenienti dal mantello, estranee rispetto al sito in cui si trovano

La dimensione della Terra è dinamica perché varia al variare della distribuzione delle sue masse (erosione, gravità, moti convettivi, processi alterativi delle rocce causano la variazione).

Gradiente geotermico

Il flusso di calore è quantità di calore emessa per unità di tempo e per unità di superficie. Quantità di calore portata dalla Terra in superficie. Gradiente geotermico circa 30° al km. La temperatura diminuisce dall’alto verso il basso, mentre il calore fuoriesce dal basso verso l’alto. Generalmente sotto la crosta oceanica la temperatura è più bassa, viceversa su crosta oceanica è più alta.

Calore profondo. Calore primordiale fornito dal centro della Terra, molto importante per la crosta oceanica. È un fattore subordinato al decadimento radioattivo: calore fornito dagli elementi radioattivi (isotopi) la cui distribuzione produce discontinuità di calore sulla superficie terrestre. Dove ci sono elementi radioattivi il calore è maggiore. Nella litosfera continentale il flusso di calore è eterogeneo perché dipende dalla composizione delle rocce e dalla distribuzione. Più la crosta oceanica è vecchia meno produce calore e viceversa.

Magnetismo

Temperatura di Curie: un minerale oltre una certa temperatura perde le sue proprietà magnetiche. Varia dai solfuri agli ossidi e servono 700°.

I poli magnetici, inclinati di 11,5° sono differenti dai poli geografici:

• Declinazione magnetica. Distanza angolare dell'ago di una bussola dal polo geografico. L’angolo registrato da una bussola sul piano orizzontale che varia con la latitudine.
• Inclinazione magnetica. Si può misurare con delle bussole particolari che insistono sul piano verticale. È l'angolo formato dalle linee di forza con la superficie terrestre: al polo è 90° perché la linea di forza è perpendicolare alla superficie terrestre, all’equatore la linea di forza è parallela e l’inclinazione è 0°. I valori sono positivi nell’emisfero boreale (da 0 a +90) e negativi nell’emisfero australe (da 0 a -90).
• Intensità. Le variazioni di intensità possono essere regolari o irregolari, e secolari, dovute ai movimenti convettivi interni.
• Inversione del campo magnetico. Lo scambio è dovuto a dei processi interni che avvengono nella Terra (al limite mantello nucleo esterno), dove ci sono due grosse celle convettive che necessariamente vanno a velocità differenti (nucleo esterno moti convettivi più rapidi, mantello sovrastante moti più lenti), e si crea una discontinuità tra di essi con momenti di torsione dovuti al cambiamento di velocità. I poli si invertono perché se oggi abbiamo celle convettive con movimento orario (polo nord magnetico sta nell’emisfero boreale), tra un milione di anni cambia la direzione del movimento convettivo (da orario ad antiorario); questo cambiamento dei moti fa sì che ci sia l’inversione del campo magnetico, anche se la causa ancora non è chiara.

Il nucleo esterno è la fonte principale di magnetismo poiché al suo interno per la composizione di ferro e nichel si genera un campo elettrico che a sua volta genera un campo magnetico. Il campo elettrico terrestre è generato dal campo magnetico solare.

Tettonica a placche (litosferiche)

• Sial: silicio e alluminio (graniti). Rocce meno dense del sima, galleggia sullo stesso.
• Sima: silicio e magnesio (basalti) come la crosta oceanica.

Nel 1931, origine del movimento dato da decadimento radioattivo e successivamente da movimenti convettivi che generava movimento nei continenti. Magnetizzazione termo rimanente. Le rocce che sono più magnetiche in assoluto sono i basalti.

Modello di espansione dei fondali oceanici

Margini di placca divergenti

A partire dalla dorsale oceanica da lì doveva avere origine tutta la crosta oceanica. Dorsale oceanica fuoriuscita di magma contenente basalti che man mano si accumula e si deposita ai margini della “bocca”. Con il passare del tempo questa fuoriuscita, spostamento, crea movimento alle placche continentali. Quindi i blocchi esterni sono i più vecchi mentre quelli al centro delle dorsali sono più giovani.

Margini di placca trasformi

Presenti in dorsali oceaniche e continentali e si formano faglie oltre a nuova crosta oceanica. I movimenti orizzontali formano faglie trasformi destre e sinistre (a seconda del blocco che abbiamo di fronte). Lungo una faglia il movimento relativo di due blocchi avviene sempre verso la destra. Un esempio di faglia trasforme è la faglia di Sant’Andrea. I marker sono punti che vengono spostati da una faglia. Sulle dorsali oceaniche i terremoti avvengono in superficie con ipocentro massimo della dimensione dello spessore della litosfera. Le dorsali oceaniche e le rift valley NON sono la stessa cosa.

Margini di placca convergenti o distruttivi

Configurazione che dipendono dalla composizione chimica della litosfera che si trova in convergenza. Avvengono sia processi magmatici effusivi che processi magmatici intrusivi:

• Convergenza oceano-oceano o di tipo Marianne. Abbiamo soltanto crosta oceanica in cui una delle due va in subduzione (quella più densa e più antica). Con la subduzione di litosfera oceanica, la zona di subduzione si avvicina a pressioni e temperatura sempre più elevate che causano la fuoriuscita di fluidi e va a diminuire la temperatura delle rocce soprastanti, producendo archi vulcanici. La superficie che unisce l’ipocentro dei terremoti in una zona di subduzione è detta superficie di Benioff che non coincide con la linea di subduzione.
• Convergenza oceano-continente (litosfera oceanica e litosfera continentale) o di tipo andino (riferito alle Ande).
• Convergenza di litosfera continentale e litosfera continentale o di tipo Himalaya. Quando avviene la collisione tra le placche (nessuna delle due va in subduzione perché hanno stessa densità) non c’è attività magmatica di tipo effusivo ma soltanto di tipo intrusivo e non si forma un arco magmatico. Prima della collisione tra le due placche (indiana ed euroasiatica) c’era una situazione di convergenza di tipo andino perché tra le due placche era presente placca oceanica: quindi la placca oceanica prima esistente viene “compressa” all’interno delle due placche continentali che convergono, per questo motivo all’interno di esse troviamo rocce attinenti a crosta oceanica.

Evidenze del movimento delle placche

Le placche che si spostano con maggiore velocità sono quelle con margini in subduzione. La velocità è determinata dai sistemi GPS utilizzando un sistema di riferimento fisso gli hotspot: punti sulla superficie terrestre in cui arriva il pennacchio mantellico. I pennacchi mantellici sono importanti come sistema di riferimento perché sono più lenti (qualche mm l’anno) rispetto al movimento delle placche (che si muovono di qualche cm l’anno) e possono essere assunti come punti stazionari.

Motore della tettonica delle placche

Abbiamo due grandi celle convettive con rami ascendenti che corrispondono a due pennacchi mantellici (Hawaii e corno d’Africa) e rami discendenti sono rappresentati dalle zone di subduzione. Le placche si muovono per effetto dell’isostasia o equilibri gravitazionali.

I fenomeni sismici

Si può prevedere un terremoto?

Dipende, e sì, ma solo in maniera probabilistica. Liberazione di energia meccanica da parte del terreno che produce vibrazioni. Sono le rocce che quando subiscono una deformazione di tipo fragile si rompono e da questa rottura viene generata una serie di onde sismiche: queste onde sismiche possono innescare una serie di fenomeni connessi (terremoto del Giappone), come fenomeni secondari sono gli incendi, rotture di condutture idriche, rottura di rete elettriche. Un effetto diretto del terremoto è il sollevamento del terreno dove la strada o il terreno presenta una rottura, che è un’emersione o rigetto del piano di faglia (la rottura delle rocce avviene su determinate superfici chiamate faglie, che sono la sorgente delle onde sismiche).

Deformazione delle rocce

Deformazione di rocce che dipendono da caratteristiche intrinseche della roccia (chimica, tessitura) o da condizioni al contorno (pressione, temperatura, calore, tempo):

• Fragile. Una roccia fragile si rompe con più facilità e minor tempo.
• Duttile. Una roccia duttile si piega maggiormente e si rompe con più difficoltà e maggior tempo.
• Sforzo. Forza applicata alle rocce su unità di superficie.
• Deformazione. Effetto provocato dallo sforzo:
  • Deformazione elastica (reversibile). Le rocce si deformano a causa dello sforzo ma se lo sforzo si interrompe esse tornano allo stato iniziale (andamento rettilineo sul grafico). Quando la roccia si rompe in maniera fragile avviene un terremoto.
  • Deformazione plastica (irreversibile).