Geologia Applicata - paniere risposte aperte

Tipi di onde sismiche

Nei terremoti si definisce un punto preciso da cui partono i primi impulsi detto ipocentro o fuoco; ad esso corrisponde un punto in superficie, situato verticalmente al di sopra del fuoco, detto epicentro. La frattura lungo cui avviene lo scorrimento relativo delle due masse rocciose viene definita faglia. Durante la formazione di una faglia viene rilasciata l’energia accumulata che viene trasmessa in tutte le direzioni attraverso la propagazione di onde sismiche.

Le onde sismiche si differenziano in base alle modalità di propagazione e si possono distinguere in:

• Onde di compressione: dette anche longitudinali, primarie o ‘onde P’, hanno velocità e direzione parallela allo spostamento dell’elemento di volume investito dall’onda, con successive compressioni e rarefazioni.
• Onde di taglio: dette anche trasversali o ‘onde S’, sono connesse ai fenomeni deformativi di tipo distorsionale e sono caratterizzate da una direzione di propagazione perpendicolare allo spostamento dell’elemento di volume investito dall’onda.

Quando le onde P e S giungono in superficie all’epicentro generano delle onde superficiali, dall’epicentro comincia a propagarsi un treno di onde superficiali concentriche:

• Onde Rayleigh (onde R), che inducono le particelle investite a compiere orbite ellittiche e sono responsabili delle scosse ondulatorie.
• Onde Love (onde L), che provocano un’oscillazione orizzontale, trasversale rispetto alla direzione di propagazione dell’onda e sono responsabili delle scosse sussultorie.

Localizzazione epicentro di un terremoto

Per localizzare l’epicentro di un terremoto si fa uso del sismografo, esso registra le onde sismiche e ci permette di conoscere in quale ordine e a quale istante di tempo giungono le onde P, le onde S e le successive onde superficiali. Grazie a questo strumento possiamo conoscere il tempo che intercorre tra l’arrivo delle onde P e quello delle onde S e di conseguenza anche la distanza dell’epicentro.

Siccome questo intervallo di tempo aumenta con la distanza, esso permette ai sismologi – conoscendo le registrazioni di dati di tre o più stazioni – di localizzare l’epicentro stesso.

Tettonica a placche

La crosta terrestre è in continua evoluzione poiché la forma e la posizione dei continenti varia nel tempo. La litosfera (crosta + mantello rigido) non è un corpo continuo ma è suddivisa in placche (circa 15) che possono coinvolgere contemporaneamente aree continentali e aree oceaniche, oppure solo le une o le altre.

La litosfera, rigida, poggia sull’astenosfera a comportamento visco-elastico, all’interno di quest’ultima si possono perciò formare delle correnti convettive dovute a differenze di temperatura che provocano il movimento passivo delle placche tra loro.

Le rocce del mantello terrestre sono rimescolate continuamente secondo le leggi della convezione: il materiale più caldo risale verso la superficie dove, cedendo calore all’atmosfera, si raffredda diventando denso e pesante per ridiscendere negli strati più caldi del pianeta e ricominciare il ciclo. Così si instaurano i movimenti circolari delle celle convettive.

Il primo effetto, molto importante, è sicuramente la tettonica delle placche, che fa muovere le zolle continentali. Infatti, la convezione non solo fa muovere le placche sulla superficie, ma riesce a farle letteralmente affondare all’interno del mantello terrestre. Conseguenza della tettonica delle placche sono i terremoti che si scatenano sulla superficie rigida della litosfera. Moti convettivi e tettonica delle placche sono i responsabili di un altro effetto dirompente sulla superficie terrestre: i vulcani.

Sistema arco cordigliera

Esistono delle zone in cui si ha compensazione dell’accrescimento mediante reingestione, ovvero le zone di subduzione. Esse si hanno quando, nello scontro tra due placche, una delle due si inflette sotto l’altra e viene riassorbita dal mantello.

Le zone di subduzione possono essere di due tipi: sistema arco-fossa e sistema arco-cordigliera. Nel sistema arco-cordigliera lo scontro avviene tra una placca di tipo oceanico e una di tipo continentale, la placca che si inflette è sempre quella di tipo oceanico perché di densità maggiore, si forma così un arco magmatico situato all’interno del continente, determinando una catena montuosa (es. Cordigliera delle Ande).

Orogenesi

L’orogenesi è l’insieme di processi che porta alla formazione di catene montuose e si verifica quando due placche si scontrano tra loro. Esistono due tipi di catene montuose:

• Catene montuose marginali: tipo Cordigliera delle Ande, che si formano in sistemi arco-cordigliera e sono caratterizzati da uno stile tettonico a faglie.
• Catene di tipo Alpino e Appenninico: derivate dalla obduzione tra due placche continentali e caratterizzate da uno stile tettonico a pieghe e a falde.

Struttura interna della terra

Mediante l’analisi delle riflessioni e rifrazioni delle onde P ed S si è dedotto che la terra è formata da involucri concentrici che dall’esterno verso l’interno sono:

• Crosta: con uno spessore variabile da pochi km sotto gli oceani fino a un massimo di 60 km sotto i continenti, termina con la discontinuità di Mohorovic che costituisce un limite netto tra le differenti rocce della crosta e del mantello.
• Mantello: si estende da 30 a 2900 km di profondità e può essere suddiviso in due parti: il mantello superiore, fino a circa 700 km, e il mantello inferiore, fino alla discontinuità di Gutenberg. Esiste poi un’ulteriore suddivisione del mantello superiore, infatti, subito sotto la discontinuità di Moho, c'è il mantello litosferico, rigido e denso.
• Nucleo: suddiviso dalla discontinuità di Lehmann in nucleo esterno, allo stato fuso, e nucleo interno, rigido ed elastico, con una temperatura prossima al punto di fusione, ma che si comporta come un solido per l'elevatissima pressione.

Struttura di un vulcano

Un tipico vulcano presenta una camera magmatica, dove si accumula la lava risalita dalle zone profonde. La camera è collegata con l'esterno tramite un camino vulcanico che si apre in corrispondenza di una bocca centrale e, a volte, di bocche laterali. Quando la bocca è di grandi dimensioni si chiama cratere. La forma specifica del vulcano, cioè l'edificio vulcanico, dipende dal tipo di lava.

Tipi di attività vulcanica

I magmi possono risalire e solidificare sulla superficie terrestre dando luogo al vulcanesimo e alle rocce effusive, oppure risalire e solidificare sotto la superficie dando luogo ai plutoni e alle rocce intrusive. Quando i magmi risalgono e solidificano sulla superficie terrestre si ha vulcanesimo, ne esistono diversi tipi:

• Attività effusiva: Tipica dei vulcani che emettono lave basiche. In genere i prodotti piroclastici sono scarsi mentre c'è un'intensa produzione di lava fluida che scende velocemente dai pendii poco inclinati, espandendosi a grandi distanze. I gas si liberano facilmente in modo graduale. Le lave basiche spesso fuoriescono in superficie non attraverso un camino posto centralmente, ma attraverso una spaccatura lineare della crosta, dando luogo a eruzioni lineari.
• Attività esplosiva: Tipica dei magmi sialici ricchi di gas. Nell’attività esplosiva i vulcani acidi liberano poca lava che si accumula nei pressi dell'edificio, mentre sono abbondanti i prodotti piroclastici. L'attività è accompagnata da violente esplosioni. Questa attività può svolgersi con modalità molto varie.

Nube ardente

La nube ardente si ha in occasione di colate piroclastiche e ha effetti distruttivi notevoli. I flussi piroclastici si originano dal movimento verso valle di materiale piroclastico mescolato con gas ad alta temperatura che funziona da lubrificante (prodotto da un’eruzione esplosiva). Quando il materiale si deposita genera una roccia particolare, l'ignimbrite, una specie di tufo i cui materiali piroclastici sono fortemente saldati da vetro vulcanico. I piroclasti, mescolati ad una grande quantità di gas, non vengono gettati in alto ma ricadono rapidamente lungo i fianchi dell’edificio rotolando a grandissima velocità.

Edifici vulcanici derivanti da eruzione a condotto centrale

I principali tipi di vulcani derivanti da eruzioni a condotto centrale sono:

• Vulcano a scudo: Si forma quando la lava è basica e viene eruttata tranquillamente dando luogo a veri e propri torrenti di lava, per cui presentano una base molto ampia e i versanti sono poco inclinati, come i vulcani hawaiani.
• Strato-vulcano: Quando c'è un'alternante emissione di lave e prodotti piroclastici, caso tipico di lave abbastanza acide, si origina uno strato-vulcano con base relativamente stretta e pendii abbastanza ripidi, questo perché la lava tende a ristagnare nei pressi dell'edificio. Il Vesuvio e lo Stromboli hanno queste caratteristiche.
• Cupola di ristagno: Questo è un caso particolare, ovvero un rigonfiamento che si forma all'interno del cratere quando la lava è molto viscosa.
• Cono di cenere: Quando l'eruzione libera solo prodotti piroclastici si forma un cono di cenere, caratterizzato da pendii molto ripidi e da un'altezza ridotta.
• Caldera: A volte può capitare che l'emissione di lava sia così ingente da provocare uno svuotamento della camera magmatica e conseguente sprofondamento dell'edificio vulcanico, perciò si forma una caldera di sprofondamento. In seguito la caldera può essere riempita d'acqua, andando a formare un lago. Ne sono un esempio i laghi di Nemi e di Vico. Le caldere di esplosione si formano quando la lava acida si solidifica nel condotto provocando un tappo che viene fatto saltare, insieme al condotto, dalla pressione dei gas sottostanti.

Descrizione dei tre principali gruppi in cui si dividono le rocce

A seconda della loro origine, le rocce sono suddivise in tre gruppi fondamentali: igneee o magmatiche, sedimentarie o metamorfiche.

Rocce ignee o magmatiche

Sono il prodotto finale del consolidamento di un magma, massa fusa di composizione prevalentemente silicatica, ricca di elementi volatili (gas), formatasi nelle profondità terrestri per fusione di masse solide preesistenti.

Possono essere suddivise in rocce intrusive ed estrusive a seconda della loro formazione. In quelle intrusive il magma cristallizza dentro la crosta terrestre, in quelle estrusive il magma solidifica in superficie dopo l’eruzione da un vulcano.

Rocce intrusive

Le rocce che divengono solide e cristalline in profondità sono dette intrusive, o plutoniche, e si formano quando vi è l'impossibilità, per la massa fusa, di giungere in superficie. In questo caso il magma cristallizza con una lenta diminuzione di temperatura, perché protetto da una spessa coltre di altre rocce che impediscono la rapida dispersione del calore, diventando inoltre solido sotto la forte pressione della coltre sovrastante e in presenza di elementi aeriformi, componenti volatili, contenuti in abbondanza nella massa fusa.

Le rocce intrusive sono costituite da minerali ben formati (perché solidificati lentamente) in genere di uguali dimensioni, spesso distinguibili a occhio nudo. La classificazione delle rocce intrusive viene fatta in base alla composizione mineralogica:

• Granito: roccia acida, contiene molti cristalli di quarzo, traslucido e incolore, molti cristalli di feldspati e varie laminette cristalline di mica nera (biotite).
• Granodiorite: roccia intermedia, leggermente più basica del granito, con grossi cristalli di orneblenda verde, si può confondere, a occhio nudo, con il granito ed ha colori da grigio chiaro a grigio scuro.
• Tonalite: roccia intermedia, ha colore grigio con frequenti inclusioni scure.
• Sienite: roccia intermedia (il quarzo è praticamente assente), ha colore da grigio a rosato a violetto secondo il colore dell’ortoclasio.
• Diorite: roccia intermedia (il quarzo e l’ortoclasio sono praticamente assenti), ha colore in massa grigio scuro e grigio nerastro.
• Gabbro: roccia basica, ha colore scuro.
• Peridotite: roccia ultrabasica, ha colore da verde scuro a nero.

Rocce effusive

Si formano rocce effusive quando la massa magmatica, spinta dalla pressione dei gas disciolti in essa, trova una via di risalita sfruttando fratture della crosta giungendo, attraverso un condotto vulcanico, a traboccare in superficie come lava dove consolida all'aria libera. In questo caso la temperatura passa rapidamente da circa 1000°C a quella ambiente, la pressione scende in brevissimo tempo da valori molto alti a quella ordinaria, i componenti volatili si disperdono per degassazione nell'aria.

In queste condizioni solo una piccola parte della massa magmatica, finché è ancora in profondità o sta risalendo, riesce a formare cristalli di dimensioni apprezzabili e questi prendono il nome di fenocristalli, ma quasi tutta la massa consolida rapidamente in superficie sotto forma di minuti cristalli visibili solo al microscopio, o sotto forma almeno in parte vetrosa, poiché gli atomi non hanno avuto il tempo di organizzarsi in reticoli cristallini. La roccia si presenta con una pasta di fondo microcristallina o vetrosa con sparsi dei fenocristalli, si parla perciò di struttura porfirica.

Poiché le rocce effusive si differenziano dalle intrusive essenzialmente perché si sono solidificate in superficie invece che in profondità, i criteri di classificazione sono identici.

Rocce sedimentarie

Le rocce sedimentarie derivano dai processi di erosione, trasporto e deposito di sedimenti o anche da precipitazione chimica o fissazione da parte di organismi viventi. Il sedimento sciolto si trasforma in roccia attraverso i processi di diagenesi. La diagenesi comprende:

• Neoformazione di minerali
• Ridistribuzione e ricristallizzazione di materia nei sedimenti
• Litificazione

I sedimenti si possono formare in ambienti molto diversi, si distinguono:

• Depositi continentali (glaciali, lacustri, fluviali, detritici ecc.)
• Depositi marini (di mare profondo, poco profondo, di scogliera ecc.)
• Ambienti intermedi, transizionali (quali gli estuari, i delta e le lagune)

La maggior parte delle rocce sedimentarie è formata dai prodotti di degradazione di rocce preesistenti. Il carattere di una roccia sedimentaria è influenzato dal tipo di ambiente in cui è stato depositato, la composizione dipende in parte dalla composizione della roccia di provenienza e dalla stabilità dei suoi componenti minerali, e in parte dal tipo di azione a cui la roccia madre è stata sottoposta e il tempo necessario per subire tale azione.

Le rocce sedimentarie sono costituite da tre frazioni:

• Clasti: frammenti più grossolani di varie dimensioni
• Matrice: materiale più fine di riempimento
• Cemento: materiale di precipitazione chimica depositatosi nei vuoti del sedimento

Le rocce sedimentarie si possono suddividere in base al tipo di origine (classificazione genetica):

• Rocce clastiche: provenienti dalla disgregazione di rocce preesistenti
• Rocce di origine chimica: originate da precipitazione diretta, per variazioni degli equilibri fisico-chimici del mezzo di trasporto, di sostanze trasportate in soluzione
• Rocce di origine biochimica: originate da precipitazione di sostanze trasportate in soluzione in seguito a fissazione da parte di organismi viventi
• Rocce residuali: evoluzione in sito di formazioni preesistenti

Il criterio genetico non è sufficiente da solo per una trattazione pratica: interessano anche la composizione chimica e la struttura delle rocce. Le rocce sedimentarie si dividono nei seguenti grandi gruppi:

• Rocce clastiche o terrigene
• Rocce carbonatiche
• Rocce silicee
• Rocce evaporitiche
• Rocce piroclastiche

Rocce metamorfiche

Il metamorfismo è una trasformazione mineralogica e strutturale di rocce preesistenti che si vengono a trovare in condizioni di pressione e temperatura differenti da quelle dell’ambiente in cui si sono formate. Ogni roccia magmatica o sedimentaria è infatti in equilibrio solo con un ristretto campo di temperature e pressioni, molto elevato per le prime, molto basso per le seconde. Quindi, appena una roccia si trova in una situazione diversa, tende a modificarsi verso un’associazione mineralogica che la porti in equilibrio con i nuovi valori di temperatura e pressioni: cioè ricristallizza senza fondere.

Spesso le rocce metamorfiche sono scistose: la scistosità consiste in un’orientazione dei cristalli lungo piani preferenziali in seguito a pressioni orientate.

Il metamorfismo può essere di due tipi:

• Metamorfismo di contatto: originato dal contatto di un corpo magmatico con rocce preesistenti. Le condizioni in cui si verifica questo tipo di metamorfismo sono quelle di alta T e bassa pressione, che corrisponde a modeste profondità della crosta terrestre. Il metamorfismo di contatto interessa una zona circoscritta intorno al corpo intrusivo (aureola) in cui il gradiente di temperatura decresce spostandosi verso l’esterno. Le rocce che si formano sono poco o nulla scistose.
• Metamorfismo regionale: è legato geograficamente e per genesi alla formazione delle catene montuose, dovuto sia alle pressioni tangenziali che si generano durante i movimenti crostali, sia al peso dei sedimenti sovrapposti. Il grado di metamorfismo regionale varia a seconda della temperatura. Intorno ai 700°, a seconda dei tipi di roccia e delle pressioni, si può avere fusione oppure continuare il metamorfismo ancora per qualche centinaio di gradi. All’aumentare del grado metamorfico le trasformazioni sono tali che è sempre meno riconoscibile la roccia originaria.