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Geologia e Litologia Appunti scolastici Premium

Appunti con dispensa completa di tutti gli argomenti trattati nel corso di geologia e litologia, con spiegazioni chiare e accessibili.
[Energie rinnovabili e non - Ambiente celeste (Effetto doppler, origine ed evoluzione dell'universo, attività solare, pianeti, leggi di keplero, asteroidi, meteore e meteoriti, legge di titus-bode, formazione sistema solare, satelliti, Terra ecc.) - Paleoclimatologia... Vedi di più

Esame di Fondamenti di geologia docente Prof. A. MIchetti

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ESTRATTO DOCUMENTO

La declinazione può assumere valori compresi tra 0° e 180°,

e può essere:

Orientale o positiva: Se la punta nord dell'ago

- magnetico devia, ovvero declina, verso est rispetto

al meridiano geografico

Occidentale o negativa: Se l’ago devia verso ovest.

-

Lo strumento per misurare quest’angolo nei diversi punti del

globo, è detta bussola di declinazione.

INCLINAZIONE MAGNETICA

Inclinazione magnetica: Angolo che, in un dato punto della superficie terrestre P, la direzione del

campo magnetico terrestre forma con il piano orizzontale.

Si considera l’inclinazione:

Positiva: Se il Polo Nord dell’ago magnetico

- è rivolto verso il basso

Negativa: Se rivolto verso l’alto.

-

L’inclinazione magnetica vale 0° all’Equatore e aumenta (positivamente nell’emisfero boreale,

negativamente nell'emisfero australe) avvicinandosi ai poli magnetici, dove vale 90°.

In Italia ha un valore di circa + 57°.

In uno stesso punto l’inclinazione magnetica è soggetta:

A una lenta variazione secolare

- A una variazione diurna

- A fluttuazioni irregolari (tempeste magnetiche)

-

L’inclinazione magnetica si misura con appositi strumenti, detti inclinometri, costituiti da una

bussola il cui ago è libero di ruotare, nel piano del meridiano magnetico, attorno ad un asse

verticale e da un goniometro per misurare l’inclinazione dell’ago sull’orizzontale.

Se supponiamo che i Poli geografici e magnetici siano circa coincidenti, anche se sappiamo che

non è del tutto vero, c’è una relazione fra inclinazione magnetica i in un punto e latitudine Φ del

punto stesso: tang Φ = 1/2 tang i

IL PALEOMAGNETISMO

Si occupa dello studio della magnetizzazione naturale delle rocce ed in particolare della

magnetizzazione naturale rimanente:

Quasi tutte le rocce possiedono una magnetizzazione naturale rimanente, che generalmente è

molto debole e necessita di strumenti molto sofisticati per essere misurata.

Questa è dovuta alla presenza di un quantitativo estremamente piccolo di minerali magnetici

(il più noto dei quali è la magnetite).

Ogni roccia acquisisce una componente di magnetizzazione al momento della sua formazione,

che è detta magnetizzazione “primaria”.

Le modalità di acquisizione della magnetizzazione primaria dipendono tutte dall’azione del

campo magnetico terrestre nel corso della litogenesi:

Le rocce magmatiche, che derivano dalla consolidazione di un magma, acquisiscono una

magnetizzazione termorimanente durante il processo di raffreddamento al di sotto della

temperatura di Curie (580°C per la magnetite) e consolidazione.

Le rocce sedimentarie, che si

formano dall’accumulo di granuli

detritici, acquisiscono una

magnetizzazione detritica residua

durante la deposizione dei sedimenti.

Le rocce magmatiche effusive mantengono una

registrazione della direzione del nord magnetico dopo

essere solidificate sotto il punto di curie.

LE INVERSIONI DI POLARITA’

Un particolare aspetto del paleomagnetismo riguarda le inversioni del campo geomagnetico,

riconosciute per la prima volta quando a seguito dell’analisi delle colate laviche degli ultimi

cinque milioni di anni si riscontrarono direzioni del campo paleomagnetico divergenti di 180°.

Irregolarmente, (con periodicità che vanno da 250.000 anni a 30 milioni di anni), il campo

magnetico della Terra cambia polarità (il polo Nord diventa polo Sud e viceversa).

Si è così trovato che circa la metà di tutte le rocce studiate hanno magnetizzazioni opposta a

quella dell’attuale campo magnetico della Terra.

Questo implica che il campo magnetico si è “ribaltato”, da normale ad inverso piuttosto

frequentemente nel passato geologico e che campi magnetici normali o inversi sono ugualmente

probabili.

I periodi più lunghi sono chiamati epoche magnetiche, ognuna con un nome di un famoso

scienziato del paleomagnetismo.

Ma durante le epoche si registrano anche brevi inversioni dette eventi magnetici che possono

durare dai 10.000 ai 100.000 anni.

Inversioni di polarità registrate nelle colate laviche.

SCENA CRONOLOGICA DELLE POLARITA’ GEOMAGNETICHE

LE ANOMALIE MAGNETICHE

Eseguendo rilievi magnetometrici con navi, ci si accorse che, su entrambi i lati della dorsale

medio-atlantica, erano presenti anomalie dell’intensità totale del campo magnetico terrestre,

alternativamente positive e negative, specularmente simmetriche rispetto all’asse della dorsale.

Profilo delle anomalie di intensità del c.m. attraverso una dorsale oceanica

L’INTERPRETAZIONE DEI PROFILI DELLE ANOMALIE MAGNETICHE

Effettuando diversi profili a latitudini diverse attraverso una stessa dorsale, e unendo le anomalie

positive tra loro corrispondenti nei differenti profili, e ripetendo la stessa operazione per le

anomalie negative, si sono potute disegnare delle strisce di fondo oceanico, di varia larghezza,

disposte simmetricamente rispetto all’asse della dorsale.

Le strisce nere rappresentano le fasce a magnetizzazione normale, in accordo con l’attuale c.m.

Le strisce bianche rappresentano le fasce a magnetizzazione inversa, con polarità opposta

rispetto all’attuale campo magnetico.

L’ESPANSIONE DEI FONDI OCEANICI

Nel 1961, Hess interpretò i dati sulle anomalie

enunciando la

“Teoria dell’espansione dei fondi oceanici”:

In corrispondenza dell’asse delle dorsali si forma

continuamente nuova crosta oceanica accompagnata

dal progressivo allontanamento dall’asse della dorsale

di quella già formata. Quindi la lava che solidifica

registra le inversioni del campo magnetico terrestre e si

formano così fasce di fondale (larghe da 5 a 50 Km)

simmetriche al punto di origine, che conservano

proprietà magnetiche opposte.

La carta delle anomalie magnetiche dei fondi oceanici

è una carta della distribuzione della magnetizzazione,

normale o inversa, delle rocce costituenti il fondo stesso.

Questo ci porta ad una prima conclusione importante

nel quadro evolutivo della Terra:

Nuova crosta oceanica si forma in continuazione dalle

dorsali oceaniche, ma la Terra non è in espansione

quindi da qualche parte la crosta in eccesso va a scomparire. N = Polarità normale

R = Polarità inversa

Confrontando anomalie corrispondenti a livello temporale, per dorsali diverse, si è potuto vedere

che nella stessa unità di tempo, le anomalie avevano larghezze diverse: nell’Oceano Atlantico

erano meno larghe, per esempio, di quanto non fossero nel Pacifico meridionale.

Ciò significa che il Pacifico meridionale si espande molto più velocemente dell’Atlantico.

PALEOMAGNETISMO E DERIVA DEI CONTINENTI

Il paleomagnetismo ha avuto un grande impulso dalla seconda metà degli anni ‘50 fino ad

arrivare alla dimostrazione della teoria della deriva dei continenti.

Se prendiamo un campione di basalto continentale, ovvero emesso da un vulcano subaereo e

non lungo una dorsale, ne possiamo misurare l’età e le caratteristiche magnetiche (inclinazione,

declinazione e intensità). Sappiamo che l’inclinazione magnetica e la latitudine a cui si è

solidificata la lava sono legate dalla relazione tang Φ = 1/2 tang i

Questa operazione si può ripetere, per uno stesso continente per tempi

diversi usando campioni di roccia che appartengono a formazioni

geologiche di età diverse e ottenere le diverse latitudini a cui il

continente si trovava.

ES: Migrazione del continente Sud Americano dal Periodo Cambriano

(Era Paleozoica) ad oggi.

GRAVIMETRIA

Studia la gravità terrestre, i valori del campo gravitazionale e le sue variazioni.

LEGGE DI GRAVITAZIONE UNIVERALE

La legge di gravitazione universale, formulata da Isaac Newton nel 1666 e pubblicata nel 1684,

afferma che:

L'attrazione gravitazionale tra due corpi è direttamente proporzionale al prodotto delle loro masse

e inversamente proporzionale al quadrato della loro distanza.

F rappresenta la forza gravitazionale

m1 e m2 le masse dei due corpi

r la loro mutua distanza

G la costante di gravitazione universale

La legge di Newton vale per tutti i corpi dotati di massa, spiega quindi anche il moto orbitale dei

Pianeti e le dinamiche di tutti i corpi celesti.

Quando fu pubblicata, alla fine del 1600, fornì una spiegazione teorica definitiva alle leggi di

Keplero sul moto dei pianeti, che erano state formulate soltanto sulla base di dati sperimentali.

LA BILANCIA DI TORSIONE E’ l’esperimento con cui Henry Cavendish calcolò la densità

media della Terra.

È ricordato però come la misura della costante di gravitazione

universale G.

Si basa su uno strumento chiamato bilancia di torsione,

composto da un’asta rigida di legno con alle estremità due

piccole sfere di piombo. Questo manubrio è appeso in

posizione orizzontale tramite un filo sottile.

Per impedire che le correnti d’aria muovessero l’asta,

Cavendish chiuse la sua bilancia in una cassa di legno.

Dall’esterno avvicinò alle estremità del manubrio due sfere più grandi e pesanti, ponendole da

parti opposte rispetto all’asta.

Come aveva stabilito Newton, due corpi qualsiasi si attraggono con una forza che aumenta in

proporzione alle loro masse e quanto più essi sono vicini.

Le sfere grandi, fissate, attiravano quindi le sfere piccole e facevano ruotare leggermente il

manubrio.

Ripetendo varie volte questo procedimento con altre sfere, e misurando i diversi angoli di cui

l’asta ruotava spostando le sfere da un lato all’altro, Cavendish fu in grado di calcolare G.

Da questo ricavò la massa della Terra e dividendola per il suo V ne ottenne la densità media.

Risultò 5,448 volte quella dell’H O, un valore che è solo dell’1,3% più basso di quello oggi.

2

Da questa osservazione fu possibile ipotizzare che la densità della Terra era crescente verso

l’interno, in quanto la densità media delle rocce della crosta terrestre è inferiore a 3 g/cm3.

L’ACCELERAZIONE DI GRAVITÀ

La forza di gravità è diretta verso il centro della Terra, dove si concentra la maggior parte della

sua massa e si può esprimere con la formula:

F = mg

m è la massa del corpo che viene attratto

g è chiamata intensità del campo gravitazionale o accelerazione di gravità.

Nell’effettuare le misure della gravità della Terra, non si fa riferimento alla forza di gravità ma

all’accelerazione g.

L’accelerazione gravitazionale esercitata su un corpo è direttamente proporzionale alla massa

della Terra M e inversamente proporzionale al quadrato della distanza tra il centro delle due

masse, r g = GM

G è la costante di Cavendish

L’accelerazione di gravità non dipende quindi dalla massa del corpo che viene attratto.

LE VARIAZIONI DI g

Essendo la Terra leggermente schiacciata ai poli, il valore di g varia con la latitudine.

All’equatore il valore di g è 9,78 m/s ogni secondo, mentre ai poli è di 9,83 m/s ogni secondo.

Il valore universalmente utilizzato nei calcoli è di 9,81 m/s ogni secondo.

LE MISURE DI g

1. IL PENDOLO

Jean Richter, astronomo francese, nel 1600, dirigendosi verso l’Equatore a bordo di una nave,

osservò che il suo orologio a pendolo perdeva 2 minuti al giorno avvicinandosi all’Equatore.

Questo perché il periodo di oscillazione T del pendolo dipende dal valore di g.

E’ dimostrato che esiste la seguente relazione fra accelerazione di gravità g e periodo T :

Con l’aumento di g diminuisce T e con la diminuzione di g (verso l’Equatore) aumenta T,

il periodo di oscillazione è più lungo perché il pendolo scende più lentamente verso la verticale.

2. IL GRAVIMETRO

Il gravimetro è lo strumento che permette di eseguire misure dell’accelerazione g con precisioni

delle misure dell’ordine del milligal (un millesimo di Gal).

E’ composto da una molla sensibilissima alla quale viene appesa una massa:

a seconda dell’allungamento differenziale della molla, varia il valore di g.

Qui vediamo 3 casi di utilizzo del gravimetro, che dà valori diversi a seconda delle strutture

presenti nel sottosuolo all’interno di una formazione calcarea.

IL VALORE DI “g TEORICO” e “g MISURATO”

In ogni punto della sfera terreste, il valore di g teorico dipende solo dalla latitudine e viene

espresso da questa formula:

g (in m/s2) = 9,7803 (1 + 0,005302 sen2φ − 0,0000058 sen2 φ)

Il valore di g che noi misuriamo con il gravimetro può discostarsi dal valore teorico derivante dalla

formula, in quanto g è influenzata anche dalla distribuzione delle masse nel sottosuolo.

LE CORREZIONI ALLE MISURE CON IL GRAVIMETRO

Una volta misurato il valore di g con gli strumenti a disposizione, si può effettuare il confronto fra il

valore teorico derivante dalla formula e il valore ricavato attraverso le misure.

Prima però, è necessario apportare delle correzioni al valore di g misurato:

Correzione in Aria libera (di Faye)

- Correzione di Bouguer

-

LA CORREZIONE IN ARIA LIBERA

Se ci si trova in un punto sopraelevato rispetto al livello del mare,

l’accelerazione di gravità è minore di quella che si avrebbe in riva al

mare, in quanto ci si trova più lontani dal centro della Terra e,

aumentando r, diminuisce g.

Al valore misurato con lo strumento dovrò aggiungere un valore pari

a circa 0,30 mGal per ogni metro di altezza sopra il livello del mare.

Il segno della correzione in aria libera è sempre positivo.

LA CORREZIONE DI BOUGUER

La gravità misurata in B risente della

massa di una piastra avente spessore h,

che esercita la sua attrazione aggiuntiva

(diretta verso il basso) su B.

Dobbiamo dunque togliere dalla nostra

misura con il gravimetro, effettuata in B,

un valore pari a circa 0,11 mGal/metro.

Il segno della correzione di Bouguer è

dunque sempre negativo.

ANOMALIE DI GRAVITA’

Una volta fatte le correzioni, la differenza fra g misurata e g teorica può essere di segno:

Positivo: Anomalia positiva

- Negativo: Anomalia negativa

- Nullo: g misurata = g teorica

- Anomalia Positiva Anomalia Negativa

I TERREMOTI

DOVE AVVENGONO I TERREMOTI SU SCALA GLOBALE

I terremoti avvengono quasi sempre al limite fra le placche litosferiche.

CAUSA DEI TERREMOTI

I terremoti sono causati dal movimento improvviso lungo faglie

Faglia: La linea di faglia (o faglia) è una frattura (planare o non planare) della roccia che mostra

evidenze di movimento relativo tra le due masse rocciose da essa divise.

La superficie lungo cui si è verificata la frattura si chiama superficie di faglia (o piano di faglia, o

anche specchio di faglia).

Le rocce in prossimità di una faglia risultano spesso intensamente frantumate e si parla in questo

caso di rocce di faglia quali le cataclasiti o le miloniti.

FORMAZIONE

I corpi rocciosi sono sottoposti a tensioni indotte da attività tettonica, quasi sempre causata, su

grande scala, dal movimento delle placche litosferiche.

Le rocce reagiscono a condizioni di stress comportandosi in maniera:

Fragile Formazione di una faglia. Condizioni di bassa T° e pressione, quindi a < profondità

- Duttile Formazione di una piega. Condizioni di alta T° e pressione, quindi a > profondità.

-

Comportamenti fragile e duttile, spesso associati, dipendono anche da:

Velocità dell'applicazione dello stress tettonico

- Presenza di fluidi come l'acqua all'interno della porzione di crosta terrestre interessata

-

COMPORTAMENTO FRAGILE

Le rocce che si comportano fragilmente, se sottoposte ad uno sforzo eccessivo, si deformano

superando il campo elastico fino ad arrivare ad un punto di rottura (comportamento fragile).Le

due parti di roccia che si separano determinano la dislocazione e, riacquistando velocemente il

loro volume originario, generano una serie di onde che danno origine ai terremoti (Teoria della

reazione elastica).

Terremoti (o sismi o scosse telluriche)

Vibrazioni o oscillazioni improvvise, rapide e più o meno potenti, della crosta terrestre, provocate

dallo spostamento improvviso di una massa rocciosa nel sottosuolo.

MECCANISMO DI GENERAZIONE DEI TERREMOTI

La teoria dello stick-slip e del rimbalzo elastico

Stick: Lo stress si accumula su una superficie di faglia per attrito, e i due blocchi si deformano

Slip: Improvviso scorrimento dei 2 blocchi lungo la superficie di faglia dove lo stress diventa troppo

forte/alto.

Vibrazione: Avviene quando le rocce, dopo il movimento, rimbalzano riprendendo la loro forma

originaria. I terremoti quasi sempre avvengono lungo faglie preesistenti, piuttosto che su blocchi

intatti.

LE ONDE SISMICHE

Il movimento lungo la faglia rilascia energia, che viaggia attraverso le rocce in modo identico a

quanto avviene per le onde sonore. Si formano le onde sismiche.

Si dividono in componenti che viaggiano con meccanismi differenti e hanno differenti velocità:

Le onde P si muovono per compressione

- Le onde S si muovono con meccanismo di taglio.

-

Le onde di superficie si manifestano quando le onde P e S colpiscono la superficie topografica, e

si muovono con movimento simile a quello delle onde marine.

Onde P (Longitudinali) Onde S (Trasversali)

FUNZIONAMENTO DEL SISMOGRAFO

Il sismografo, o sismometro, è uno strumento usato per rilevare e

misurare i terremoti.

E’ composto da una massa attaccata a una base fissa.

Durante un terremoto, la base si muove, ma la massa rimane ferma.

Il movimento della base rispetto alla massa è registrato da una penna

su un nastro magnetico o cartaceo.

LA LETTURA DI UN SISMOGRAMMA

Le onde P viaggiano più velocemente, dunque arrivano prima.

La differenza fra i tempi di arrivo delle onde P e S è

proporzionale alla distanza dall’ipocentro.

LOCALIZZARE L’EPICENTRO DI UN TERREMOTO

Utilizzando la precedente tabella,

l’intervallo P-S fornisce la distanza dell’epicentro da una

stazione sismica.

Usando questa distanza come raggio, sappiamo che

l’epicentro deve trovarsi sulla circonferenza, ma non

sappiamo dove.

Sulla base di 2 stazioni sismiche,

possiamo ridurre l’incertezza a 2 punti.

Con 3 stazioni sismiche otteniamo

la localizzazione dell’epicentro.

MISURARE LA GRANDEZZA DI UN TERREMOTO

I due fattori che descrivono la grandezza di un terremoto sono:

Intensità: Una classificazione degli effetti del terremoto in una data località, sulla base della

- percezione da parte della popolazione, dei danni provocati sul patrimonio edilizio, e delle

conseguenze sull’ambiente naturale

Magnitudo: Stima della quantità di energia rilasciata lungo la faglia.

-

La scala ESI è basata solamente sugli effetti dell’inquinamento.

STIMA DELL’ENERGIA DI UN TERREMOTO

Magnitudo: Concetto introdotto da Richter nel 1935.

Il calcolo della magnitudo si effettua misurando l’ampiezza massima sul sismogramma

e unendo l’ampiezza con il tempo P-S in secondi. SCALA RICHTER

Magnitudo TNT equivalente Frequenza Quantifica l'energia sprigionata

0 1 chilogrammo circa 8 000 al giorno dal fenomeno sismico su base

1 31,6 chilogrammi puramente strumentale.

1,5 178 chilogrammi Basata sull’ampiezza della

2 1 tonnellata circa 1 000 al giorno massima onda sismica registrata.

2,5 5,6 tonnellate Tiene conto anche

3 31,6 tonnellate circa 130 al giorno dell’attenuazione dell’ampiezza

3,5 178 tonnellate dell’onda con il crescere della

distanza L.

4 1 000 tonnellate circa 15 al giorno

4,5 5 600 tonnellate

5 31 600 tonnellate 2-3 al giorno

5,5 178 000 tonnellate

6 1 milione di tonnellate 120 all'anno

7 31,6 milioni di tonnellate 18 all'anno

8 1 miliardo di tonnellate 1 all'anno

9 31,6 miliardi di tonnellate 1 ogni 20 anni

10 1000 miliardi di tonnellate sconosciuto

SCALA MERCALLI

Valuta l'intensità del sisma basandosi sui danni generati dal terremoto e su valutazioni soggettive.

Magnitudo Effetti sisma

Richter

0- 1,9 Può essere registrato solo mediante adeguati apparecchi.

Solo coloro che si trovano in posizione supina lo avvertono.

2- 2,9 Un pendolo si muove.

La maggior parte della gente lo avverte come un passaggio di un camion.

3- 3,9 Vibrazione di un bicchiere.

Viene avvertito da molti. Un pendolo si muove notevolmente.

4- 4,9 Bicchieri e piatti tintinnano. Piccoli danni.

Tutti lo sentono. Molte fessurazioni sulle mura.

5- 5,9 Crollo parziale o totale di poche case. Pericolo per la popolazione.

Tutti lo percepiscono. Panico. Crollo delle case. Rischio maremoto.

6- 6,9 Popolazione in pericolo.

Panico. Pericolo di morte negli edifici. Solo alcune costruzioni rimangono illese.

7- 7,9 Maremoto. Popolazione colpita.

8- 8,9 Ovunque pericolo di morte. Edifici inagibili. Onde alte fino a 40 metri.

Totale allagamento dei territori in questione o spostamento delle terre e

9- 9,9 numerosissimi morti. Popolazione fortemente colpita.

Particolari eventi di eccezionale gravità:

10 o più Spaccature della Terra, totale distruzione di strutture artificiali e maremoti.

EFFETTI AMBIENTALI: LIQUEFAZIONE In aree dove i suoli sono saturi d’acqua, le

onde sismiche hanno l’effetto di aumentare la

pressione dell’acqua interstiziale.

Il risultato è la liquefazione, data dalla riduzione

della resistenza e coesione del terreno, che si

comporta come un liquido.

La liquefazione ha due conseguenze:

Gli edifici costruiti su sedimenti non

-

consolidati possono essere danneggiati a

causa dell’affondamento delle fondazioni

L’acqua sotterranea può risalire

-

velocemente in superficie, trascinando sabbia.

EDILIZIA E TERREMOTI

Le vittime e i danni provocati da un terremoto potrebbero essere drasticamente ridotti, e si

potrebbe restare nelle proprie case durante il passaggio anche di un violento terremoto, se si

applicassero sui nuovi e sui vecchi edifici le regole dell'ingegneria antisismica che dispone di una

tecnologia ormai estremamente collaudata, perfezionata e affidabile.

E’ ovvio che questa affermazione vale per i Paesi economicamente sviluppati e cioè per quei

Paesi che si possono permettere l'aumento dei costi, d'altra parte non eccezionale se

paragonato ai vantaggi, che l'applicazione di questa tecnologia comporta.

Infatti più il Paese è povero, e quindi meno regole antisismiche ha potuto imporre, più elevato è

numero delle vittime.

Si può dire, alla luce del confronto fra terremoti avvenuti in diverse parti del mondo, che in

presenza di sismi di pari energia la quantità di vittime e di danni dipende dalle condizioni

economiche dei vari Paesi colpiti.

3 terremoti, tutti di magnitudo 6,8, confermano l’importanza dell’edilizia antisismica;

quello del 1994 che colpì Los Angeles e provocò pochissime vittime,

quello dell'Irpinia che, nel 1980 causò 2630 morti

e quello del 1998 in India che provocò 30.000 vittime.

A Los Angeles gli edifici, anche altissimi, ma costruiti secondo le norme antisismiche imposte dalle

autorità, resistettero quasi tutti. In India le case, costruite con mattoni o con ciottoli di fiume tenuti

insieme da malte e da fango secco, crollarono quasi tutte.

LA MAPPA DELLE ZONE SISMICHE

Nella nuova mappa di pericolosità sismica (INGV-Protezione Civile) è scomparsa la nozione di

“non classificato” riferita a comuni che, secondo la vecchia classificazione, non erano ritenuti a

rischio sismico.

Nella nuova mappa, tutto il Paese è considerato soggetto a pericolo di terremoti.

In particolare, i comuni classificati di 1° categoria sono distribuiti su tutto l’arco appenninico

centrale e meridionale, in Sicilia orientale ed in alcune aree delle Alpi Orientali.

Sono zone potenzialmente soggette a terremoti di Magnitudo compresa fra 6 e 7,

oppure a terremoti meno violenti ma più frequenti.

Esempi possibili sono i comuni dell’Irpinia colpiti dalla grave scossa del 1980 ed i comuni

dell’Umbria e delle Marche colpiti dalla lunga sequenza di scosse nel 1997-98.

La 2° e la 3° categoria interessano la maggior parte del territorio nazionale, indicando le località

esposte al pericolo di terremoti di magnitudo inferiore a 5.

Infine, la 4° categoria indica zone che mostrano una sismicità estremamente bassa, quali la

Sardegna, il Salento, alcune aree delle Alpi Centrali e la Pianura Padana centro-occidentale.

LA STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA

Lo studio dell'interno del globo svolto in modo diretto si è dimostrato inefficace:

La massima profondità raggiunta dalle perforazioni è di una decina di km (max 14 km nella

penisola di Kola in Russia); nulla rispetto all'entità del raggio terrestre (6350 km).

Anche lo studio dei magmi emessi dalle eruzioni vulcaniche e di porzioni di rocce risalite con i

magmi stessi, non è in grado, a parte qualche eccezione, di dare risultati apprezzabili.

METEORITI: INDIZI PER INVESTIGARE LA COMPOSIZIONE DI NUCLEO E MANTELLO

Meteoriti rocciose: di composizione silicatica, con piccole inclusioni metalliche

Hanno composizione simile a quella del mantello terrestre

METEORITI FERROSE (SIDERITI) Le meteoriti ferrose hanno composizione simile a

quella del nucleo terrestre

XENOLITI: INDIZI PER INVESTIGARE LA COMPOSIZIONE DEL MANTELLO

Gli xenoliti sono frammenti di rocce del

mantello terrestre trascinate verso l’alto da

magmi basaltici che risalgono in superficie

dalle profondità del mantello, come i

basalti dei punti caldi.

LA STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA

Lo studio dell’interno del globo si effettua tramite le onde sismiche, generate dai terremoti o da

esplosioni artificialmente, che si propagano all’interno del globo subendo delle variazioni di

velocità in base alle caratteristiche dei materiali rocciosi che incontrano.

Le onde percepiscono le differenti caratteristiche dei materiali e modificano la loro velocità.

Lo studio delle caratteristiche e del conseguente comportamento delle onde sismiche è stato

fondamentale per individuare la struttura della Terra.

Infatti il nostro Pianeta è suddiviso in vari strati concentrici identificati in base alle diverse

caratteristiche chimiche, fisiche, mineralogiche e reologiche delle rocce che lo compongono.

LA SISMOLOGIA

La sismologia è lo studio della propagazione delle onde

sismiche.

3 regole fondamentali:

1. Le onde S non si propagano nei liquidi, mentre le onde P si

propagano, benchè a velocità minore che nei solidi

2. L’energia sismica viaggia più lentamente attraverso

rocce calde e più velocemente in materiali freddi

3. La velocità sismica è proporzionale alla densità delle

rocce.

STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA

Nucleo interno solido Entrambi

Nucleo esterno liquido Ferro e Nickel

Mesosfera: Calda ma forte grazie all’alta pressione

Astenosfera: Calda, debole e plastica Mantello: Magnesio e Ferro silicati

Litosfera: Fredda, rigida e fragile

Crosta: Silicati ricchi di Potassio, Sodio, Alluminio, Calcio, Magnesio e Ferro.

CROSTA OCEANICA

Crosta oceanica Spessore: 7-10 km

Composizione: basaltica

Ofioliti: Sedimenti

- Basalti a pillow

- Dicchi basaltici

- Gabbro

- Rocce ultramafiche (mantello)

-

CROSTA CONTINENTALE

Spessore medio: ~35 km

Composizione: molto variabile

Media: Andesite (58 % SiO2 )

Discontinuità di Mohorovicic (Moho):

Confine fra crosta e mantello

- Identificata nel 1909

- Incremento nella velocità delle

- onde

IL MANTELLO Composizione: Peridotite (ultramafica)

60% Olivina (Mg, Fe) SiO

- 2 4

40% Pirosseni (Fe, Mg, Na, Al, Ca)

-

Transizioni di fase o discontinuità

Cambiamenti nella struttura cristallografica a causa dell’aumento di pressione

410 km (olivina spinello)

660 km (spinello perovskite)

Qui si hanno aumenti n della velocità delle onde sismiche

NUCLEO

Lega di ferro e nichel (~90%) con minori S, O, H, C, and Si

Densità >10 g/cm3

Campo magnetico – Prodotto da correnti elettriche nel nucleo esterno

TSUNAMI

“Tsunami” è una parola giapponese che significa “onda nel porto”.

Nel passato gli tsunami venivano anche chiamati “onde di marea” e “onde di mare sismiche”.

Entrambe le terminologie non sono corrette.

Gli tsunami NON sono connessi alle maree (che sono il risultato dell’influenza gravitazionale di

corpi extraterrestri).

Anche il termine onde di mare sismiche non è corretto dato che implica un meccanismo di

formazione degli tsunami legato ai terremoti, e questo non è sempre vero:

Gli tsunami possono essere generati anche da frane, eruzioni vulcaniche, caduta di meteoriti.

La lunghezza d’onda:

Distanza tra due punti posti in uguale posizione sull’onda (per esempio le creste o le fosse).

La lunghezza d’onda delle onde oceaniche “normali” è dell’ordine dei 100 metri, quella degli

tsunami arriva a 200 km.

L’altezza d’onda:

Distanza tra il punto più alto e il punto più basso dell’onda.

L’ampiezza d’onda:

Si riferisce all’altezza dell’onda sulla linea di mare calmo (in genere = 1/2 della lunghezza d’onda).

Frequenza (o periodo):

Tempo necessario al passaggio di una intera lunghezza d’onda da un punto stazionario.

La velocità:

Normali onde oceaniche circa 90 km/ora. Gli tsunami possono raggiungere velocità > 10 volte.

Ovviamente, la velocità di un’onda è uguale alla lunghezza d’onda divisa per il periodo: V = L/P.

Onde normali:

Generate dal vento che soffia sulla superficie del mare ed hanno periodi.

- Interessano spessori modesti di acqua.

- Periodi di 5-20 secondi e lunghezze d’onda di 100-200 metri.

-

Tsunami:

Periodi variabili tra 10 minuti e 2 ore e lunghezze d’onda superiori ai 500 km.

- Forma si estende all’intera colonna d’acqua compresa tra la superficie e il fondo del mare.

- Grande quantità di energia trasmessa.

- Perdono pochissima energia nel corso della loro rapidissima propagazione.

-

Quando uno tsunami lascia le acque profonde del mare aperto e si avvicina alle acque basse

vicino alla costa, esso subisce una trasformazione: dal momento che è legata alla profondità, la

velocità diminuisce, ma l’energia totale dell’onda non cambia così come non cambia il periodo.

Uguale periodo e minore velocità significano una lunghezza d’onda più corta. Ma una lunghezza

più corta e uguale energia significano una maggiore altezza dell’onda.

DRAWDOWN e RUN-UP

Se il ventre dell’onda di tsunami raggiunge prima la costa, provoca un fenomeno di

abbassamento del livello del mare, detto Drawdown, cha appare ritirarsi verso il largo.

Il drawdown è velocemente seguito dall’arrivo della cresta dell’onda che induce l’innalzamento

del livello del mare, chiamato Run-up.

Drawdown: Abbassamento del livello del mare

Run-up: Innalzamento del livello del mare subito dopo il Drawdown.

Il run-up è in genere espresso in metri al di sopra del livello normale di alta marea e, per una stessa

onda di tsunami, può variare da un punto ad un altro della costa investita in funzione delle sue

morfologia e batimetria.

L’area inondata da uno tsunami può estendersi nell’entroterra per centinaia di metri, devastando

vastissime superfici. Nel ritirarsi verso il mare, l’onda di ritorno porta verso il largo gran parte del

materiale investito sulla costa.

Le massime altezze dell’onda di tsunami osservate immediatamente prima di infrangersi sulla

costa sono dell’ordine dei 30-40 metri.

Nonostante la sua velocità, la grande lunghezza d’onda degli tsunami rende molto lungo il

periodo di queste onde. Può succedere che tra l’arrivo di un’onda e la successiva passino molti

minuti e che l’intero tsunami duri alcune ore. Non c’è alcuna regola sulla dimensione delle onde

che si susseguono: non sempre la prima è la più grande.

MECCANISMI DI FORMAZIONE DEGLI TSUNAMI

Terremoti: Con epicentro in mare o in aree costiere possono causare la formazione di tsunami

inducendo spostamenti significativi del fondo marino. La dimensione del terremoto è in genere

legata alla magnitudo del terremoto, ma è molto importante il senso del movimento, in quanto gli

tsunami sono di solito generati da spostamenti verticali (sollevamento o sprofondamento).

Movimenti di tipo trascorrente (con piano di faglia verticale) hanno minore capacità di generare

maremoti e, in linea di principio, questi sono associati solo ai terremoti con meccanismo focale di

faglia normale o inversa.

Eruzioni vulcaniche: I vulcani che si trovano lungo le zone costiere e i vulcani sottomarini possono

indurre la formazione di tsunami soprattutto attraverso il collasso strutturale dovuto a una eruzione

o al cedimento di un fianco.

Frane: Movimenti franosi di grandi massa e velocità, soprattutto quando interessano specchi

d’acqua chiusi (baie, laghi) sono capaci di generare tsunami ¾Esplosioni sottomarine - Gli

esperimenti nucleari effettuati dagli USA nelle isole Marshall negli anni 40 e 50 generarono modesti

tsunami.

Impatto di meteoriti: Non sono conosciuti esempi osservati o storicamente riportati di tsunami

generati dall’impatto di meteoriti, ma gli studi geologici hanno dimostrato che l’impatto

dell’asteroide di 65 Ma fa. Sulla punta della penisola dello Yucatan, abbia prodotto gigantesche

onde di tsunami i cui depositi sono stati ritrovati ben all’interno del continente lungo tutto il golfo

del Messico.

IL TERREMOTO E LO TSUNAMI DEL 26 DICEMBRE 2004

Un terremoto di magnitudo 9.3 si è verificato il 26 dicembre 2004, alle ore 7,58 ora locale, con

epicentro al largo dell’Isola di Sumatra, Indonesia.

Come si è propagato? Dopo pochi minuti dall’inizio del sisma, lo tsunami ha colpito la provincia di

Aceh, Sumatra, distruggendola, e propagandosi subito dopo alle Isole Andamane e Nicobare.

Dopo 1.5 h, alle ore 9,30 locali, lo tsunami ha colpito la Thailandia.

2,5 h dopo il sisma, l’onda ha raggiunto Sri Lanka e India.

In seguito l’onda ha colpito le Maldive, e infine l’Africa Orientale (Kenya, Tanzania, Somalia).

IL PROCESSO DI SUBDUZIONE CHE HA DATO ORIGINE AL SISMA

Lo Tsunami del 26 dicembre del 2004 è avvenuto in

un’area (fossa oceanica) in cui la placca indo-

australiana entra in subduzione sotto quella Asatica.

Il dislocamento del fondo marino conseguente al

movimento tra le due placche ha determinato lo

tsunami.

COME SI E’ ORIGINATO La subduzione crea attrito lungo il limite fra le placche.

La placca sovrastante si deforma.

Il rilascio di stress lungo la faglia e il conseguente rimbalzo

elastico innalzano il fondo marino

Si propagano 2 onde:

Una verso il mare aperto e una verso il continente

LA CROSTA TERRESTRE: MINERALI E ROCCE

I minerali che costituiscono la crosta terrestre sono formati dalla combinazione degli stessi

elementi chimici che si ritrovano in tutto l’universo.

Crosta terrestre: Parte di crosta terrestre che corrisponde alle terre emerse e alla loro prosecuzione

sotto il mare fino a comprendere gran parte della scarpata continentale. Più antica, più spessa.

Eterogenea: ha tutte le rocce. Il 98% formata da soli 8 elementi (O e Si costituiscono da soli il 75%).

O (46,6%) Si (27,7) Al (8,1%) Fe (5,0%) Ca (3,6%) Na (2,8%) K (2,6%) Mg (2,1%) e altri elementi (1,5%).

Il resto della crosta è definita Crosta oceanica, la parte più ampia che si estende sotto gli oceani.

Ha gli stessi elementi della crosta terrestre ma in diverse proporzioni e ciò ha portato a composti

chimici differenti e, quindi, a minerali diversi. Omogenea xk formata da Gabbri, Basalti e sedimenti

LA STRUTTURA CRISTALLINA DEI MINERALI

Quasi tutti i minerali hanno una struttura cristallina: Impalcatura di atomi regolare e ordinata.

Da questa struttura si origina la forma esterna del minerale detta abito cristallino o cristallo.

Cristallo: Solido geometrico con facce, spigoli e vertici che si originano per la crescita progressiva,

atomo dopo atomo per miliardi di volte, di una struttura tridimensionale elementare di dimensioni

infinitesime.

Ogni volta che un minerale può accrescersi senza ostacoli si sviluppa in cristalli singoli.

Ogni volta che la crescita è ostacolata per lo sviluppo contemporaneo di altri cristalli ne risulta

una massa di individui aggregati nei quali non è possibile riconoscere l’abito cristallino senza

opportuni strumenti.

La struttura interna di un cristallo è caratterizzata da una disposizione degli atomi nello spazio tale

che una stessa configurazione di atomi si ripete a intervalli regolari lungo più direzioni.

La struttura tridimensionale viene definita Reticolo cristallino (allineamenti regolari di atomi).

Es: Salgemma (Cloruro di sodio) File regolari di atomi orientati nello spazio secondo 3 direzioni tra

loro ortogonali, tanto da disegnare minuscole celle di forma cubica.

Anche le forme degli abiti cristallini rispondono a leggi di simmetria che governano

l’organizzazione reticolare estesa in modo indefinito nello spazio.

Le distribuzioni degli atomi nello spazio non sono infinite. Sono divise in 32 classi ognuna delle

quali è caratterizzata da 1 o più forme cristalline semplici (cubi, piramidi e prismi) oppure in una

stessa classe più forme semplici possono combinarsi per formare forme cristalline composte.

*Isostasia: La crosta galleggia sul mantello restando in uno stato di equilibrio.

CARATTERISTICHE FONDAMENTALI PER IL RICONOSCIMENTO DI UN MINERALE

Composizione chimica

- Abito cristallino: Forma esterna del minerale.

- Durezza: Proprietà di resistere all’abrasione o alla scalfittura.

- Dipende dalla forza dei legami. Misurata tramite la Scala di Mohs:

Successione determinata di 10 minerali, ciascuno dei quali può scalfire le facce del

minerale che lo precede nella scala e viene invece scalfito da quello che lo segue.

Sfaldatura: Tendenza di un minerale a rompersi per urto secondo superfici piane, parallele

- a 1 o più facce dell’abito cristallino.

Lucentezza: Misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo. Può essere:

- Metallica: Tipica di sostanze che assorbono totalmente la luce. Risultano opache.

Non metallica: Tipica dei corpi più o meno trasparenti.

Colore: Proprietà molto evidente ma meno diagnostica delle altre.

- Minerali idiocromatici: Presentano sempre lo stesso colore (Es: Lapislazzulo sempre turchino)

Minerali allocromatici: Presentano colori diversi a seconda delle impurità chimiche rimaste

incluse nel reticolo durante la sua formazione o per certi “difetti” in alcuni punti del reticolo.

Densità: Massa per unità di volume (Kg/m ). Dipende dall’addensamento di atomi nel

3

- reticolo, per cui il suo valore è significativo per l’identificazione dei minerali.

Dipende anche dalla pressione.

CLASSIFICAZIONE DEI MINERALI

Le unità base della classificazione sono le specie minerali (oltre 2000) ognuna della quali

comprende tutti i minerali che hanno lo stesso tipo di reticolo strutturale e composizione chimica.

Nella classificazione i minerali sono suddivisi in 8 classi (+ 1 per le sostanze organiche).

La 1° classe è composta dagli elementi nativi che formano cristalli con 1 solo tipo di elemento.

Tutte le altre classi raccolgono ossidi e Sali

“costruiti” intorno a una serie di anioni.

Non tutte le specie minerali hanno la

stessa importanza nella composizione

della crosta terrestre.

Le specie veramente abbondanti sono

circa 20 ed è dalla loro combinazione che

prendono origine le rocce.

I MINERALI SILICATI

Silicati: Specie più diffusa e numerosa.

Costituiti da Ossigeno e Silicio

(2 elementi più abbondanti nella crosta).

Si combinano tra loro per formare

diverse strutture di base, alle quali si

aggiungono altri elementi.

I minerali che ne risultano costituiscono

l’80% dei materiali della crosta terrestre.

I silicati rappresentano per il mondo

inorganico quello che rappresentano i

composti del carbonio per il mondo

organico per la varietà di strutture che vi

si incontrano.

Il motivo per cui vi è una così grande varietà è che il Silicio attrae a sé (coordina) l’Ossigeno:

1 ione Si coordina 4 ioni O

Il gruppo silicatico che ne risulta [SiO ] ha la forma di un tetraedro.

4-

4

I tetraedri possono anche combinarsi fra loro formando catene oppure lamine e reticoli

tridimensionali, secondo il processo di:

Polimerizzazione: Reazione chimica che porta alla formazione di una catena polimerica, ovvero

di una molecola costituita da molte parti uguali (Unità ripetitive) che si ripetono in sequenza,

a partire da molecole più semplici, i monomeri.

I cationi che più spesso si legano alle strutture silicatiche sono:

Sodio, Potassio, Calcio, Magnesio, Ferro ferroso e ferrico.

L’Alluminio invece può sostituire parte del Silicio nei tetraedri dando origine agli Alluminosilicati

che sono molto importanti perché comprendono i Feldspati, il gruppo più numeroso di minerali

nella crosta terrestre.

I MINERALI NON SILICATI

Meno abbondanti ma non meno importanti.

Comprendono minerali di rilevante importanza economica.

Nella costituzione delle rocce i più importanti sono i minerali carbonatici

(Anione (CO ) legato a 1 o più cationi).

2-

3

Minerali più comuni:

Calcite (CaCO ) il Calcaree Sono i componenti essenziali delle

Formano

- 3

Dolomite CaMg (CO ) Formano la Dolomia rocce sedimentarie carbonatiche

- 3 2 Si formano per precipitazione o a

Salgemma (NaCl) seguito dell’evaporazione dell’acqua

- Gesso (CaSO x H O) Solfato di Calcio idrato salata.

- 4 2

COME SI FORMANO I MINERALI

Sono il risultato di una serie di reazioni chimico-fisiche, il cosiddetto “Processo di cristallizzazione”:

Passaggio da un insieme di atomi disordinati a porzioni di materia rigorosamente ordinata.

È una transizione di fase della materia, da liquido a solido, nel quale composti disciolti in

un solvente solidificano, disponendosi secondo strutture cristalline ordinate.

Ogni specie dipende dalle caratteristiche dell’ambiente in cui si forma:

Temperatura

- Pressione

- Concentrazione degli elementi chimici presenti

-

Quindi la presenza di un minerale in un determinato luogo fornisce informazioni sull’ambiente di

formazione della parte di crosta terrestre che lo contiene.

PRINCIPALI PROCESSI DI FORMAZIONE DI UN MINERALE

1. Cristallizzazione per raffreddamento di un minerale fuso (Es: Lava vulcano).

2. Precipitazione da soluzioni acquose calde in via di raffreddamento. Al diminuire della

temperatura si formano cristalli di specie diverse a seconda della composizione chimica

della soluzione.

3. Sublimazione di vapori caldi: Le esalazioni vulcaniche possono formare cristalli su superfici

relativamente fredde vicine alla zona di fuoriuscita dei vapori.

4. Evaporazione di soluzioni acquose, soprattutto acque marine.

5. Attività biologica che porta alla costruzione di gusci o apparati scheletrici.

6. Trasformazioni allo stato solido di minerali già esistenti prodotte da variazioni di temp. o di

pressione.

Queste variazioni generano profondi cambiamenti e danno origine a specie

mineralogiche diverse da quelle di partenza. Sono diffuse soprattutto in profondità entro la

crosta.

LE ROCCE

Roccia: Aggregato naturali di diversi minerali, a volte anche di sostanze non cristalline, di solito

compatto, che forma una massa ben individuabile, distinta da altre masse analoghe.

Eterogenee: Formate da più specie di minerali. Costituiscono la maggior parte.

- Omogenee: formate da un’unica specie minerale. Es: Ammasso di Calcaree, Gesso o

- Salgemma.

STUDIO DI UNA ROCCIA SUL CAMPO

Per distinguere una roccia da un'altra sul campo è necessario osservare:

1. Aspetto omogeneo o alternanza di livelli diversi

2. Presenza o assenza di stratificazione

3. Colore

4. Durezza

5. Presenza di minerali particolari o fossili

6. Rapporti con le rocce circostanti

PROCESSI LITOGENETICI

Le masse rocciose di cui è costituita la crosta terrestre si originano ed evolvono in condizioni molto

varie.

Esistono 3 principali processi litogenetici (“generatori di rocce) in natura:

1. Processo magmatico

2. Processo sedimentario

3. Processo metamorfico

1. PROCESSO MAGMATICO

È caratterizzato da una presenza iniziale di un materiale fuso chiamato magma.

Il magma risale dall’interno della Terra ad alta temperatura (da parecchie centinaia al miliardo di

gradi) in condizioni di pressione molto varie.

La diminuzione della temperatura porta alla cristallizzazione del fuso e quindi alla formazione di

aggregati di minerali che costituiscono le rocce magmatiche o rocce ignee o eruttive.

La T° all’interno della Terra arriva anche oltre ai 4000° C, valore che sarebbe sufficiente a far

fondere tutte le rocce che conosciamo. Anche la pressione cresce all’aumentare della

profondità e, innalzando il punto di fusione, impedisce il passaggio allo stato liquido.

Il magma è un materiale fuso che si forma per cause diverse all’interno della crosta terrestre o

nella parte alta del sottostante mantello, a profondità variabili.

Queste masse fuse sono miscele complesse di silicati ad alta temperatura, ricche di gas.

Se il magma subisce un raffreddamento inizia un processo di cristallizzazione:

Dal fuso si separano via via, secondo il loro punto di fusione, vari tipi di minerali, dalla cui

aggregazione finale ne risulterà una nuova roccia.

Le rocce magmatiche si dividono in:

Rocce intrusive (o plutoniche): Si originano da magmi che solidificano in profondità, circondate

da altre rocce. Si formano quando la massa fusa non riesce a giungere in superficie.

Rocce effusive: Si originano quando la massa magmatica, spinta dalla pressione dei gas in essa

disciolti, trova una via di risalita, sfruttando fratture nella crosta o creandone di nuove, e giunge

così alla superficie, dove solidifica all’aria libera.

Differenze nel passaggio da materiale fuso a roccia solida:

Nelle rocce intrusive, visto che il magma è fermo entro la crosta circondato da altre rocce che

fanno da isolante termico, il raffreddamento avviene in tempi molto lunghi.

Il fuso cristallizza e la roccia ignea che ne deriva è formata da cristalli di grandi dimensioni.

Presentano una strutture granulare olocristallina (Es: Granito).

Gli ammassi rocciosi intrusivi vengono chiamati batoliti e possono arrivare alla superficie terrestre

grazie alla combinazione dei movimenti della crosta e dalla lenta demolizione delle rocce

sovrastanti dovuta all’azione di agenti esogeni.

Il 95% delle rocce intrusive presenta composizione acida (Graniti e Granodioriti).

Nelle rocce effusive il magma risale fino in superficie dove trabocca come lava.

La T° passa da oltre 1000° C a quella dell’ambiente e la pressione scende velocemente.

In questo modo gas e vapori si disperdono nell’aria e la massa fluida viene chiamata lava.

Solo una piccola parte di massa magmatica originaria si trasforma in cristalli di dimensioni

apprezzabili.

Il resto consolida quando arriva in superficie ma lo fa talmente in fretta che i cristalli non hanno

tempo di accrescersi.

Si forma così un aggregato di cristalli piccolissimi oppure una massa omogenea almeno in parte

vetrosa visto che gli atomi non hanno avuto tempo di organizzarsi in reticoli cristallini.

Il vetro infatti è una sostanza amorfa, cioè non cristallizzata, che si forma per un rapido

raffreddamento di un fuso silicatico.

Le rocce effusive presentano struttura porfirica, in cui alcuni cristalli detti Fenocristalli si presentano

in una pasta di fondo formata da cristalli piccolissimi o in parte amorfa.

Casi particolari: Se tutta la massa è vetrosa Ossidiane o vetri vulcanici.

Il 98% delle rocce effusive presenta composizione basica o neutra (Basalti e Andesiti).

CLASSIFICAZIONE DEI MAGMI

I magmi possono avere composizioni chimiche diverse, per cui la cristallizzazione può portare a

rocce differenti. La distinzione si basa sul contenuto in Silice [SiO ].

2

La silice può cristallizzare come

Silice libera Formando il quarzo,

- Silice combinata Si combina con altri elementi formando i silicati (O e Si + altri E.)

-

Si dividono in:

Magmi acidi: Ricchi in Silicio e Alluminio. Danno origine a rocce povere di silicati, ricche di

- alluminio-silicati e di silice libera che solidifica in granuli di Quarzo. Da questi magmi si

originano rocce acide o sialiche.

Magmi neutri: Hanno una composizione intermedia e danno origine a rocce neutre.

- Densità superiore ai magmi acidi e equilibrio fra alluminio-silicati e silicati.

Miscela equilibrata tra composti sialici e femici.

Magmi basici: Quantità di silice bassa ma ricchi di Fe, Mg e Ca.

- Danno origine a rocce in genere scure (dal verde al nero). Ricche di silicati e prive di silice

libera.

Le rocce che ne derivano vengono chiamate basiche o femiche (Fe + Mg).

Magmi ultrabasici: Poverissime di silice (< 45%), molto molto scure, densità elevata (> 3)

- formate sostanzialmente sa silicati di Ferro e Magnesio.

PRINCIPALI FAMIGLIE DI ROCCE MAGMATICHE

Rocce Intrusive

Famiglia dei Graniti (Magma acide) Contenuto SiO2 100% - 65%

-

Tipo più diffuso. Molti granuli di Quarzo e cristalli di feldspati e pochi minerali femici.

Si generano a pochi km di profondità. Danno origine a rocce durissime, lunghe larghe km.

Questi batoliti si sono formati in zone dove sono sorte grandi catene montuose.

Questa famiglia comprende anche rocce effusive aventi la stessa composizione chimica di quelle

intrusive ma diversa modalità di cristallizzazione (Es: Rioliti o Lipariti)

Famiglia delle Dioriti (Magma neutro) Contenuto SiO2 65% - 52%

-

I magmi neutri danno luogo a una miscela equilibrata tra composti sialici e femici. NO Quarzo.

I corrispondenti effusivi sono le Andesiti, che caratterizzano l’attività degli allineamenti di vulcani

che fiancheggiano le grandi fosse abissali (Es: Vulcani delle Ande). ES Dioriti: Feldspato - Biotite

Famiglia dei Gabbri (Magma basico) Contenuto SiO2 < 45%

-

I magmi basici danno rocce intrusive grossolane scure,

con plagioclasti (ricchi di Ca) associati a pirosseni, anfiboli e olivina.

Le corrispondenti rocce effusive sono i basalti che formano il “pavimento” di tutti gli oceani.

Basalti molto importanti dal punto di vista scientifico, si ritiene che nel primo periodo di vita il

globo terrestre abbia avuto una crosta superficiale simile al basalto.

Famiglia delle Peridotiti (Magma ultra basico) Contenuto SiO2 <52%

-

Formate in gran parte da olivina. Più conosciute Peridotiti: Nere, pesanti e spesso interessate da

giacimenti minerari di alto valore. Sono la composizione fondamentale del mantello.

Famiglia delle rocce alcaline (Rocce ricche di Sodio e Potassio)

-

Magmi ricchi di E alcalini come Na e K originano abbondanti Feldspati e Feldspatoidi.

Rocce effusive: Riolite – Andesite – Basalti (Tessitura Bollosa-Fine: Bolle dei gas riempite da cristalli)

L’ORIGINE DEI MAGMI

Se la fusione avviene a profondità > 35 km, cioè nel mantello, forma un magma primario

- (composizione simile al basalto). Ad alta T° il magma è molto fluido tanto da poter risalire

fino in superficie prima di cristallizzarsi e dare origine a gran parte delle rocce effusive.

Se avviene a minori profondità, nella crosta continentale, si forma un magma anatettico.

-

Processo anatettico:

Fusione della crosta continentale alla profondità di poche decine di km.

La T° è elevata tanto da provocare, in alcune condizioni, la fusione dei minerali sialici (molto

presenti in questo tipo di crosta). Sono magmi molto viscosi per cui si muovono con difficoltà, non

risalgono molto la crosta e tendono a cristallizzarsi in profondità.

Magmi basici (danno origine ai basalti) risalgono fino in superficie da zone profonde

Magmi acidi (danno origine a graniti) rielaborazione delle rocce della crosta continentale.

La differente viscosità dei magmi ne influenza la mobilità.

I magmi acidi sono molto più viscosi di quelli basici.

Come si verifica la fusione di rocce nel mantello o nella crosta. Condizioni:

Locale aumento della T° per rimescolamento dei materiali in profondità.

- L’arrivo di fluidi che inumidiscono la roccia abbassandone il punto di fusione.

-

Tessitura: Insieme delle caratteristiche geometriche di una roccia, in genere visibili a scala

microscopica o con l'aiuto di una lente d'ingrandimento (alcuni visibili ad occhio nudo).

Tessitura afanitica: Formatasi per raffreddamento estremamente rapido del magma,

- dà alla roccia una grana finissima (es. alcuni tipi di basalto e riolite).

Tessitura faneritica: con cristalli che appaiono ad occhio nudo (es. granito)

- 1° fase Raffreddamento lento

2° fase Raffreddamento rapido

Tessitura porfirica: Cristalli di dimensioni relativamente grandi detti fenocristalli (cioè cristalli

- visibili ad occhio nudo), ma immersi in una pasta di fondo microcristallina o vetrosa (es.

porfido, dacite). I fenocristalli sono costituiti da minerali che hanno cristallizzato,

differenziandosi entro una massa magmatica ancora allo stato fuso che si è quindi

solidificata senza dar tempo ai suoi componenti di cristallizzare.

Tessitura vescicolare: La roccia contiene piccole cavità (vescicole) generate dalle bolle

- gassose contenute nel magma. Tipica delle pomici e rocce effusive acide, con lava

maggiormente viscosa che quindi intrappola più facilmente i gas durante il

raffreddamento

Tessitura intersetale: i fenocristalli presenti (olivina, labradorite, augite) sono di forma

- allungata, disposti con orientazione casuale entro una massa di fondo costituita

prevalentemente da plagioclasio (andesina), tipica di rocce vulcaniche come il basalto.

Moda: % di ogni minerale contenuto in una roccia Quarzo

A Plagioclasti

F

2. PROCESSO SEDIMENTARIO

Le rocce sediment. sono il risultato del continuo riciclaggio di ogni roccia che arrivi in superficie,

attraverso processi di degradazione, erosione, trasporto e accumulo, operati dagli agenti

esogeni. Vengono distinte in base all’ambiente e al modo di formazione in:

ROCCE CLASTICHE (o DETRITICHE)

Si originano per disgregazione di rocce pre-esistenti (EROSIONE).

I sedimenti possono subire un TRASPORTO la cui durata è sinonimo di SELEZIONE.

I sedimenti trasportati possono venire depositati (SEDIMENTAZIONE)

Derivano dalla frammentazione della roccia madre. Frammenti = Clasti.

Terrigene Silicoclastiche, formate da clasti

Processi Selettivi/Trattivi: Producono sia un trasporto (Trattivo) ma anche un modellamento del

sedimento. (Es: Correnti marine di fondo; Moto ondoso; Correnti fluviali).

Processi Massivi: Producono un trasporto di grosse quantità di sedimento (Masse) sia in ambiente

marino che subaereo. (Es: Frane subaeree o sottomarine e Colate di fango)

Classazione: Disposizione dei granuli minerali, o litoidi, costituenti un sedimento clastico, in poche

classi granulometriche riferite a quella più rappresentata, che viene detta modale.

Lo stato di classazione di un sedimento o di una roccia clastica dipende delle modalità con cui è

avvenuto il trasporto e la sedimentazione nei diversi ambienti sedimentari, e viene espresso

mediante opportuni parametri (ES: Porosità, Permeabilità)

Conglomerati

Dimensione clasti > 2mm.

Derivano dalla lenta cementazione di ghiaie.

Se formati da ciottoli spigolosi Brecce

Se formati da ciottoli arrotondate Puddinghe

Arenarie

Dimensione clasti > 2mm.

Derivano da sabbie desertiche, dune, sabbia

fluviale/lacustre/costiera.

Si tratta di sabbie cementate che possono essere ricche di

granuli di quarzo.

Argille

Dimensione clasti > 1/16 mm.

Si depositano sul fondo dei grandi laghi, al largo del delta o in mare.

Quando perdono la loro plasticità e si compattano Argilliti

Piroclastiti

Dimensione clasti da ceneri a lapilli.

Depositi di materiali emessi da espulsioni vulcaniche.

I frammenti hanno seguito le pendici del vulcano prima di

sedimentare su altre rocce o in mare. (Pomice nell’immagine)

ROCCE ORGANOGENE (o BIOGENE)

Sono costituite da sostanze prodotte dall’attività biologica e si presentano in genere come

ammassi di gusci, di resti scheletrici ecc., di sostanza organica variamente trasformata.

Bioclastiche: Accumuli di gusci e esoscheletri. Biocostruite: Frammenti uniti dagli organismi stessi.

Calcari Organogeni

Accumulo di gusci calcarei spesso immersi in una matrice fine.

Gusci = Carbonato di Calcio (CaCO ) ovvero la Calcite.

3

Dolomie

Formate da un materiale chiamato Dolomite CaMg(CO )

3 2

Si formano per un processo di diagenesi in rocce calcaree interessate

da circolazione di soluzioni acquose ricche di magnesio: la

Dolomitizzazione.

Selce

Formata dall’accumulo di gusci di organismi che utilizzano la silice

invece che la calcite. Roccia dura formata da SiO Può presentarsi in

2.

strati regolari, di modesto spessore, o può essere contenuta entro

masse calcaree in forma di lenti, noduli e masserelle sferoidali.

Le silicee hanno grana fine e sono dure e compatte.

Ambiente neritico e pelagico

Carboni fossili

Derivano dalla fossilizzazione di grande masse vegetali per progressivo

arricchimento di carbonio e perdita di altri elementi chimici dei

vegetali.

Idrocarburi: Miscele di composti del C e dell’H, a cui si aggiungono

piccole quantità di composti ossigenati, azotati e fosforati. In natura si

trovano:

Idrocarburi solidi: Asfalto e Bitume

- Idrocarburi liquidi: Petrolio

- Idrocarburi gassosi: Metano

-

Carboniche

Accumulo di rocce da parte di organismi che fissano il calcaree per i loro gusci in matrice fine.

Calcite

- Aragonite

- Dolomite

-

Carboni

Torba

- Lignite

- Litantrace

- Antracite

-

ROCCE DI ORIGINE CHIMICA

Si formano per processi di chimici di precipitazione (Rocce evaporitiche come Gesso e

Salgemma) o di alterazione (Rocce residuali come Bauxiti).

Rocce evaporitiche o Evaporiti

Quando un bacino marino rimasto isolato evapora completamente o quasi, sul suo fondo

precipitano i Sali contenuti nell’acqua del mare.

Essi precipitano in ordine inverso rispetto alla loro solubilità:

1. Calcite (CaCO )

3

2. Dolomite [CaMg(CO ) ]

3 2

3. Gesso (CaSO . 2 H O)

4 2

4. Anidrite (CaSO )

4

5. Salgemma (Cloruro di Na)

6. Silvite (Clotuto si K)

7. Carnallite (Cloruro di Mg)

Salgemma Gesso Calcare Siderite

Come visto si ritrovano in questo gruppo anche Calcari e Dolomie.

A volte infatti questi materiali derivano da precipitazioni di CaCO o di CaMg(CO ) nell’acqua

3 3 2

del mare, senza l’intervento di organismi viventi.

Anche in ambiente continentale possono formarsi calcari:

il CaCO3 contenuto nelle acque di sorgente o fluviali può arrivare alla saturazione per un

aumento di T° e una diminuzione della pressione dell’acqua. Si originano così:

Travertini Alabastri

Deposizione di

carbonato e perdita

di CO2 per azione

di organismi veg. 

Rocce Residuali Si formano quando l’alterazione meteorica attacca rocce ignee o

metamorfiche in climi tropicali caldo-umidi. In tali condizioni rimangono

accumuli rossi di laterite e depositi biancastri di bauxiti.

Bauxite

GLI STADI DEL CICLO DI FORMAZIONE DELLE ROCCE SEDIMENTARIE

1. Degradazione meteorica

Disgrega le rocce attraverso meccanismi fisici e chimici

2. Erosione/Alterazione*

Provvede alla rimozione delle particelle prodotte dalla disgregazione

3. Trasporto

Operato dall’acqua, dai ghiacciai e dal vento.

Sposta le particelle verso quote via via minori.

Processi trattivi: dovuti all’acqua, sradica i sedimenti e sono più arrotondati.

Processi massivi: come le frane. Scendono in massa

4. Deposizione (o Sedimentazione)

Si verifica quando le particelle decantano o quando i minerali solubili precipitano.

Per perdita di energia

- Chimica: se cambia la composizione

- Biochimica: gli animali fissano i sedimenti

-

5. Seppellimento

Si verifica quando nuovi strati di sedimenti si depongono su quelli più antichi, che vengono

compattati.

6. Diagenesi

Porta alla litificazione dei sedimenti, trasformandoli in rocce sedimentarie, attraverso

variazioni di pressione e T° e mediante reazioni chimiche.

La diagenesi può essere:

Iniziale: Fino a un modesto seppellimento

- Tardiva: Seppellimento più profondo

- Litificazione: Processo di diagenesi più comune. Avviene per:

Compattazione

- Dovuta al peso dei materiali che via via si sovrappongono e che, comprimendo i sedimenti

sottostanti, riducono gli spazi vuoti, detti pori, tra i singoli frammenti. Nelle argille, lo spessore

può ridursi in tal modo di oltre il 50 %.

Cementazione

- Prodotta da acque che circolano nei sedimenti sfruttando la presenza dei pori e che

portano in soluzione alcune sostanze. Con tempo tali sostanze possono precipitare

chimicamente e riempire i pori, cementando i granuli. Tra i cementi più comuni ricordiamo

la Calcite e la Selce.

3. PROCESSO METAMORFICO

Le rocce metamorfiche derivano da trasformazioni di rocce pre-esistenti, sottoposte ad un

aumento di T° e/o pressione perché coinvolto nei continui movimenti della crosta.

La roccia preesistente prende il nome di Protolite.

Metamorfismo di contatto (per azione della T°)

Si manifesta nelle rocce che vengono a contatto con magma che risale nella crosta.

Metamorfismo regionale (per azione della Pressione)

Si manifesta nelle rocce che scendono all’interno della crosta e i suoi effetti si intensificano con la

profondità.

Al variare dell’intensità del metamorfismo si formano minerali nuovi.

Tali minerali indice consentono di stabilire la facies metamorfica, cioè la profondità della crosta

alla quale si è verificata la trasformazione che ha portato alla roccia metamorfica.

L’ultrametamorfismo si ha quando un ulteriore aumento della T° provoca la fusione totale delle

rocce e dà origine a un magma rigenerato o anatettico.

PROCESSI METAMORFICI

Ricristallizzazione: Minerale uguale - Cambia forma e dimensione dei grani.

- Cambiamento di fase: Minerale uguale - Cambia il reticolo cristallino.

- Neocristallizzazione: La roccia viene completamente distrutta e si riforma nuova.

- Pressure solution: I grani minerali vanno in soluzione lungo le superfici di contatto. Si verifica

- quando una roccia è compressa in una direzione preferenziale, lentamente, e

generalmente in presenza di acqua.

La superficie ha generalmente forma a zig-zag (stiloliti). Comune nei carbonati.

Per deformazione plastica: In tempi lunghi, i minerali possono comportarsi in modo plastico

- e diventare schiacciati o stirati. Senza formazione di fratture e senza cambiamenti della

composizione dei minerali.

TIPI DI PROTOLITI

I più comuni tipi di rocce sedimentarie e ignee sono raggruppabili in sei gruppi ad affinità

chimica:

1. Ultramafiche Molto alto Mg, Fe, Ni, Cr

2. Mafiche Alto Fe, Mg, Ca

3. Argilliti Alto Al, K, Si

4. Carbonati Alto Ca, Mg, CO 2

5. Quarzose Quasi puro SiO 2.

6. Quarzo-feldspatiche Alto Si, Na, K, Al

Le rocce metamorfiche si possono identificare per:

1. Tessiture Metamorfiche

I grani sono interconnessi e crescono in posto.

2. Minerali Metamorfici

Alcuni minerali si formano solo in condizioni di temperatura e pressione metamorfiche.

Detti associazione minerale metamorfica

3. Foliazione Metamorfica

Allineamento di minerali appiattiti o alternanza di letti di minerali chiari e scuri.

TIPI DI ROCCE METAMORFICHE

Rispetto alla tessitura si distinguono:

Rocce Metamorfiche Foliate

- Rocce Metamorfiche Non-Foliate

-

-

Rispetto al protolite si distinguono:

Rocce meta-sedimentarie (prefisso para-)

- Rocce meta-ignee (prefisso orto-)

-

Foliazione:

Disposizione pianoparallela di elementi planari.

Lo spessore dei piani può essere da mm a m

Può essere completamente diversa dalla

stratificazione originaria

Lineazione:

Disposizione iso-orientata di elementi lineari

Clivaggio: Proprietà di una roccia di dividersi lungo

set regolari di piani ravvicinati e sub-paralleli.

E’ perpendicolare alla direzione di compressione.

Scistosità: Orientazione planare preferenziale di grani minerali

equanti o aggregati di grani, prodotta dai processi metamorfici

Struttura gneissica

Scistosità poco sviluppata o segregazioni di minerali lungo letti da processi metamorfici.

ROCCE METAMORFICHE FOLIATE ARDESIA (a)

Compatta. Granulometria molto fine

Clivaggio ben sviluppato.

La superficie di clivaggio fresca è opaca.

La foliazione dovuta all’allineamento di grani

di clorite. Protoliti Argilliti.

FILLADE (b)

Scistosa. Granulometria fine.

La superficie di clivaggio fresca ha lucentezza

serica per la presenza di fillosilicati

(sericite/fengite/clorite).

Sono presenti sia foliazione che lineazione.

Si forma da argilliti in cui la temperatura di

metamorfismo causa neocristallizzazione di

mica e clorite.

MICASCISTO

Scistoso. Granulometria media-grossolana.

Foliazione è data da cristalli visibili di mica (muscovite).

Lucentezza argentea.

Può contenere vari minerali metamorfici:

Granati, staurolite, sillimanite, ecc., a seconda del protolite

GNEISS

Struttura gneissica, tipicamente bandata,

alternante letti di minerali felsici (chiari) e mafici

(scuri).

Granulometria media-grossolana.

Segregazioni di concentrazioni ricche di minerali

felsici (quarzo) e mafici. Gneiss Occhiadino

ROCCE METAMORFICHE NON FOLIATE

MARMO

Composto prevalentemente di calcite o dolomite.

Il protolite è tipicamente calcare o dolomia.

QUARZITE

Composta prevalentemente di quarzo.

Il protolite è tipicamente arenaria

ALTRE ROCCE METAMORFICHE NON FOLIATE

Rocce meta-ignee

Anfibolite:

- Composta da ornblenda + plagioclasio.

Può essere foliata o non-foliata.

Il protolite è sia rocce ignee basiche che arenarie vulcaniche (grovacca).

Serpentinite:

- Roccia ultramafica metamorfosata a basso grado, contiene soprattutto serpentine.

Eclogite:

- Roccia verde e rossa, contiene clinopirosseno e granato.

Il protolite è tipicamente basaltico.

Pietre verdi:

- Termine generale per rocce ignee basiche metamorfosate a basso grado.

Rocce metamorfiche di contatto

Hornfels: compatto, a granulometria fine, costituisce l’aureola di contatto.

- Roccia indurita, molto fragile.

Skarn: Roccia carbonatica metamorfosata per contatto e metasomatizzata in silice,

- contiene minerali silicati di calcio come grossularia (granato), epidoto, tremolite,

vesuvianite, etc. Migmatite:

-

Roccia eterogenea a scala di 1-10 cm, comunemente con una

matrice gneissica scura (melanosoma) e porzioni felsiche chiare

(leucosoma) in forma di letti, vene o plaghe. Sono considerate

rocce di transizione tra il metamorfismo e la fusione.

GHIACCIAI

Ghiacciaio

Grande massa di ghiaccio che occupa una superficie a varia inclinazione e si muove sotto la

spinta del suo stesso peso e per la gravità.

Muovendosi modifica il paesaggio e costituisce una riserva idrica importante.

Come si forma?

I fiocchi di neve quando cadono contendono quasi il 90% di aria quindi sono molto leggeri, si

depositano, si fondono insieme e ricristallizzano, cioè man mano che si accumula neve i fiocchi si

fondono, si compattano e perdono aria.

Cementazione: La neve diventa ghiaccio perché l’acqua passa tra gli interstizi, il ghiaccio

cementa e li congela i granuli di neve.

LIMITE DELLE NEVI PERENNI

Limite dato dalle condizioni in cui si trova il ghiacciaio (venti, sole, latitudine):

La neve che cade è più di quella che si scoglie, il ghiacciaio si conserva (al di sopra del limite)

Sotto questo limite la neve che scioglie è più di quella che cade per cui il ghiacciaio perde il suo

volume e si scioglie parzialmente.

È formato da:

Zona di alimentazione: Sopra il limite delle nevi perenni. Zona dove cade la neve e il

- ghiacciaio viene alimentato (Neve trasformata in ghiaccio).

Zona di ablazione: Sotto il limite delle nevi perenni. Zona dove il ghiacciaio si scoglie.

-

Ogni ghiacciaio termina con la Fronte, dalla quale può fuoriuscire un Torrente glaciale.

DIVERSI TIPI DI GHIACCIAIO

In base alla morfologia:

Polari: Quelli freddi. Il ghiacciaio non si scoglie ma grossi blocchi di ghiaccio si staccano.

- Temperati: Ci sono periodi di fusione e ricristallizzazione

- Intermedi: C è una fusione limitata. Si sogliono poco.

-

In base alla forma:

Ghiacciai vallivi

- Partono da un circo (depressioni dove si accumula il ghiaccio) e da lì scende il ghiacciaio

sotto forma di lingua glaciale.

Ghiacciai vallivi composti

- Diversi ghiacciai vallivi che si uniscono.

Calotte glaciali

-

Il movimento dei ghiacciai è dovuto alla forza di gravità ed è legato alla plasticità in grande del

ghiaccio, ai moti intergranulari e all’eventuale presenza di acqua di fusione.

Le trazioni cui è sottoposto il ghiaccio durante il movimento portano alla formazione di crepacci e

seracchi.

Crepacci: Alterazione geomorfologica della superficie di un suolo, di una roccia o di un

ghiacciaio. Indica in genere una fenditura profonda e di grandi dimensioni.

Seracchi: Formazione tipica di un ghiacciaio, che si genera a seguito dell'apertura di

crepacci longitudinali o trasversali o alla variazione di pendenza del letto glaciale.

VELOCITA’ DEL GHIACCIAIO

La velocità del ghiaccio dei ghiacciai è variabile:

Ridotta all’interno delle calotte continentali

- Intermedia nei ghiacciai di tipo Himalayano

- Minore nei ghiacciai alpini

-

In un bilancio di massa glaciale:

L’ablazione (Quantità di ghiaccio totale perduta annualmente) può superare

- l’alimentazione. In questo caso il ghiacciaio si riduce.

Nel caso in cui l’alimentazione superi l’ablazione il ghiacciaio si espande.

-

Attualmente i ghiacciai ricoprono circa 16 milioni di km di terre emerse.

2

Di questi circa 13,5 milioni di km si trovano nel Continente Antartico.

2

Durante le epoche glaciali del Quaternario i ghiacciai erano ben più estesi e diffusi.

ACQUE SOTTORRANEE E LE SORGENTI

Le acque di precipitazione che si infiltrano nel sottosuolo scendono in profondità per gravità,

finché non incontrano rocce impermeabili. Si forma così una falda idrica.

Acquifero:

Corpo roccioso in grado di trattenere acque in quantità utile per l’alimentare sorgenti e pozzi.

Acquicludo:

Un corpo roccioso impermeabile che impedisce il movimento.

Falda freatica:

Falda idrica che è contenuta in un acquifero affiorante in superficie ed è limitata inferiormente

da una acquicludo.

Falda imprigionata:

Una falda idrica contenuta in un acquifero compreso tra 2 acquicludi è detta falda imprigionata.

Le acque infiltratesi nel sottosuolo possono riemergere attraverso le sorgenti.

In base alla loro origine si distinguono:

Sorgenti deflusso

- Sorgenti di sbarramento

- Sorgenti di trabocco

- Sorgenti carsiche

-

Portata di una sorgente: Quantità di acqua che sgorga nell’unità di tempo. Si esprime in litri/s.

I CORSI D’ACQUA

Torrente: Corso d’acqua intermittente.

Fiume: Corso d’acqua perenne, alimentato dalle sorgenti, dalle piogge ed eventualmente dalla

fusione delle nevi e dei ghiacciai.

La porzione di terra emersa che con le sue acque alimenta il fiume (o un torrente) ne costruisce

un bacino idrografico, che è delimitato dalla linea spartiacque.

Bacino idrogeologico (o reticolo idrografo) di un sistema fluviale ha estensione e limiti dipendenti

dalla struttura geologica e perciò spesso non coincide con il bacino idrografico.


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GaiaM92

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DESCRIZIONE APPUNTO

Appunti con dispensa completa di tutti gli argomenti trattati nel corso di geologia e litologia, con spiegazioni chiare e accessibili.
[Energie rinnovabili e non - Ambiente celeste (Effetto doppler, origine ed evoluzione dell'universo, attività solare, pianeti, leggi di keplero, asteroidi, meteore e meteoriti, legge di titus-bode, formazione sistema solare, satelliti, Terra ecc.) - Paleoclimatologia (teoria di Milankovitch, glaciazioni) Flusso di calore terrestre (gradiente geotermico, sorgenti di calore, vulcanismo, tipologie di eruzione) Paleomagnetismo (campo magnetico terrestre, declinazione magnetica, inversioni di polarità) Gravimetria (Legge di gravitazione universale, bilancia di torsione, correzione di bouguer) Terremoti (formazione, onde sismiche, sismografo, scala richter e mercalli, liquefazione, zone sismiche, tsunami) Litologia (Classificazione minerali, processo magmatico, sedimentario, metamorfico) Ghiacciai (Limite delle nevi perenni, tipi di ghiacciaio, velocità) Faglie (Tipologie, tettonica delle placche ecc.)


DETTAGLI
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze dell'ambiente e della natura
SSD:

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher GaiaM92 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Fondamenti di geologia e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Insubria Como Varese - Uninsubria o del prof MIchetti Alessandro.

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