Che materia stai cercando?

Geologia - Teoria, riassunti e rocce

Appunti del corso di geologia tenuto dal professor Michele Saroli presso l'Università di Cassino, corso di Ingegneria Civile ed Ambientale. Tali appunti sono un riassunto da me scritto del corso basato sul libro consigliato dal professore, inoltre sono presenti appunti che schematizzano le rocce che il professore richiede. Nella pagina finale è presente uno schema che semplifica di molto... Vedi di più

Esame di Geologia docente Prof. M. Saroli

Anteprima

ESTRATTO DOCUMENTO

ROCCE SEDIMENTARIE

Il processo che trasforma i sedimenti in rocce vere e proprie è la litificazione.

La trasformazione di un deposito in roccia litificata fa parte di quell'insieme di processi detti

diagenesi che interessano un sedimento a partire dal momento in cui è avvenuta la sua deposizione.

La diagenesi riguarda le trasformazioni che avvengono a temperature relativamente basse ( 200° ).

La litificazione avviene per lo più dopo il seppellimento e la compattazione, che consiste

nell'espulsione di acqua e conseguente riduzione di volume. La cementazione consiste nella

precipitazione, all'interno dei pori dei sedimenti, per lo più di carbonato di calcio ( CaCO3 ) e di

silicio ( SiO2 ). Classificazione delle rocce sedimentarie

Le rocce sedimentarie vendono suddivise in base alla loro natura, origine e principali costituenti.

Troviamo le rocce di origine chimica, ovvero rocce residuali (facies continentale) come le argille

rosse ricche di alluminio e ferro, le rocce di origine organica, ovvero rocce biochimiche, le quali si

formano dalla precipitazione di sostanze inorganiche ad opera di organismi viventi e le rocce

bioclastiche formate da gusci e scheletri, ossia da parti inorganiche di organismi morti soggette al

trasporto, deposizione e diagenesi.

Le rocce di deposito chimico sono quelle di natura gessosa, calcarea, dolomitica e silicea.

Le rocce organogene sono derivate dall'accumulo di frammenti o di intere parti di minerali di

organismi. I principali organismi che contribuiscono a formare queste rocce sono sia animali (come

i lamellibranchi) che vegetali (alghe). Le parti dure degli organismi che si accumulano sono

costituite in prevalenza da calcite oppure da opale (prodotta quest'ultima da radiolari, diatomee e

spugne). Le rocce organogene sono formate da un'impalcatura rigida data dalle parti calcaree saldate

le une alle altre, in modo da edificare scogliere coralline. Di importanza economica sono i depositi

di carbone, dovuti all'accumulo di organismi vegetali che, decomponendosi, formano depositi di

torba la quale, ricoperta da sabbie e limi, con l'aumento di pressione e temperatura nel

seppellimento, fanno allontanare l'acqua e le sostanze volatili con successimo aumento di carbonio

fino alla trasformazione della torba in carbone vero e proprio.

Quindi l'ambiente di formazione delle rocce sedimentarie è principalmente marino o nell'area di

transizione tra mare e terra. Nelle acque marine basse vi può essere sedimentazione costituita in

prevalenza da frammenti di materiale quarzoso, di rocce silicatiche o di tipo carbonatico come le

scogliere coralline.

Le rocce detritiche sono dovute a diagenesi di detriti e/o clasti di origine rocciosa. I clasti più vistosi

sono detti elementi, quelli di minore dimensione granuli e, se interposti ad elementi più grandi,

formano la matrice. I colloidi, che riempiono i vuoti tra gli elementi e/o tra i granuli, formano infine

il cemento.

I conglomerati sono rocce detritiche a grossi elementi. Si distinguono tra essi le brecce, costituite da

elementi a spigoli vivi, e le puddinghe, con elementi a spigoli arrotondati detti ciottoli.

Le arenarie (o areniti) sono costituite da elementi con dimensioni inferiori ai due millimetri circa e

derivano dalla diagenesi delle sabbie.

Le lutiti derivano dalla diagenesi di fanghi; tra le lutiti si distinguono le argille, prodotte

dall'alterazione dei feldspati. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Le rocce detritiche di natura carbonatica sono dette calciruditi.

Le marne sono lutiti di natura mista, calcareo e argillosa.

Le argille marnose, le marne argillose, le marne calcaree e i calcari marnosi sono termini di

passaggio, rispettivamente tra le argille e le marne. Tra di esse ricordiamo le calciruditi.

Inoltre tra le rocce calcaree ricordiamo la micrite (con grana finissima, con cristalli di diametro

inferiore a 5 micron) e la sparite (con grana cristallina grossa e luccicante). Queste due rocce

possono, inoltre, prendere il prefisso bio- (se contengono gusci e conchiglie quindi carbonato di

calcio), pel- (se contengono escrementi carbonatici), intra- e oo- .

Le argille

Appartengono alla classe dei silicati e, in particolare, al sottogruppo dei fillosilicati (caratterizzati da

una struttura a strati a simmetria tetraedrica, in cui ogni tetraedro tende a legarsi con altri tre tramite

ponti a ossigeno). Tra i vari tetraedri si vanno ad interporre ottaedri di alluminio e magnesio. Le

argille, infatti, sottoposte a sforzi, si rompono proprio in corrispondenza dei vari piani (o fogli) che

le compongono, dove questi ottaedri si sono andati ad insediare.

Formazione della caolinite

L'anidride carbonica tende a passare dall'aria all'acqua, la quale forma acido carbonico che, in parte,

si ionizza rendendo l'acqua leggermente acida. In queste condizioni, la silice ed il potassio del

feldspato KalSI3O8 passano in soluzione mentre lo stesso si ristruttura formando caolinite

Al2Si2O5(OH)4. ROCCE PIROCLASTICHE

Sono una categoria di rocce sedimentarie del tutto particolare, facendo parte dei prodotti dell'attività

vulcanica. Sono rocce effusive e si formano talora per deposizione talora per diagenesi

(solidificazione a terra) dei 'materiali di lancio' emessi nel corso delle fasi esplosive dell'attività di

un vulcano.

Tali materiali sono blocchi e frammenti (lapilli), brandelli di materiale magmatico divenuti bollosi

(scorie) o finemente porosi (pomici). Possono essere anche materiali dei tre tipi, finemente suddivisi

(ceneri).

Si possono avere così depositi di materiali piroclastici sciolti: ammassi di blocchi e di scorie, strati

di pomici, di sabbie vulcaniche (pozzolane). Nel caso di eruzioni fortemente esplosive con

emissione di grandi quantità di materiali sotto forma di nubi ardenti, si hanno le ignimbriti, rocce

considerate in parte soggette a metamorfismo di basso grado.

Possiamo suddividerle entro un triangolo al cui vertice superiore troviamo blocchi con spessore

minore di 64 mm (breccia piroclastica), al cui vertice inferiore sinistro troviamo lapilli di spessore

che varia dai 64 mm ai 2 mm (tufo a lapilli) e al cui vertice inferiore destro troviamo le ceneri di

spessore inferiore ai 2 mm (tufo cineritico). La breccia tufacea è situata al centro del triangolo.

Un'eruzione piroclastica di un vulcano dipende dalla pressione dei gas presenti nel magma. Si

suddivide in eruzione sostenuta ed eruzione ad impulsi, le quali differiscono tra loro per la potenza

dell'esplosione.

In base alla dispersione di materiali in seguito ad un'eruzione e all'esplosività, i vulcani sono

classificati in Hawaiiani, Stromboliani, Sub-Pliniani, Pliniani ed Ultra-Pliniani. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Troviamo inoltre i vulcani Freatopliniani la cui eruzione è causata dall'ingresso di acqua nella

camera magmatica che aumenta la pressione dei gas all'interno. Questi, però, dipendono dai

materiali presenti nella camera magmatica: le rocce hawaiiane sono per lo più basiche e ultrabasiche

con basalti le quali, interagendo con l'acqua, non causano una violenta esplosione. Le rocce presenti

(ad esempio) in Italia, sono ricche di metalli che, a contatto con l'acqua, causano una forte

esplosività.

I caratteri giaciturali delle rocce piroclastiche sono di tre diverse tipologie, in base a cosa la lava ha

incontrato sul proprio percorso e alla conformazione del terreno circostante il vulcano: depositi di

caduta in cui la lava scorre fino al raffreddamento, flussi piroclastici (Ercolano e Pompei) nei quali

la lava si ferma nelle valli senza ulteriori movimenti fino al raffreddamento (causa la

cristallizzazione di tutto ciò che trova sul proprio percorso a causa dell'alta temperatura e densità) e

surge che sono una via di mezzo tra i depositi di caduta e i flussi piroclastici.

ROCCE METAMORFICHE

Il metamorfismo è un processo petrogenetico che provoca cambiamenti tessiturali e strutturali in

rocce preesistenti (sedimentarie, ignee e anche già metamorfiche) quando queste vengono a trovarsi

in profondità entro la crosta terrestre, in un ambiente molto diverso da quello in cui si erano formate

per pressione e temperatura.

Di particolare importanza è lo studio dei minerali-indice, ovvero minerali per i quali sono stati

determinati in laboratorio le condizioni di temperatura e pressione a cui si possono formare.

L'identificazione di tali minerali si chiama paragenesi, attraverso la quale si risale al grado di

cristallizzazione subìto dalla roccia. Si è giunti così al concetto di facies metamorfiche ognuna delle

quali fornisce l'informazione geologica che permette di ricostruire i movimenti delle rocce in

profondità.

All'interno della Terra, fino ad una certa profondità, vi è un aumento di temperatura detto gradiente

geotermico. La pressione litostatica in un punto situato all'interno della Terra, è la pressione

verticale esercitata dal carico delle rocce soprastanti.

Il metamorfismo è un fenomeno assimilabile alla diagenesi la quale, però, avviene a temperature e

pressioni inferiori.

I principali minerali delle rocce metamorfiche sono suddivisi in basso, medio ed alto grado. Tra essi

ricordiamo il glaucofane, l'epidoto, i granati, la staurolite, l'andalusite, i cloriti ed il serpentino.

Ponendo in un grafico sull'asse delle ascisse la temperatura e sull'asse delle ordinate la pressione, si

vede che a bassa pressione e bassa temperatura ci troviamo nel basso metamorfismo; man mano

aumentando le due componenti (percorso progrado) si passa rispettivamente al medio ed infine alto

metamorfismo fino ad un determinato valore, detto picco di metamorfismo, oltre il quale le rocce

non subiscono ulteriori cambiamenti. Diminuendo pressione e temperatura (percorso retrogrado),

torneremo dall'alto, al medio fino al basso metamorfismo.

Ponendo in un altro grafico sulle ascisse la temperatura e sulle ordinate la pressione, notiamo che a

basse pressioni e temperature troviamo le rocce sedimentarie; in una temperatura compresa fra i

300° e gli 800° abbiamo un metamorfismo di contatto; aumentando gradualmente la pressione (dai 5

ai 10 kbar) e la temperatura (dai 100 ai 900°C) possiamo trovare le scisti blu (glaucofane), scisti

verdi (serpentino), anfiboliti e granuliti (nella crosta inferiore); ad una pressione superiore ai 10 kbar

e temperatura dai 100° ai 900° troviamo gli eclogiti (mantello costituito da roccia metamorfica). Le

anfiboliti e le scisti si trovano in corrispondenza delle catene montuose.

Nel metamorfismo si possono formare nuovi minerali, alcuni dei quali tipici delle rocce

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

metamorfiche; all'interno di queste i cristalli mostrano particolari microstrutture: il suffisso 'blastico'

sta appunto a significare un carattere acquisito per trasformazioni metamorfiche. Le principali

microstrutture sono la granoblastica, la nematoblastica (filladi) e la porfiroblastica (scisto).

Esempio di trasformazione metamorfica a causa dell'aumento di pressione è quella dell'argilla che

diventa argillite, fillade, scisto ed infine gneiss.

Si possono distinguere vari tipi di metamorfismo in base alla causa della frantumazione/fusione

della roccia.

Metamorfismo di contatto.

Quando un magma risale attraverso la crosta o si ferma all'interno di questa, provoca un forte

aumento di temperatura nelle rocce. Intorno alla massa di magma incandescente le rocce subiscono

modificazioni: si forma così un'aureola di contatto. I calcari ad esempio vengono trasformati in

marmi. E' questo l'esempio di filladi e scissi.

Metamorfismo dinamico.

Si osserva in corrispondenza delle grandi faglie e nelle zone di orogenesi. Lungo la superficie di

contatto tra le due masse, le rocce vengono sgretolate e di può arrivare a vere e proprie fusioni di

parte del materiale per il calore liberato dal fortissimo attrito. Il metamorfismo più importante che

ne deriva è il metamorfismo regionale. Un esempio è l'ardesia.

Ultrametamorfismo.

Un ulteriore aumento di pressione e di temperatura può portare alla fusione di una parte del

materiale di una roccia già di alto metamorfismo.

CICLO LITOGENETICO e PETROGENESI

Il ciclo litogenetico è un processo di trasformazione che porta le rocce ad interagire tra loro

attraverso i cicli petrogenetici per mezzo dei quali si producono sempre nuove rocce.

La petrogenesi è quel processo secondo il quale, per mezzo di variazioni di pressione e temperatura,

a causa degli agenti atmosferici e del trasporto delle rocce (trasporto gravitazionale, fluviale, eolico,

glaciale e marino), le rocce interagiscono tra loro unendosi e trasformandosi in nuove rocce.

Dai sedimenti, ad esempio, si passa alle rocce sedimentarie le quali, per mezzo di un aumento di

pressione e temperatura, diventano rocce metamorfiche le quali, fornendo calore, passano a magma;

il magma, espulso dal vulcano, si trasforma in roccia ignea (intrusiva o effusiva) che, con alterazioni

meteoriche, torna ad essere sedimenti. IL SUOLO

I suoli, costituenti la pellicola più superficiale e di una vasta parte della crosta terrestre,

comprendono una frazione minerale ed una organica.

Vi sono svariati tipi di suoli, in relazione ai differenti climi, alle caratteristiche della vegetazione e

alla natura delle rocce su cui si sono sviluppati.

Analizzando il profilo di un suolo, si possono di solito riconoscere tre strati, detti orizzonti,

caratterizzati da differenti composizioni mineralogiche e contenuto organico. Gli orizzonti sono

denominati, dall'alto, O, A, B, C (insieme sono chiamati regolite). La parte O è quella superiore, con

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

la quale interagiamo direttamente, ricca di humus formato dall'attività di batteri e muffe;

dall'orizzonte A vengono filtrate sostanze quali argilla, ferro ed alluminio che si accumulano in B.

L'orizzonte C è costituito da roccia in posto (bedrock) parzialmente decomposta e cementificata ad

opera di carbonati.

Caratteristica principale del suolo è l'autodepurazione delle acque, trattenendo le particelle tossiche

e rendendo così le acque potabili.

E' possibile riconoscere alcuni grandi gruppi di suolo, in relazione alle condizioni climatiche.

Nei climi temperati umidi, con vegetazione e foreste, l'alluminio ed il ferro di accumulano in B.

In climi semiaridi, con vegetazione a prateria e steppa, i suoli sono ricchi di calcite che si deposita in

B. L'acqua, richiamata dalla forte evaporazione, risale in superficie per capillarità e depone il

carbonato di calcio.

Nelle regioni tropicali con forti piogge stagionali e vegetazione come savane, si forma laterite, ricca

di ossidi idrati di ferro ed alluminio.

Nei climi estremi quali l'artico e il desertico, non si sviluppa suolo in quanto vi è scarsa alterazione

chimica e la sostanza organica è quasi inesistente.

Trasporto dei prodotti dell'alterazione

I materiali prodotti dall'alterazione possono rimanere in loco formando depositi residuali ma, più

spesso, vengono rimossi dalla gravità, dall'acqua che scorre, dal vento e dal ghiaccio.

La gravità interviene nel produrre frane, in occasione delle quali si ha trasporto verso il basso

• di masse, rocce e detriti. A volte vaste parti di versanti montuosi sono interessate da

movimenti lentissimi impercettibili.

L'acqua che scorre, liberamente sui versanti e nel sottosuolo, o incanalata in torrenti e fiumi,

• porta con sé un carico solido, rappresentato da sostanze in soluzione e da frammenti (clasti)

di varie dimensioni. Il trasporto fluviale è responsabile dell'accumulo di sedimenti e quindi

della costruzione di pianure alluvionali e delta.

Il trasporto eolico (detto deflazione) è particolarmente attivo dove la copertura vegetazionale

• è scarsa o pressoché assente come nei deserti: questi sono ricoperti da sabbie trasportate e

rimodellate continuamente ad opera dell'azione del vento.

I ghiacci trasportano detriti caduti dalle pareti circostanti e staccati dalle rocce su cui

• scorrono. I frammenti raggiungono il fondo del ghiaccio e vengono frantumati.

Il materiale che, trasportato da mezzi diversi, giunge fino al mare, può essere preso in carico

• dagli agenti marini e trasportato su lunghe distanze prima di essere depositato.

LA FORMA DELLA TERRA

La Terra ha una forma ellissoidale, allungata all'equatore e schiacciata ai poli (sferoide oblato). Ha

un corpo con caratteristiche plastiche poiché si deforma a causa dell'accelerazione.

Il raggio equatoriale è di 6 378 388 m mentre quello polare di 6 356 912 m. Ha una massa di 5,29*

10^(27) g e la superficie degli oceani è quasi tre volte superiore a quella delle terre emerse.

L'accelerazione di gravità sulla superficie terrestre aumenta procedendo con la latitudine perché

procedendo verso i poli si riduce la distanza dal centro della Terra. L'intensità della forza centrifuga

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

è massima all'Equatore e minima ai poli.

Abbiamo un'anomalia di massa concentrata all'interno del pianeta: secondo studi, la massa poteva

essere concentrata tutta all'interno, sulla superficie esterna o su tutta la superficie, e questo variava

in base al coefficiente d'inerzia (rispettivamente massa interna C < 0.4 ; massa esterna C > 0.4 ; tutta

la superficie C = 0.4). Secondo la formula dell'inerzia I = C * M * (r)^2, il coefficiente d'inerzia

terrestre è di 0.33 il che sta ad indicare che la massa terrestre è concentrata all'interno del pianeta

quindi nel nucleo. E' proprio il nucleo che genera il campo magnetico terrestre che ci protegge dalle

radiazioni ionizzanti, il che permette la vita insieme all'azione dell'atmosfera che ci protegge dalle

radiazioni ultraviolette del Sole. CURVA IPSOGRAFICA

La curva ipsografica della superficie terrestre esprime la distribuzione media delle quote in funzione

della superficie, calcolata in un piano cartesiano in cui si pone sulle ascisse i valori in percentuale e

sulle ordinate l'area in milioni di km^2. L'ampiezza delle aree comprese entro i limiti di altitudine

(Monte Everest, + 8 872 m) e di profondità (Fossa delle Filippine, - 11 516 m) fa notare che la

maggior parte della superficie terrestre appare distribuita in due gradini, il primo intorno agli + 840

m (media dei continenti) ed il secondo intorno ai – 3 800 m (media degli oceani).

ANOMALIA GRAVIMETRICA

In riferimento all'ellissoide di rotazione (forma immaginaria che assumerebbe la Terra se fosse

costituita da involucri concentrici omogenei), la forza di gravità deriva dalla somma vettoriale

dell'attrazione gravitazionale dovuta alla massa del pianeta e della forza centrifuga. Essa è quindi

funzione unicamente della latitudine ed è quindi massima ai poli e minima all'equatore.

Le variazioni dei valori della gravità dipendono inoltre dall'altitudine (se si opera sotto il livello del

mare si avrà una gravità maggiore poiché il raggio è minore). Ecco perché si introduce il concetto di

geoide, ovvero quella superficie immaginaria che compensa le terre emerse con quelle sommerse

lungo la quale l'accelerazione gravitazionale è costante e sempre pari a 9,81m/s^2.

Il gravimetro è lo strumento che consente di eseguire misure relative alla gravità.

Per calcolare la discrepanza fra l'accelerazione di gravità misurata in un punto della superficie

terrestre e quella teorica che si sarebbe osservata sul geoide, si introduce la correzione di Bouguer.

Consiste nel sottrarre alla misura della gravità in un punto, l'attrazione esercitata da una piastra

rocciosa di forma regolare con superficie superiore passante per il punto stesso ed inferiore

coincidente con l'ellissoide terrestre. Se si riscontra che l'accelerazione gravitazionale nel punto è

maggiore rispetto a quella sul geoide, si ha un'anomalia gravimetrica positiva, il che significa che la

densità delle rocce nel sottosuolo in quel punto è maggiore di quanto previsto teoricamente; al

contrario se l'accelerazione gravitazionale terrestre nel punto è minore di quella sul geoide, se ne

deduce che nel sottosuolo le rocce sono più leggere di quanto previsto teoricamente, e si ha

un'anomalia gravimetrica negativa.

Gli andamenti delle anomalie della gravità consentono di creare modelli di distribuzione delle

densità di masse della crosta.

A scala locale, dalla configurazione delle anomalie è possibile ricavare elementi utili per la ricerca

mineraria, in particolare per la ricerca di idrocarburi. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

L'ISOSTASI

L'isostasia è un fenomeno di equilibrio gravitazionale che si verifica sulla Terra tra la litosfera e la

sottostante astenosfera. Il principio dell'isostasia afferma che per ciascuna colonna di materiale deve

esserci la stessa massa per unità di area tra la superficie ed una certa profondità di compensazione.

Gli inizi di questa teoria provengono da due fisici e geologi, Pratt e Airy.

Secondo Pratt, gli svariati prismi in cui si può pensare di scomporre l'involucro roccioso esterno

della Terra hanno la base a quota costante, ma differente densità. Le variazioni di densità si

traducono in elevazione sulla superficie in quanto, al crescere della densità dei singoli blocchi

crostali, diminuisce quindi l'altezza del prisma di crosta: in altri termini tanto meno è denso un

prisma di crosta, tanto più di erge sopra il livello del mare.

Per Airy la crosta terrestre ha una densità in genere uniforme, e la profondità della sua base è

variabile in funzione dello spessore della crosta. Vale ad esempio il paragone con gli iceberg in

mare: quelli che più sporgono, più affondano. In base a questa relazione un blocco di crosta più

affonda, più emerge e tanto maggiore è la densità del materiale di cui è costituito, tanto più grande

risulta la profondità di compensazione.

Per mezzo di questa teoria, si capì la composizione plastica dell'astenosfera in grado di modellarsi

per compensare la massa delle rocce sulla crosta (litosfera).

Nell'alterare l'equilibrio delle masse ha una notevole importanza l'erosione che alleggerisce

progressivamente le zone più elevate della superficie terrestre. Le aree erose tendono allora ad

alzarsi, per riacquistare equilibrio con la superficie di compensazione (un esempio è il Monte

Everest che negli ultimi anni ha aumentato la sua altezza di circa 2-3 metri).

E' quindi spiegabile ora la diversa profondità del Moho (discontinuità tra la crosta ed il mantello)

che nelle zone sottostanti gli oceani si trova più in superficie mentre nelle zone sottostanti le catene

montuose sprofonda per compensarle. Possiamo così schematizzare la crosta oceanica cui, sotto il

livello del mare, troviamo rispettivamente sedimenti, lave basaltiche, gabbri e il Moho, e la crosta

continentale cui, sotto il livello delle terre, troviamo composizioni a granodioriti, una zona di

fusione, la discontinuità di Conrad, rocce metamorfiche (granuliti a granati, prodotte da alte

temperature e pressione variabile in assenza di acqua) e anfiboliti ed infine il Moho, molto più in

profondità. FLUSSO DI CALORE

Le zone caratterizzate da un flusso termico più elevato corrispondono alle dorsali oceaniche (per

mezzo di processi di decadimento radioattivo del mantello che forma il magma che, salendo,

compone le dorsali); quelle con flusso termico molto basso corrispondono invece a parti interne dei

continenti, geologicamente molto antiche, e ai settori dei bacini oceanici più lontani dalle dorsali.

IL CAMPO MAGNETICO Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Un campo magnetico è generato da cariche positive e da cariche negative ed una differenza di

potenziale. Quest'ultima è generata per mezzo delle diverse velocità con cui si muovono il nucleo

terrestre ed il mantello.

Le cariche confluiscono in linee di campo che escono dal polo sud geografico ed entrano nel polo

nord geografico. Questo è facilmente constatabile con una bussola: il nord magnetico dell'ago della

bussola indica il nord geografico poiché a nord geografico vi sono cariche negative, il che sta a dire

che il nord geografico corrisponde il sud magnetico. Viceversa il sud geografico è caratterizzato da

dall'uscita di cariche positive, il che indica che il sud geografico corrisponde con il nord magnetico.

Da notare in particolare che un ago magnetico sospeso liberamente si allinea secondo le linee di

flusso del campo geomagnetico.

LA MAGNETIZZAZIONE DELLE ROCCE

Il campo magnetico terrestre è soggetto a variazioni che possono essere di breve periodo (regolari),

secolari o di lunghissimo periodo (irregolari).

Esistono due tipi di magnetizzazione: istantanea e permanente. La magnetizzazione istantanea

avviene immergendo un materiale in un campo magnetico per un lasso di tempo; una volta tolto dal

campo magnetico, il materiale rimane magnetizzato per poco tempo e poi si smagnetizza. La

magnetizzazione permanente, invece, può essere intesa come una magnetizzazione istantanea

ampliata, in cui il corpo rimane immerso nel campo magnetico il che comporta che esso sarà

costantemente magnetizzato.

Secondo la legge di Curie, un materiale magnetizzato, scaldato ad una certa temperatura inferiore a

quella di fusione, si smagnetizza. Allo stesso modo, a temperature superiori al punto di Curie, il

calore fa agitare gli atomi, i cui singoli campi magnetici risultano orientati a caso. Al di sotto del

punto di Curie si formano numerosi domìni, ognuno dei quali costituito da un gruppo di atomi

orientati casualmente. Se, però, il materiale si raffredda sotto il punto di Curie in presenza di un

campo magnetico esterno, la magnetizzazione dei singoli domìni risulta allineata parallelamente al

campo esterno ed il materiale assume una magnetizzazione permanente.

Eseguendo rilievi magnetici con magnetometri collegati con aerei o con navi, ci si accorse

dell'esistenza, su entrambi i lati delle dorsali oceaniche, di anomalie dell'intensità totale del campo

magnetico terrestre, alternativamente positive e negative, simmetriche rispetto l'asse della dorsale.

Questa è considerata la prova più importante a favore della teoria dell'espansione dei fondi oceanici,

elaborata da Hass, secondo cui nuova crosta basaltica si formerebbe in corrispondenza dell'asse

delle dorsali oceaniche accompagnata dal progressivo allontanamento dei due lati da una parte e

dall'altra dell'asse stesso. La simmetria nella distribuzione delle fasce magnetiche ai lati della

dorsale suggerisce che la roccia fusa si sia magnetizzata al momento del raffreddamento secondo il

campo geomagnetico presente, per allontanarsi poi gradualmente, parte su un lato e parte sull'altro

della dorsale, per il continuo riformarsi della zona da cui inizia l'espansione.

La carta delle anomalie magnetiche dei fondi oceanici è allora una carta delle distribuzioni della

magnetizzazione normale o inversa delle rocce costituenti i fondi.

Nuovo fondo, quindi, si crea in corrispondenza delle dorsali, i cui due lati di allontanano causando

l'espansione del fondo stesso. Il materiale magmatico nuovo si solidifica saldandosi ai bordi interni

della frattura che segna l'asse della dorsale e conserva le caratteristiche magnetiche impresse dal

campo magnetico terrestre esistente al momento del raffreddamento delle lave. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

La nuova crosta oceanica che si viene a formare, sposta la litosfera (crosta continentale). In tal modo

in zone quali ad esempio le Hawaii, possiamo trovare una serie di vulcani differenti in fila tra loro.

La camera magmatica di un vulcano rimane sempre la stessa ma la litosfera superiore si muove, il

che causa, in una successiva esplosione, la formazione di un nuovo vulcano mentre quello

precedente, ormai inattivo, viene via via sommerso dalle acque.

I FONDI OCEANICI

Dopo la piattaforma continentale, che si estende fino ad alcuni chilometri nel mare dove raggiunge

profondità poco elevate, vi è una scarpata solcata da canyon sottomarini. Qui troviamo correnti

sottomarine di torbida dove vi è trasporto di materiali dai fiumi fino alla piana abissale, una distesa

pianeggiante sottomarina, interrotta da guyot (vulcani piatti con cima erosa dall'erosione), isole

vulcaniche e dalla dorsale oceanica. I sedimenti del pavimento sono composti da limi ed argille che

formano marne incontrandosi con il carbonato di calcio; esse però non si formano a profondità

inferiori ai 4000 m poiché il carbonato di calcio non scende oltre.

Le dorsali oceaniche sono una grande orogenesi tagliata al centro da una valle, la vera colonna

vertebrale della dorsale. Essa corrisponde a una fascia di fessure entro la litosfera. Lungo tali fessure

risale continuamente magma dalla sottostante astenosfera parzialmente fusa e viene così alimentata

l'effusione di lave basaltiche sul fondo della rift valley. La litosfera risulta perciò interrotta lungo le

dorsali e i due settori contigui che ne risultano si allontanano reciprocamente. Nel movimento si

riaprono di continuo nuove fessure, che rinnovano la rift valley e aprono la via all'afflusso di altro

magma. Questo causa un continuo movimento della crosta con l'apertura di un nuovo oceano.

Quando, però, la nuova crosta va ad incontrare quella preesistente, causa una fossa di subduzione

(piano di subduzione o piano di Beniof) poiché la crosta con densità maggiore (e con velocità

minore) va ad inflettersi sotto quella più veloce e di minore densità.

Quando la nuova crosta oceanica si inflette sotto una crosta continentale, si ha una risalita di magma

dal mantello (anche dovuto alla fusione parziale della crosta in subduzione) lungo la litosfera il

quale causa la comparsa di zone ampiamente vulcaniche e con forti terremoti se la crosta non è

ancora andata in fusione. La zona di subduzione e la parte di crosta continentale in cui si sono

venuti a creare orogenesi e vulcani è detto prisma di accrezione e appartengono ai margini attivi.

Nel caso invece di una subduzione tra crosta oceanica nuova e crosta oceanica preesistente (come

nel caso del Giappone), l'insieme dei vulcani che si vengono a formare sono detti arco insulare ed

hanno un vulcanismo esplosivo di tipo pliniano poiché l'acqua è portata in basso dalla crosta

oceanica che si inserisce nella camera magmatica ed aumenta la pressione dei gas. Anche queste

zone sono spesso oggetto di forti terremoti.

Possiamo infine suddividere la crosta in divergente, come nel caso delle dorsali oceaniche che

causano un allontanamento di materia, e convergente, nelle zone di subduzione dove le croste si

avvicinano tra loro.

Tra le zone ai margini di placca divergenti ricordiamo, quindi, dorsali oceaniche e bacini di retro

arco, ricche di rocce magmatiche tholeiitiche; tra i margini di placca convergenti vi sono le zone

oceano-oceano e le zone oceano-continente con rocce magmatiche tholeiitiche e calcoalcaline. Le

zone, invece, intraplacca oceaniche sono ricche di rocce magmatiche tholeiitiche mentre le zone

intraplacca continentali (ovvero le zone di rift e di vulcanismo centrale) hanno rocce magmatiche

alcalino potassiche, peralcaline e fortemente alcaline).

L'involucro superiore rigido della Terra, la litosfera, è quindi diviso in placche: sette sono le

maggiori (tra le quali ricordiamo la placca euroasiatica, sudamericana, antartica, nordamericana, del

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

pacifico, indo-australiana e placca africana) ed una ventina le minori (ad esempio la placca adriatica,

turca, egea e araba). Queste ultime quattro, in particolare, si trovano tra le grandi placche

euroasiatica ed africana, proprio in corrispondenza del Mar Mediterraneo e dell'Italia ed il loro

movimento (subduzione) causano la forte attività vulcanica ed i terremoti nella Penisola.

Le placche possono collidere, sovrapponendosi l'una all'altra lungo i loro margini, oppure slittare

l'una accanto all'altra: si possono esaminare i risultati di questi incessanti movimenti nel volgere

delle centinaia di milioni di anni del pianeta Terra. Si può prendere come punto di partenza una

configurazione del pianeta come un'unica grande massa continentale, come il Pangea. A causa delle

forze collegate con i moti convettivi nel mantello, ha inizio una fratturazione lungo determinate

direzioni con l'apertura di un oceano e al centro del quale si delinea una dorsale, area di creazione di

nuova crosta. Questa crosta, poi, collide con quella preesistente creando zone di subduzione dove

l'attività orogenetica aggrega la crosta che va a saldarsi all'altra adiacente.

Si pensa che la successione di eventi descritta si sia ripetuta ciclicamente nel corso della storia della

Terra avendo n Pangea che hanno dato origine a n orogenesi. Viene questo denominato Ciclo di

Wilson ed in esso è valido il principio dell'attualismo ovvero l'applicazione in chiave attuale del

passato attraverso ciò che osserviamo da eventi passati.

I VULCANI

Se si considera che il fondo degli oceani al di sotto della copertura sedimentaria è interamente

formato da basalti di origine vulcanica emessi prevalentemente in corrispondenza delle dorsali in

espansione, ci si rende conto che il vulcanismo è senza dubbio il più importante fenomeno

geologico che interessa la crosta terrestre.

Il vulcanismo è il processo mediante il quale i magmi e i gas ad essi associati risalgono nella crosta

terrestre e vengono emessi in superficie ed in atmosfera. Il materiale magmatico si trova in camere

magmatiche in cui è risalito a causa di fusioni locali di mantello o di crosta terrestre.

I magmi, per via della loro densità minore rispetto a quella delle rocce circostanti, sono sottoposti a

una spinta idrostatica che ne favorisce la risalita e, affinché possano giungere in superficie, occorre

che la pressione dei gas possa superare quella delle rocce che li ricoprono. La riduzione di pressione

sul magma che risale, determina l'eruzione che è essenzialmente un processo di degassamento.

L'attività vulcanica si manifesta in corrispondenza delle dorsali, delle isole oceaniche e sopra le parti

di litosfera vicino le zone di subduzione.

Il magma è un fuso prevalentemente silicatico contenente quantità variabili di cristalli e di sostanze

volativi. Queste ultime sono disciolte nel magma in condizioni di alta pressione ma si separano da

esso quando il magma risale verso la superficie.

Durante le eruzioni vulcaniche il magma dà origine a due principali tipo di prodotti: le lave e i

piroclasti. Le lave solidificano da colate di liquido, mentre i prodotti piroclastici sono derivati dalla

frammentazione del magma, che viene rotto in brandelli durante le eruzioni esplosive.

I gas vulcanici sono costituiti mediamente da 90% di acqua. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Il parametro che influisce maggiormente sulla morfologia e sulla struttura delle lave è la viscosità,

che dipende dalla composizione chimica, dalla quantità di gas e dalla temperatura del magma. Si

distinguono lave fluide e viscose: le prime hanno composizione basica, temperatura più elevata e

sono caratterizzate da emissione non violenta dei gas vulcanici; le lave viscose sono invece quelle

maggiormente ricche di silice e più povere di magnesio e ferro e sono spesso associate a eruzioni

esplosive. Le lave fluide danno luogo a colate laviche mentre quelle viscose formano domi.

Anche la morfologia superficiale delle colate di lava solidificate varia moltissimo e dipende dalla

viscosità del magma: sono denominate pahoehoe le colate di lava caratterizzate da superficie

superiore liscia (lava poco viscosa); abbiamo poi le lave a blocchi dovute a rottura di una crosta

compatta che si forma in vicinanza del punto di emissione, dando origine a blocchi solidi che

precipitano sul fronte e sui lati delle colate.

Caratteristiche colate basaltiche eruttate in ambiente subacqueo sono le strutture a cuscini: la parte

più esterna della colata solidifica al contatto con l'acqua, formando uno strato di vetro rigido che

impedisce l'espansione del flusso.

I frammenti eiettati nelle eruzioni vulcaniche esplosive sono denominati piroclasti. In base alle loro

dimensioni granulometriche, vengono suddivisi in ceneri fine, ceneri, lapilli, blocchi o bombe.

I frammenti piroclastici sono distinti in scorie, bombe vulcaniche e pomici (fortemente vescicolate

dovute all'espulsione dei gas).

Durante la risalita nel condotto vulcanico, a causa della riduzione della pressione di confinamento o

dell'aumento della pressione nella camera magmatica, i gas disciolti nel magma si liberano

provocando un istantaneo aumento di volume del magma e la sua frammentazione. La fuoriuscita

dalla bocca di gas ad alta velocità è la causa dell'espulsione di grandi quantità di magma

frammentato, di cristalli e di frammenti di rocce solide, materiali che costituiscono la colonna

eruttiva.

La prima parte di un'eruzione è un violento getto (jet) di gas e particelle con velocità variabili dai

200 ai 700 m/s, con la liberazione dei gas interni al magma. Mano a mano che il jet sale, la velocità

diminuisce per effetto della gravità sulle particelle. La parte superiore della colonna continua a

salire grazie alla spinta convettiva e all'espansione termica. La risalita si arresta quando la colonna

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

raggiunge la stessa densità dell'aria circostante. La nube eruttiva si espande ora lateralmente,

assumendo la forma a fungo, e viene spostata dai venti.

I frammenti di varie dimensioni raggiungono la superficie del suolo dopo aver percorso una

traiettoria come proiettili scagliati dalla bocca di emissione, oppure si sedimentano a partire da nubi

di gas e materiale in sospensione.

Le colate piroclastiche, prodotte in eruzioni altamente esplosive collegate con magmi viscosi e

silicici, sono flussi di materiali piroclastici in sospensione entro gas molto densi e pesanti. Sotto

l'influenza della gravità essi scivolano sui pendii e si estendono fino a notevoli distanze dal punto di

emissione riempiendo valli e depressioni.

I surges piroclastici sono flussi caratterizzati da una concentrazione molto ridotta di frammenti, e

fluiscono tanto sotto la spinta dell'esplosione che per azione della gravità. Sono perlopiù connessi

con esplosioni causate da contato di magmi con acque sotterranee.

Infine, dopo la loro deposizione, i materiali piroclastici vengono spesso rimaneggiati dall'azione

delle acque meteoriche che li fanno franare in colate di detriti e fanghi.

Tipi di eruzioni

I comportamenti eruttivi dipendono dalle proprietà fisico-chimiche del magma, principalmente dalla

viscosità e dal contenuto in gas. Si distinguono in:

Esplosivi, con lancio di frammenti di magma solidificato. Se in esso è disciolto del gas,

• questo si separerà dal fuso formando bolle che in risalita si espanderanno fino ad esplodere.

L'esplosione provoca la rottura del magma in frammenti detti piroclasti.

Durante le eruzioni esplosive, si può avere un colpo scuro durante l'eruzione, causato da un

improvviso aumento della pressione, il quale fa esplodere il vulcano stesso.

Effusivi, con tranquilla emissione di lava. Se il magma è privo di gas, uscirà dalla bocca

• eruttiva sotto forma di colata di lava.

Nelle eruzioni hawaiane si ha emissione non violenta di lava molto fluida che scorre rapidamente,

con gas che si liberano in modo più o meno tranquillo. Eruzioni di questa natura sono caratteristiche

dei vulcani delle Hawaii, Galapagos e dell'Islanda.

Le eruzioni stromboliane sono caratterizzare da attività persistente di fontane di lava che

raggiungono centinaia di metri di altezza. Differiscono dalle precedenti perché la lava, basaltica, è

un poco più viscosa e viene espulsa a brandelli. Stromboli, nelle Eolie, è in stato di attività

persistente da circa due millenni.

Le eruzioni pliniane derivano il nome dalla descrizione dell'eruzione del Vesuvio fatta da Plinio il

Giovane. Sono altamente esplosive, caratterizzate da grandi volumi di lapilli e ceneri eiettate in una

colonna eruttiva che raggiunge un'altezza di decine di chilometri, con ricadute di materiali su una

vasta area. Il magma di solito è siliceo.

In relazione alle dimensioni dell'area interessata dalla ricaduta di tefra (insieme dei materiali

piroclastici prodotti durante l'attività vulcanica) vengono distinte le eruzioni subpliniane, pliniane e

ultrapliniane.

Vengono classificate, inoltre, eruzioni freatopliniane quelle in cui un magma interagisce con acqua

in prossimità della superficie del suolo. Il vapore acqueo che si produce si accumula finché la sua

pressione diviene sufficiente a far saltare la copertura di rocce ed aprire un varco fino in superficie

formando nell'esplosione una colonna eruttiva di ceneri molto fini che raggiunge grandissime

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

altezze.

Il tipo di attività vulcanica dipende soprattutto dal contenuto in silice di magmi, all'aumentare del

quale l'attività vulcanica diviene via via più esplosiva.

Eruzioni caratterizzate da bassa esplosività, con emissioni quasi solo di colate di lava, danno origine

ai vulcani a scudo, con fianchi a debole pendenza, come quelli hawaiani. Gli strato-vulcani sono il

risultato di alternanze di colate di lava e di materiale piroclastico; i fianchi hanno maggiore

pendenza rispetto a quelli dei vulcani di lava. Eruzioni fortemente esplosive danno luogo a vulcani

di materiali piroclastici. Vi sono infine i vulcani compositi derivati dalla giustapposizione di due o

più coni vulcanici.

Forme caratteristiche, infine, sono le caldere ossia depressioni circolari di dimensioni maggiori dei

crateri dovute al cedimento del cratere durante l'esplosione.

In grandi edifici vulcanici come vulcani a scudo, strato-vulcani e vulcani compositi, l'enorme

accumulo di materiale può provocare delle instabilità gravitative che causano franamenti parziali dei

fianchi degli edifici. Anche la Valle del Bove al Monte Etna è interpretabile come la nicchia di un

grande scivolamento e franamento di parte dell'edificio vulcanico.

I vulcani oceanici di hotspot di solito emettono colate di lava basaltica molto fluida che costituisce

le classiche forme a scudo quali quelle delle Hawaii.

Nei grandi sistemi di fratture continentali vi è una certa varietà di tipi di attività vulcanica e di

prodotti. Nei rift molto spesso i magmi sono tanto acidi che basici appartenenti alle serie tholeiitiche

e alcaline.

Nelle zone di subduzione, vale a dire negli archi vulcanici insulari e continentali (prisma di

accrezione), accanto al magmatismo tholeiitico, è caratteristico quello calcoalcalino. Comuni sono

andesiti in colate tanto subaeree che sottomarine.

Sorveglianza dei vulcani

L'eruzione di un vulcano è generalmente preceduta da importanti segni premonitori.

Il monitoraggio dei vulcani attivi è basato sullo studio di sismicità, proprietà geofisiche e

geochimiche dei gas e regimi idrologici di acque sotterranee aggiunto ad uno studio mareografico e

tiltmetrico.

Attività vulcanica è spesso preceduta da deformazioni del suolo come risultato di progressivi

rigonfiamenti (bratisismo) della parte sommitale dei vulcani a causa della risalita dei magmi.

Tra i tentativi per limitare i danni delle colate laviche che minacciano centri abitati, si possono

ricordare gli sbarramenti con barriere, innalzate nelle zone che presumibilmente verranno raggiunte

dalle colate laviche, in modo da deviare la direzione di discesa. Si preferisce, di solito, minare con

esplosivi l'argine di una colata in un punto accuratamente prescelto in modo da deviare le lave. Un

esperimento di questo tipo fu effettuato sull'Etna quando una colata minacciava i centri abitati di

Nicolosi e Belpasso: in tale occasione si riuscì ad incanalare una parte del flusso lavico che venne

deviato e portato in una valle disabitata.

I vulcani italiani che sono tuttora in attività sono molti. Tra essi ricordiamo Vesuvio e Vulcano, i più

pericolosi per l'antropizzazione dell'uomo ai piedi dei loro edifici. Abbiamo inoltre vulcani attivi

quali Colli Albani, Campi Flegrei, Ischia, Stromboli, Lipari ed Etna; vulcani inattivi sono ad

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

esempio Cimino, Tolfa, Sabatini, Ernici, Roccamonfina, Vulture, Ponza e Ventotene.

Il risveglio del Vesuvio potrebbe avere effetti disastrosi in considerazione del fatto che circa un

milione di persone vivono alle pendici di questo vulcano. Un'eruzione di entità medio-grande

potrebbe produrre in una quindicina di minuti la completa distruzione in un raggio di 7 km intorno

la bocca. Per ridurre i danni delle colate piroclastiche del Vesuvio è stata proposta l'erezione di due

barriere il cui scopo è quello di formare una nube, a contatto con la lava, che, innalzandosi nel cielo,

fa ricadere piroclasti a bassa temperatura.

FRATTURE E FAGLIE

Quando le rocce, siano esse magmatiche, sedimentarie, metamorfiche, vengono sottoposte ad uno

sforzo, subiscono una deformazione fino ad un punto di rottura. Ponendo su un grafico la

deformazione sulle ascisse e lo sforzo sulle ordinate, possiamo notare che un corpo solido,

aumentando lo sforzo, ha inizialmente l'elevata deformazione elastica; da un determinato punto

(detto limite di elasticità) in poi subisce una deformazione plastica fino al carico di rottura finale

dove si rompe.

Ampliando questo concetto, con il movimento della crosta, quando si ha scorrimento tra i blocchi

rocciosi, due punti originariamente contigui nell'ammasso roccioso risultano successivamente

separati tra loro da una certa distanza: si parla così di faglia.

Il movimento relativo di volumi rocciosi della superficie terrestre, se avviene rapidamente, libera

una certa quantità di energia elastica accumulata nell'ammasso roccioso, originando i terremoti, la

cui magnitudo è proporzionale all'energia liberata.

I processi deformativi sono incessantemente in atto nella crosta terrestre; per questa ragione è

prevedibile l'attività di talune faglie anche nel futuro, con relativa liberazione di energia e rischi ad

essa connessi.

Le faglie costituiscono superfici lungo le quali c'è perdita di coesione dell'ammasso roccioso con

scorrimento relativo di entità apprezzabile delle due parti a contatto. Successivamente la coesione

può essere parzialmente ripristinata grazie alla mineralizzazione depositata dai fluidi circostanti.

La superficie di faglia viene indicata come "piano di faglia". Lo spostamento relativo subìto da punti

omologhi originariamente coincidenti nell'ammasso roccioso, in seguito separati dal movimento

lungo il piano di faglia, è denominato rigetto.

Le faglie costituiscono superfici di frattura, quindi indicano un comportamento fragile del volume

roccioso da esse interessato.

Vengono solitamente distinti tre gruppi principali di faglie, con riferimento alla posizione nello

spazio che può assumere la terna dei tre assi principali dell'ellissoide dello stresso. Tali gruppi

prendono il nome di faglie normali, faglie inverse e faglie trascorrenti.

Nelle faglie normali (o dirette) il volume roccioso è scorso verso il basso in una scarpata di faglia

inclinata di un certo angolo; esse si producono quando l'asse di massima compressione è orientato

verticalmente e gli altri due giacciono sul piano orizzontale causando un'estensione lungo una

direzione orizzontale del volume roccioso.

La non planarità di una superficie di scorrimento comporta delle complicazioni, in quanto le masse

rocciose che vi scorrono devono adattarsi alle irregolarità della superficie stessa, rimanendo sempre

a contatto reciproco senza lasciare vuoti di rilevante entità. Questo comporta che i volumi rocciosi

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

naturali non scorrono semplicemente a corpo rigido uno relativamente all'altro, ma subiscono anche

distorsioni interne.

Una tipica associazione di faglie normali estesa su una vasta area costituisce lo stile tettonico

denominato 'a fosse e pilastri', spesso direttamente indicato col termine tedesco 'Horst e Graben', in

cui zone strutturalmente più alte sono delimitate ed intercalate a zone più depresse. Un esempio di

tale stile è rappresentato dal Graben del Reno.

Nelle faglie inverse il volume roccioso è risalito verso l'altro relativamente all'altro blocco roccioso

lungo il piano di faglia; esse si producono quando l'asse di massima compressione e di

compressione intermedia sono orientati orizzontalmente e l'asse di minima compressione è verticale,

indicando perciò compressioni lungo una direzione orizzontale ed estensione lungo la verticale. Le

catene montuose si formano con questa configurazione.

Le faglie trascorrenti sono faglie la cui superficie è subverticale e la principale componente dello

scorrimento avviene lungo la direzione del piano di faglia; esse si producono quando gli assi di

massima e di minima compressione sono orientati orizzontalmente e l'asse di compressione

intermedia è verticale. Tenendo conto della direzione di movimento possono essere destre o sinistre.

Le faglie trascorrenti provocano lo scorrimento relativo in senso orizzontale dei volumi rocciosi

limitrofi, senza provocare dislivelli crostali in senso verticale. In esempio di faglia trascorrente è

rappresentato dalla faglia del Mar Morto.

Con faglie normali o inverse, se nel blocco superiore (footwall) si è in presenza di un corso d'acqua,

esso inciderà in modo più profondo quest'ultimo rispetto al blocco inferiore, il che causa un

aumento del potere di erosione dei fiumi più in alto. Questa erosione provoca il trasporto di

materiali nel blocco inferiore formando dei conoidi che possono essere detritici (detti debris floor) o

di argilla (detti clay floor).

Se, invece, si è in presenza di un corso d'acqua in faglie trascorrenti, questo avrà un andamento a

gomito. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

PIEGHE

Ci sono casi, invece, in cui punti adiacenti entro il volume di roccia rimangono tali anche

successivamente alla deformazione; in questo caso le distorsioni generano delle pieghe. Per piegarsi

la roccia deve mostrare un comportamento più flessibile e/o plastico, che le permetta di adeguarsi

allo sforzo cui viene sottoposta senza fratturarsi.

Le pieghe possono avere due differenti concavità: possono essere concave quindi sinclinali (ovvero

che hanno il nucleo formato da rocce più recenti) o convesse quindi anticlinali (ovvero che hanno il

nucleo formato da rocce più antiche).

L'anticlinale e la sinclinale hanno dei piani passanti per il loro punto rispettivamente più alto e più

basso chiamati piano assiale dell'anticlinale (o anche cresta) e piano assiale della sinclinale (o anche

ventre). La linea d'intersezione tra i piani assiali e il suolo sono dette linee di cerniera; se essa si

piega troppo, la piega si rompe e l'anticlinale va sopra la sinclinale, si effettua una compressione ed

abbiamo quindi una faglia inversa.

Tipiche rocce che provocano pieghe sono i tetraedri di silice presenti nelle argille che con il CaCO3

formano rocce marnose, le quali hanno caratteristiche plastiche.

Si può inoltre avere un sovrascorrimento ovvero un superamento della rottura e della formazione

della faglia inversa; se si hanno più piano di sovrascorrimento si ha un grande accorciamento della

crosta e si ha un innalzamento del terreno. Per tale motivo alla base dell'orogenesi delle catene

montuose abbiamo più piano di sovrascorrimento detti piani di Trust.

Con il sovrascorrimento si generano fenomeni di erosione che generano delle finestre tettoniche e

dei klippen come ad esempio nel Monte Cervino formati da intervalli di materiale più antico e

materiale più recente in base da quanti scorrimenti è formato.

La faglia insubrica separa la zona Nord-Alpina (orogeno Alpino) dalla Sud-Alpina (orogeno

Appenninico). Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

TERREMOTI

I terremoti sono scuotimenti naturali del suolo che interessano senza sosta la Terra. Le vibrazioni

sismiche sono indotte da improvvise rotture che si producono per lo più nella litosfera terrestre con

movimento relativo delle masse rocciose lungo il piano di frattura che le separa.

Ps. Il terremoto è un evento naturale. Quando le rocce si fratturano, liberano l’energia elastica

accumulata nel processo di deformazione. L’energia si propaga in tutte le direzioni sotto forma di

onde sismiche, provocando i movimenti che costituiscono il terremoto vero e proprio.

Ps. Il terremoto è una vibrazione del suolo che si produce quando le rocce della parte più

superficiale della Terra, sotto sforzi, si rompono improvvisamente lungo un piano (detto faglia)

generando un movimento.

La faglia sismogenetica più nota e studiata è sicuramente quella di San Andreas in California in

quanto la porzione di California posta ad occidente della faglia si sposta verso nord-ovest con

velocità di alcuni centimetri l'anno. In occasione del terremoto di San Francisco del 1906, l'inglese

Reid osservò la deformazione presismica preparatoria all'innesco della rottura lungo la faglia di San

Andreas: per 50 anni, in seguito alle osservazioni, Reid notò come la zona si era deformata, fino al

superamento del limite di rottura di quel settore di crosta con conseguente formazione di una nuova

faglia. I volumi di roccia deformati tornano, in parte, nella posizione originaria, attraverso un

movimento che li fa incurvare in direzione opposta alla deformazione iniziale.

In definitiva, Reid arrivò alla conclusione che le rocce della crosta terrestre sono sottoposte a sforzi

causati dai movimenti delle placche. La pressione o sforzo di intensità crescente, all'inizio produce

una deformazione elastica e successivamente causa la rottura delle rocce; l'energia immagazzinata

viene in parte spesa nella frantumazione e nella deformazione permanente delle rocce e in parte si

trasforma in onde elastiche generatrici di scuotimenti e in calore. La superficie di faglia si estende

rapidamente a tutto il settore deformato, finché i due blocchi si arrestano in una nuova posizione di

riposo. Questa è detta la teoria del rimbalzo elastico.

L'energia di scarica di solito con una forte scossa principale, per lo più preceduta da piccole scosse

premonitorie e seguita da una serie di numerosi scuotimenti detti repliche. I sismi in alcuni casi

possono di premonitorie e l'attività inizia con una forte scossa principale seguita da numerose

repliche con intensità decrescente; in altri casi l'attività si sviluppa sotto forma di una lunga serie di

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

scuotimenti che non raggiungono mai forte intensità. Talvolta dopo un certo intervallo di tempo a

partire da una prima scossa principale, preceduta e seguita da scosse di minore intensità, si

manifesta una seconda forte scossa a sua volta preceduta e seguita rispettivamente da premonitorie e

repliche.

I terremoti vulcanici sono collegati al vulcanismo: il movimento dei magmi in profondità sotto la

spinta dei gas, può fratturare le rocce circostanti con conseguente liberazione di onde sismiche.

I terremoti di crollo, in genere di piccole intensità, avvengono per crollo della volta di caverne

sotterranee o di miniere.

Nella terminologia utilizzata per descrivere i terremoti si indica come ipocentro il punto di rottura

delle rocce, come epicentro la proiezione dell'ipocentro sulla superficie terrestre, come piano di

faglia quel piano passante per l'ipocentro con inclinazione pari all'inclinazione di rottura della roccia

e come scarpata di faglia l'intersezione del piano di faglia con la superficie terrestre. Esistono tre tipi

di faglie: quella superficiale determinata da una sorgente sismica, dalla faglia stessa e dall'effetto sul

suolo; la faglia nascosta determinata dalla sorgente sismica e dalla faglia; la faglia cieca determinata

esclusivamente dalla sorgente sismica.

Dal punto sotterraneo in cui si è avuto il movimento, denominato ipocentro, si liberano onde

sismiche di due tipi: longitudinali e trasversali. Le longitudinali (onde P: prime), di compressione,

consistono in successive compressioni e dilatazioni lungo la direzione della loro propagazione,

quindi in uno spostamento avanti e dietro delle particelle delle rocce: la vibrazione avviene con

elevata velocità tanto da non consentire dispersione di energia sotto forma di calore, cosìcché

l'impulso si propaga ad elevata distanza anche dentro i liquidi. La velocità dipende dalla densità del

mezzo. Le onde trasversali (onde S: seconde), di taglio, sono oscillazioni ortogonali alla direzione di

propagazione che causano la distorsione delle particelle delle rocce e non uno spostamento. Non si

trasmettono nei fluidi poiché non sono soggetti a taglio. Nel mantello tali onde si muovono

abbastanza velocemente; nel nucleo esterno vengono riscontrate in che è spiegato dalla

composizione liquida di tale strato terrestre; esse ricompaiono nel nucleo interno con velocità

minori. Tali variazioni di velocità fanno comprendere come la densità della Terra aumenta

spostandoci verso il nucleo.

A parità di mezzo, le onde P ed S si muovono a velocità differenti.

Quando emergono in superficie, le P subiscono rifrazione nell'aria entro la quale si propagano come

onde acustiche. E' questa la ragione dei rumori e boati che spesso accompagnano i terremoti. Le S

scuotono la superficie del suolo sia orizzontalmente che verticalmente, provocando il

danneggiamento delle strutture che sorgono su di esso. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Le onde superficiale viaggiano in vicinanza alla superficie terrestre; a partire da una certa distanza

dall'epicentro la loro ampiezza è maggiore: possono essere o di Love o di Rayleigh. Le prime si

diffondono dall'epicentro da dove ogni punto ad esse soggette è costretto ad un'oscillazione laterale

perpendicolare alla direzione di propagazione; esse sono fra le onde più pericolose per le opere di

ingegneria per effetto dei fenomeni oscillatori che generano. Quelle di Rayleigh sono le ultime ad

arrivare e provocano spostamenti ellittici delle particelle nel piano verticale contenente le direzioni

di propagazione. Quest'ultime sono le cosiddette onde che generano movimenti sussultori, anche se

non vi è alcuna distinzione tra movimento ondulatori e sussultori nei terremoti poiché essi

dipendono esclusivamente dal punto di vista dal quale si studia la scossa.

La registrazione delle onde sismiche viene effettuata per mezzo di sismografi, costituiti da masse

sospese che registrano il movimento del suolo rimanendo ferme per inerzia agli inizi

dell'oscillazione. I movimenti relativi sono trasformati in impulsi elettrici e inviati tramite ponti

radio, linee telefoniche o satelliti alla sala operativa di un centro di elaborazione dati dove vengono

riprodotti in forma analogica oppure digitale.

La registrazione del sismografo, il sismogramma, permette di riconoscere l'arrivo delle onde P alle

quali seguono le S (dopo circa 10 secondi) ed infine le L (dopo circa 15 secondi dalle S). Dai

sismogrammi si può risalire alla distanza dell'epicentro, il punto che rappresenta la proiezione

superficiale dell'ipocentro, in base alle differenze dei tempi di arrivo delle onde P ed S, differenze

che vanno aumentando con il crescere delle distanze stesse. Disponendo dei dati relativi a tre

stazioni è possibile risalire alla localizzazione dell'epicentro come intersezione, su una carta

geografica, di tre circonferenze centrate sui tre sismografi.

Per valutare l'intensità di un terremoto furono proposte varie scale: risale al 1902 la scala Mercalli in

cui il grado d'intensità viene determinato in base al danneggiamento delle strutture e all'entità dello

sconvolgimento del suolo. La scala Mercalli comprende 12 gradi e dal primo (scossa avvertita solo

da strumenti), si arriva progressivamente al nono (distruzione case) fino al dodicesimo quando gli

oggetti vengono proiettati in alto.

La magnitudo, calcolata indipendentemente dagli effetti distruttivi, si determina misurando

l'ampiezza del movimento del terreno in base alla registrazione di uno dei tipi di onda.

La magnitudo locale M(L) è il logaritmo in base dieci della massima ampiezza dell'onda sismica

calcolata rispetto ad un sismografo standard posto ad una distanza di 100 chilometri dall'epicentro:

per definizione, quindi, se in tale sismografo l'ampiezza massima registrata è pari a un illesimo di

millimetro, il terremoto ha magnitudo pari a zero.

Le accelerazioni del suolo, che divengono molto granti proprio in corrispondenza dell'arrivo delle

onde S, si misurano con strumenti detti accelerografi. Infatti è proprio l'accelerazione che arriva

negli ultimi 30 metri di suolo a determinare la deformazione di esso e gli eventi disastrosi ad essa

legati. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

A parità di grandezza di un sisma, i danni sono differenti in relazione a moltissimi fattori quali il

tipo di costruzione, la natura del sottosuolo nella sua parte più superficiale, la posizione della falda

acquifera. In particolare sabbie fini presenti nel sottosuolo impregnate dell'acqua di falda possono,

in seguito alle scosse, dar luogo a fenomeni di liquefazione, possono cioè comportarsi come fluidi

causando crolli di manufatti sul suolo soprastante. Inoltre, contribuiscono ad accrescere le

distruzioni, frane e valanghe in aree montuose. Le conseguenze del sisma sugli edifici sono il

collasso strutturale dell'edificio stesso, il collasso del sistema terreno – fondazione e/o il cedimento

eccessivo di parte di esso; questi tre fattori dipendono innanzitutto dalla sorgente sismica e dalla sua

energia, dai terreni attraversati da essa ma anche dalle caratteristiche dell'edificio sulle quali un

ingegnere può intervenire.

Importante è anche la durata dell'oscillazione: quanto più essa è prolungata, tanto maggiore è

l'energia rilasciata e, di conseguenza, tanto più ingenti i danni.

Prodotti da episodici movimenti lungo faglie, i terremoti tettonici hanno un intervallo di ricorrenza

che può essere di millenni in quanto il luogo del terremoto è deterministico mentre il tempo è

probabilistico (il luogo del terremoto si conosce, il momento in cui avverrà non si può prevedere

con certezza). Un aiuto per l'individuazione dei singoli eventi sismici che si sono succeduti in una

determinata area può venire da studi di paleosismicità che ritengono una faglia attiva se ha generato

un terremoto negli ultimi 1650000 anni, mentre in Italia si ritiene attiva se ha generato terremoti

negli ultimi 20000 anni.

Le aree della Terra più instabili per la loro sismicità sono spesso densamente abitate. La prima

operazione da farsi è un'accurata delimitazione delle aree sismicamente attive in base all'analisi dei

terremoti verificatisi in passato e delle loro ricorrenze: la prima mappa italiana delle zone a rischio

di terremoti ci fu nel 1883 e l'ultima versione è del 2004 dopo il terremoto di San Giuliano del 2003.

Di fondamentale importanza è l'adozione e l'applicazione di adeguate norme di edilizia antisismica

per gli edifici di nuova costruzione mentre per i vecchi sono indispensabili opere di consolidamento.

La sismicità della penisola italiana si concentra nelle Alpi Orientali, lungo la Catena Appenninica,

l'Arco Calabro, la Sicilia Orientale e il Promontorio del Gargano. Questa distribuzione non è casuale

ma si può interpretare con la teoria della tettonica a placche. La sismicità è infatti connessa alle

strutture che sono state identificate come zone di interazione tra la placca Africana e quella

Euroasiatica.

Le faglie dirette in Italia di lungo tutta la Catena Appenninica, le faglie inverse a est di essa, ovvero

zone del Mar Ionio, salendo fino alla pianura Padana passando per le coste adriatiche.

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Infine, la determinazione del rischio di un terremoto è data dal prodotto tra pericolosità (probabilità

che una certa area sia soggetta ad un terremoto di una certa intensità in un determinato intervallo di

tempo), vulnerabilità (propensione a subire un danno dovuto ad una sollecitazione sismica),

esposizione. L'Italia risiede nella fascia di medio-alto valore di rischio.

La classificazione sismica dell’Italia è la suddivisione del territorio della Repubblica Italiana in

specifiche aree, caratterizzare da un comune rischio sismico.

Un primo decreto del 1982 classificava in modo molto generico il territorio nazionale in aree a

basso e ad alto rischio sismico. Con l’ordinanza del 2003, venivano delegati gli enti locali a

effettuare la classificazione sismica di ogni singolo comune, in modo dettagliato, al fine di prevenire

eventuali situazioni di danni ad edifici e persone a seguito di un eventuale terremoto. Inoltre, in base

alla zona di classificazione sismica, i nuovi edifici costruiti in un determinato comune devono

adeguarsi alle corrispondenti normative vigenti in campo edilizio. Secondo il provvedimento

legislativo del 2003, tutti i comuni italiano sono stati classificati in 4 categorie principali, indicative

del loro rischio sismico, calcolato in base alla frequenza e all’intensità degli eventi sismici accaduti;

tale classificazione è in continuo aggiornamento man mano che avvengono nuovi terremoti.

La Carta Sismica Italiana indica tutti i terremoti avvenuti in Italia dal 1980 ad oggi.

OCEANI – COMPOSIZIONE E MARGINI

I continenti sono localmente interessati da grandi fratture che lacerano l'intera crosta. Nella teoria

della tettonica a zolle sono queste le zone dove la litosfera subisce uno stiramento fino a spezzarsi;

tra le due parti separate e in allontanamento reciproco, può eventualmente risalire in superficie

magma mantellico. L'acqua del mare sommerge il solco in via di allargamento e l'originaria area di

frattura può evolvere fino a trasformarsi in centro di espansione dove si genera nuova crosta

oceanica.

Un rift continentale è una depressione allungata che si forma in aree nelle quali la litosfera ha subito

significative modifiche per estensione, deformandosi.

Ulteriori prodotti da estensione continentale sono i basalti di copertura. I tipi di roccia predominanti

sono basalti tholeitici (quindi relativamente ricchi in silice e poveri di alcani) con a volte lave

piritiche (ricche di olivina) e localmente rocce alcaline. Moho95

Skuola.net

Università di Cassino

Per le caratteristiche geochimiche, la sorgente primaria del magma è collocata nel mantello

astenosferico, per lo più in corrispondenza di risalita di pennacchi di materiale caldo la cui

espressione superficiale sono i punti caldi (hotspot).

I margini continentali passivi sono margini continentali che si trovano in genere ai bordi di oceani

nati a partire da fratturazione continentale (vedi ad esempio attualmente nel Mar Rosso) in zone di

rift incluse quelle collegate con le faglie trasformi. Gli oceani aventi questi margini sono in fase di

allargamento. In corrispondenza del margine continente-oceano si avrà un passaggio laterale tra

crosta continentale e oceanica; al raccordo vi sono prismi di rocce sedimentarie.

In questi margini si susseguono, a partire dal continente, la piattaforma continentale, la scarpata, il

rialzo continentale ed infine la pianura abissale.

La conoscenza della piattaforma continentale è alquanto progredita grazie alla pesca e alle ricerche

minerarie. Il limite con il ciglio della scarpata si trova a una profondità che può andare dai 100m ai

150 m di profondità. Il fondo marino, la cui profondità è molto ridotta, è costituito prevalentemente

da sedimenti; su di essa i depositi sedimentari formano degli enormi prismi che si affacciano sulla

scarpata. Localmente le piattaforme sono invase dai delta dei maggiori fiumi, il cui materiale è

ridistribuito da onde e correnti.

La scarpata continentale, contrariamente a quanto fa pensare il nome, è in genere poco inclinata ma,

essendo larga fino a 50 e più chilometri, i dislivelli tra parte superiore e inferiore possono essere

considerevoli. I sedimenti che si depositano sulla scarpata sono materiali dilavati dai continenti e

trasportati per mezzo di fiumi.

Le correnti di torbida sono sospensioni di acqua e detriti che scivolano lungo la scarpata, dotate di

alta densità e velocità. Vengono messe in modo per lo più da scosse sismiche che determinano il

franamento del materiale accumulatosi presso il ciglio della scarpata. Come risultato delle correnti

di torbida si ha il trasporto di enormi quantità di argilla, sabbia e materiale anche più grossolano fino

alle grandi profondità marine. Alla base della scarpata questi si accumulano, formando il rialzo

continentale.

La regione che va dalla piattaforma al rialzo continentale costituisce un'area di intensa

sedimentazione nella quale i sedimenti si accumulano in enormi quantità, formando

complessivamente un grande cuneo (o prisma) che segna il raccordo tra continente ed oceano.

Moho95

Skuola.net

Università di Cassino


PAGINE

49

PESO

2.21 MB

AUTORE

Moho94

PUBBLICATO

6 mesi fa


DESCRIZIONE APPUNTO

Appunti del corso di geologia tenuto dal professor Michele Saroli presso l'Università di Cassino, corso di Ingegneria Civile ed Ambientale. Tali appunti sono un riassunto da me scritto del corso basato sul libro consigliato dal professore, inoltre sono presenti appunti che schematizzano le rocce che il professore richiede. Nella pagina finale è presente uno schema che semplifica di molto l'apprendimento delle rocce.
Non ve ne pentirete!


DETTAGLI
Esame: Geologia
Corso di laurea: Corso di Laurea in ingegneria civile e ambientale
SSD:
Università: Cassino - Unicas
A.A.: 2017-2018

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher Moho94 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni 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 Cassino - Unicas o del prof Saroli Michele.

Acquista con carta o conto PayPal

Scarica il file tutte le volte che vuoi

Paga con un conto PayPal per usufruire della garanzia Soddisfatto o rimborsato

Recensioni
Ti è piaciuto questo appunto? Valutalo!