La Terra solida: atomi, elementi, minerali e rocce capitolo
2BElementi e composti naturaliUn elemento una sostanza che non pu
essere separata in tipi pi semplici di materia con normali processi
chimici. elemento nativo : presente nelle crosta terrestre in forma
non combinata elemento composto : presente nella crosta terrestre
in forma combinataI dieci elementi pi importanti contenuti nella
crosta terrestre (percentuale in peso):1) ossigeno (46,60%)2)
silicio (27,72%)3) alluminio (8,13%)4) ferro (5,00%)5) calcio
(3,63%)6) sodio (2,83%)7) potassio (2,59%)8) magnesio (2,09%)9)
titanio (0,44%)10) idrogeno (0,14%)
I mineraliMineralogia = disciplina che studia lorigine e la
natura dei mineraliUn minerale un corpo solido che si trova allo
stato naturale, costituito da uno o pi elementi chimici.1) allo
stato naturale deve essersi formato attraverso un processo
prevalentemente inorganico2) la sua composizione deve potersi
esprimere attraverso una formula chimica3) la sostanza deve essere
un solido cristallino (disposizione geometricamente ordinata e
definita)4) un minerale possiede specifiche propriet fisiche,
costanti e definite
La struttura cristallina dei minerali L ABITO CRISTALLINO di un
minerale la forma in cui si accrescono i singoli cristalli o gli
aggregati dei cristalli (=> esterno). La particolare
disposizione interna delle specie chimiche detta STRUTTURA DEL
RETICOLO CRISTALLINO e determina la forma dei cristalli.La forma
esterna dipende dalle condizioni in cui i minerali si formano e
dalla possibilit di svilupparsi liberamente nello spazio
circostante. La CELLA ELEMENTARE la pi piccola unit tridimensionale
che conserva sia la composizione chimica sia la struttura
cristallina di quel particolare minerale. I nodi del reticolo
cristallini, vertici delle celle elementari dei reticoli
cristallini, sono occupati da atomi, ioni o molecole. Questi sono
uniti da diversi legami: metallici (oro), covalenti (diamante),
ionici (salgemma), elettrostatici (ghiaccio).
Fattori che influenzano la struttura dei cristalliIn un solido
cristallino devono essere rispetti due requisiti fondamentali :1)
Le dimensioni delle specie chimiche che si combinano devono essere
tali da poter costituire unimpalcatura cristallina stabile. La
disposizione avviene in base alla carica e alla dimensione, affinch
la distanza sia minima.
2) Le cariche negative e positive devono bilanciarsi
esattamente, affinch la cella elementare sia elettricamente
neutra.
Le principali propriet fisiche dei minerali COLORE: spesso utile
per lidentificazione del minerale, infatti questo dipende
principalmente dalla composizione chimica[il termine striscio
designa il colore della polvere fine che si produce quando un
minerale viene strofinato su una superficie abrasiva (= piastrella
per striscio)] PESO SPECIFICO: rapporto tra il peso del corpo e il
peso di un uguale volume di acqua distillata a 4C => una qualit
intensiva (= non dipende dal campione) SFALDATURA: la propriet che
hanno certi minerali di rompersi facilmente lungo piani
preferenziali di debolezza DUREZZA: una misura della resistenza di
un minerale ad essere scalfito o abraso. La durezza dei minerali
determinata mediante la scala di Mohs, costituita da 10 minerali
disposti in ordine crescente di durezza; dal talco (1) al diamante
(10).La durezza si misura con uno strumento detto sclerometro.
POLIMORFISMO (ALLOTROPIA se i composti sono fatti da un solo
elemento)Il polimorfismo si ha quando due o pi minerali con
identica composizione chimica, e quindi stessa formula chimica,
hanno un reticolo cristallino diversamente strutturato, a causa
delle condizioni ambientali. (es: grafite e diamante, entrambi
costituiti da carbonio)
ISOMORFISMOLisomorfismo si ha quando, allinterno dello stesso
reticolo, ioni di elementi chimici diversi possono sostituirsi a
vicenda, avendo raggio ionico e cariche simili [es: calcite
(pressione atmosferica) o aragonite (elevata pressione)] .Questi
elementi sono detti VICARIANTI e il fenomeno dellintercambiabilit
indicato come VICARIANZA.I minerali che presentano isomorfismo
danno vere e proprie soluzioni allo stato solido di due minerali
distinti.
Criteri di classificazione dei minerali La classificazione si
basa prevalentemente sullanione (= ione negativo) che caratterizza
il minerale, quindi di tipo chimico.1) OSSIDI (anione = ossigeno,
che si combina direttamente con cationi metallici)2) SILICATI (ione
silicato = SiO ), CARBONATI (ione carbonato = CO ), SOLFATI (ione
solfato = SO )3) SOLFURI (ione solfuro = S )4) ALOGENURI (in
prevalenza Cl e F )5) Elementi nativi
Classificazione dei silicati gruppo pi abbondante nelle rocce
terresti (~ 50% feldspati) totale = + 80% lo ione SO ha la forma di
un tetraedro, dove c uneccedenza di cariche negative
I silicati sono classificati in base alla disposizione dei
tetraedri :1. a tetraedri isolati = NEOSILICATI [da neso = isola]
es: oliva, zircone2. a coppie di tetraedri = SOROSILICATIes:
epidoti3. ad anelli di tetraedri = CICLOSILICATIes: berillo,
tormalina 4. a catena singola o doppia = INOSILICATI [da inos =
catena] Catena singola = pirosseni (es: augite)Catena doppia =
anfiboli (es: orneblenda)5. a piani = FILLOSILICATI es: matite
(mica scura), muscovite (mica chiara), serpentino6. con struttura a
sviluppo tridimensionale = TETTOSILICATI es: feldspati,
feldspatoidi, quarzo
Silicati mafici e felsici1) MAFICI o FEMICI : basso rapporto
Si/O , densit elevata , colorazione scura , rilevante presenza di
magnesio e ferro2) FELSICI o SIALICI : elevato rapporto Si/O ,
densit bassa , colorazione chiara , Si e Al (feldspati)
Minerali non silicati (8%) CARBONATI Questi minerali e le
rispettive rocce si formano attraverso processi chimici e
biochimici, principalmente nellacqua del mare.Gruppo costituito da
due minerali principali: calcite => rocce calcaree / dolomite
=> rocce dolomitiche
SOLFATI e ALOGENURI Si tratta di minerali che precipitano per
evaporazione di soluzioni acquose.Minerali pi comuni tra i solfati:
gesso e anidrideMinerali pi comuni tra gli alogenuri: salgemma,
fluorite e silvite
OSSIDI e IDROSSIDISi tratta di minerali in cui un elemento
combinato con lossigeno e, a volte, con molecole dacqua.I minerali
pi comuni di questo tipo sono quelli che contengono ferro:
magnetite, ematite, limonite.
SOLFURIMinerali principali: pirite, calcopirite, galena,
sfalerite, cinabro
ELEMENTI NATIVIA questo gruppo appartengono i minerali
costituiti da un metallo o semimetallo, che si rinvengono in natura
allo stato elementare.Principali : oro, argento, rame, grafite,
diamante
Le rocce della crosta terrestreROCCIA = aggregato solido e
compatto di uno o pi minerali che si ritrova in naturaE possibile
dividere le rocce in tre grandi gruppi, a seconda del tipo di
processo che ha portato alla loro formazione :
Rocce magmatiche => le rocce magmatiche o ignee sono le pi
abbondanti nella crosta terrestre; esse si formano a seguito della
solidificazione del magma (= massa di minerali allo stato fuso,
spesso contenente in soluzione anche sostanze allo stato
aeriforme).Le rocce magmatiche che si formano in profondit vengono
chiamate rocce intrusive; gli ammassi di rocce intrusive vengono
detti plutoni; i plutoni di maggiori dimensioni, che formano
lossatura dei continenti, sono chiamati batoliti. Le rocce
magmatiche che si formano in superficie vengono chiamate rocce
effusive.Le rocce piroclastiche, invece, sono rocce magmatiche,
derivanti dallaccumulo di frammenti di materiale fuso infuocato,
che si formano durante le eruzioni vulcaniche.
Rocce sedimentarie => prodotte dalla diagenesi, processo di
compattazione e cementazione dei sedimenti sciolti
Rocce metamorfiche => costituiscono solitamente la parte pi
profonda dei continenti e le zone centrali di molte catene montuose
// il metamorfismo a cui sono soggette consiste nella
trasformazione della struttura cristallina a causa dellaumento
della temperatura e/o della pressione
Il riconoscimento di una roccia si basa principalmente sul tipo
di composizione e tessitura che essa possiede. La COMPOSIZIONE si
determina soprattutto riconoscendo i minerali presenti allinterno
della roccia esaminata. Per TESSITURA, invece, si intende la
disposizione spaziale dei minerali, la loro forma e le loro
dimensioni.
Il ciclo litogenetico (dal greco lithos = pietra e gnesis =
origine)I diversi gruppi di rocce possono trasformarsi gli uni
negli altri => ciclo litogenetico o ciclo delle rocce (il
termine ciclo sottolinea il fatto che questo processo di
trasformazione passa ripetutamente per le medesime tappe)
La Terra deformata: faglie, pieghe e altre strutture - capitolo
3BLe deformazioni delle rocceGli strati sedimentari, spesso
contenenti fossili, presenti in molte rocce stratificate, si sono
formati sul fondo del mare e in seguito sono stati sollevati fino
alle altezze attuali (2000/3000 metri).Il sollevamento e la
deformazione sono fenomeni successivi alla formazione delle rocce
di cui sono costituite le montagne.
La giacitura delle rocceGIACITURA = disposizione nello spazio di
una massa rocciosa relativamente omogenea o dei singoli strati che
costituiscono un affioramentoNel caso delle rocce sedimentarie che,
a differenza di quelle magmatiche o metamorfiche, sono quasi sempre
ben stratificate, possibile una pi precisa determinazione della
giacitura.La giacitura di una strato sedimentario definita dalla
direzione, dallimmersione e dallinclinazione.1. Direzione => si
ottiene intersecando la superficie con un piano orizzontale e si
esprime con langolo, misurato in senso orario, che lintersezione
forma con la direzione del nord.1. Inclinazione => si ottiene
misurando langolo, su un piano verticale, che la superficie forma
col piano orizzontale.1. Immersione => la linea di massima
pendenza, perpendicolare alla direzione, che indica verso quale
punto dellorizzonte la superficie inclinata. Limmersione definita
da un angolo orizzontale, misurato da nord in senso orario.La
direzione e linclinazione di uno strato si misurano con la bussola
da geologo.
Come si deformano le rocceLa maggior parte dei materiali della
crosta terrestre ha subito deformazioni ; le pi comuni sono le
fratture e le pieghe.Esistono due tipi di deformazioni possibili
:1. Deformazioni elastiche (reversibili) => se ad un corpo viene
applicata una forza che non supera il limite elastico (valore che
varia a seconda del corpo considerato), il corpo reagisce con un
comportamento elastico, riprendendo la sua forma originaria una
volta che la forza cessa di essere applicata.1. Deformazioni
plastiche (irreversibili) => se ad un corpo viene applicata una
forza che supera il limite elastico, il corpo reagisce con un
comportamento plastico e le deformazioni subite diventano
permanenti.
Lapplicazione di una forza pu anche comportare la rottura di un
corpo roccioso.In base al loro comportamento di rottura le rocce
possono essere suddivise in due categorie :1. Rocce fragili : si
fratturano senza mostrare alcuna plasticit (es: vetro)1. Rocce
duttili : si fratturano solo dopo una deformazione plastica
considerevole (es: argilla)
Fattori che influenzano la deformazione delle rocce :1.
Profondit => una roccia tende a fratturarsi con pi facilit
vicino alla superficie ; in profondit le rocce tendono a deformarsi
plasticamente.1. Pressione litostatica = pressione esercitata su
una porzione di roccia dal peso delle rocce soprastanti => pi la
pressione elevata pi le rocce tendono a deformarsi piuttosto che a
fratturarsi1. Temperatura => con laumentare della temperatura, e
quindi dellagitazione delle particelle, le rocce tendono
maggiormente a deformarsi piuttosto che a rompersi.Con laumentare
della profondit aumentano la temperatura e la pressione
litostatica.
1. Tempo => la stessa roccia risulta fragile, se sottoposta a
uno sforzo intenso per un breve intervallo di tempo, mentre pu
avere un comportamento plastico se sottoposta a uno sforzo meno
intenso, ma per un periodo molto pi lungo.
Movimenti della crosta terrestre
EPIROGENESI (dal greco epiros = continente e ghnesis = origine)
= movimenti in blocco, senza deformazioni, della superficie
terrestre
Subsidenza = lento e graduale abbassamento del substrato (es:
abbassamento della costa adriatica tra Ravenna e Venezia, di molte
zone della Pianura Padano-Veneta e di diverse piane costiere, come
la Pianura Pontina)
Al contrario della subsidenza, i sollevamenti del terreno
possono produrre vasti altipiani, in cui le rocce sono alzate in
blocco senza essere deformate in modo rilevante (es: altopiano del
Colorado, regione scandinava..).
Diaclasi e fagliePer quanto riguarda le rocce, esistono due tipi
di fratture (tipiche delle rocce fragili) :1. DIACLASI = frattura
della roccia lungo la quale non vi stato uno spostamento
apprezzabile delle parti
1. FAGLIE = frattura della roccia lungo la quale vi stato uno
spostamento relativo delle partiA seconda degli spostamenti
relativi tra i due blocchi interessati dalla frattura, si
distinguono tre tipi fondamentali di faglie :1. Faglia normale o di
distensione = faglia in cui si ha stiramento crostale => le
rocce che stanno sopra al piano di faglia scendono rispetto a
quelle situate sotto / le faglie normali sono generalmente
subverticali, con angoli di inclinazione tra 60 e 901. Faglia
inversa o di compressione = faglia in cui si ha raccorciamento
crostale => le rocce situate sopra al piano di faglia salgono
rispetto a quelle sottostanti / le faglie inverse sono solitamente
molto pi inclinate di quelle normali, con angoli sotto i 60Quando
il piano di scivolamento di una faglia ha uninclinazione inferiore
a 45 si ha il fenomeno del sovrascorrimento o accavallamento.1.
Faglia trascorrente = faglia nel quale il movimento relativo
prevalentemente orizzontale / la linea delle faglie trascorrenti
spesso presenta delle ondulazioni. Se londulazione lieve si formano
le cosiddette strutture a fiore (positive o negative); se
londulazione pi marcata si forma una vera e propria zona di
depressione (= bacino di pull-apart), bordata da faglie e spesso
occupata da laghi o bracci di mare (es: Mar Morto, situato lungo la
Faglia Levantina).Le faglie trascorrenti suddivise in destre o
sinistre, comprendono alcune delle linee di frattura pi importanti
della crosta terrestre (es: Faglia Alpina, Faglia delle Filippine,
Faglia di Atacama, Faglia di San Andreas)Un particolare tipo di
faglia trascorrente la faglia trasforme = faglia in corrispondenza
della quale due tratti di dorsale sono separati.
Le grandi fratture rocciose sono spesso associate a formare,
nelle aree continentali in via di separazione, sistemi di faglie
subparallele che danno luogo alle fosse tettoniche = rift valley (=
lunga e stretta depressione delimitata da gruppi di faglie
normali).Ai fianchi delle rift valley si trovano i cosiddetti
pilastri tettonici (= horst) = zone stabili e relativamente
elevate.
PieghePIEGA = deformazione da compressione di masse rocciose
stratificatePiega anticlinale => convessit verso laltoPiega
sinclinale => convessit verso il basso CERNIERA = zona della
piega in cui la curvatura degli strati massimaASSE DELLA PIEGA =
linea di intersezione tra il piano assiale e gli strati
Pieghe rare :1. Piega simmetrica = piega i cui fianchi inclinano
simmetricamente in entrambi i lati1. Piega diritta = piega con il
piano assiale verticale
Pieghe comuni :1. Piega rovesciata = piega in cui il piano
assiale sensibilmente inclinato ed entrambi i fianchi pendono nella
stessa direzione 1. Piega coricata = piega in cui il piano assiale
molto inclinato, quasi orizzontale, e un fianco della piega
presenta una stratigrafia completamente invertita (= gli strati pi
vecchi stanno sopra a quelli pi recenti) => quando il fianco
intermedio si andato stirando sempre pi, fino a rompersi, la piega
coricata evolve nella piega-faglia
Falde di ricoprimentoFalda di ricoprimento = falda formatasi, a
partire da una faglia inversa o da una piega-faglia, a causa
dellaccavallamento di masse rocciose di estensione regionale
Alloctono = corpo roccioso rimosso dal sito in cui si formato / con
questo termine si indicano i terreni che costituiscono la falda di
ricoprimento Autoctono = corpo roccioso che non ha subito trasporto
/ questo termine viene utilizzato per indicare il substrato
FINESTRA TETTONICA = squarcio in una falda, attraverso il quale
affiora il substrato ; quando le discontinuit sono molto estese,
della falda rimangono solo zolle isolate, dette LEMBI DI
RICOPRIMENTO
Lo stile tettonico a ricoprimenti caratteristico delle catene
montuose che derivano da collisione continentale (es: Alpi,
Appennini, Himalaya).
I terremoti - capitolo 4BTerremoto = scossa tellurica o sisma
(dal greco seismos = scossa) = serie di rapidi movimenti del
terreno prodotti, nella maggior parte dei casi, dallimprovvisa
rottura di grosse porzioni della crosta terrestre (faglie), in
seguito allaccumulo di forti pressioni protrattesi nel tempo.I
terremoti, a seconda della profondit a cui si verifica la rottura
delle rocce, si suddividono in :1. superficiali (fino a 70 km di
profondit)1. medi (da 70 a 300 km)1. profondi (da 300 a 700
km)Ipocentro (o fuoco) = luogo nel sottosuolo dove ha origine un
terremotoEpicentro = proiezione dellipocentro sulla superficie
terrestre
La teoria del rimbalzo elastico : secondo questa teoria,
formulata dal sismologo Harry Fielding Reid dopo il disastroso
terremoto di San Francisco del 1906, blocchi di roccia sottoposti a
tensioni prolungate si comportano in modo elastico, deformandosi
gradualmente e accumulando energia elastica. Quando lenergia
accumulata supera un punto critico, detto carico di rottura, le
rocce si spaccano improvvisamente liberando, sotto forma di calore
e di intense vibrazioni, tutta lenergia elastica che si era
accumulata. I terremoti sono fenomeni ciclici, caratterizzati da un
periodo di pausa che dipende dalle caratteristiche geologiche del
suolo e dalle forze che agiscono dallinterno della terra =>
periodo di ritorno = tempo mediamente intercorrente tra due eventi
sismici di una certa intensit
Le onde sismiche Le onde sismiche sono vibrazioni del terreno
prodotte dallenergia sprigionatasi durante i terremoti, siano essi
eventi naturali o artificiali ; esse possono essere divise in :1.
onde P (onde prime) = onde longitudinali che si propagano per
compressioni e dilatazioni successive, sia attraverso materiali
solidi sia liquidi => le particelle del corpo attraversato
vibrano nella direzione della propagazioneLa velocit delle onde P
aumenta allaumentare della densit delle rocce attraversate.1. onde
S (onde seconde) = onde trasversali nelle quali le particelle
vibrano perpendicolarmente alla direzione di propagazione; esse non
possono passare attraverso materiali liquidi.La velocit di
propagazione delle onde S circa la met rispetto a quello delle onde
P.1. onde L (onde lunghe) = onde superficiali che si generano
nellepicentro e che quindi si propagano solo in superficie, con una
velocit costante di 3,5 km/s.Queste onde sismiche causano
oscillazioni del terreno pi ampie rispetto a quelle provocate dalla
onde P e S , e quindi sono responsabili di danni maggiori. Maremoto
o tsunami = fenomeno caratterizzato da colossali onde marine, alte
pi di 20metri, che si verifica quando lepicentro di un terremoto si
trova in mare.
Le vibrazioni sismiche vengono misurate attraverso il
sismografo, il cui funzionamento si basa sul principio di inerzia.
Il sismografo, registrando il passaggio delle onde sismiche,
produce un sismogramma = grafico dei movimenti del terreno da cui
possibile ricavare tutte le caratteristiche di un terremoto
(energia, distanza dellepicentro, profondit dellipocentro..).La
posizione dellepicentro viene determinata con il metodo delle
dromocrone = curve tracciate su un piano spazio-tempo in base a una
serie di dati sulla velocit delle onde sismiche ; a seconda del
tempo che intercorre tra larrivo delle onde P e quello delle onde S
possibile stabilire la distanza dellepicentro dalla stazione di
rilevamento.
La teoria della tettonica delle placche : secondo questa teoria,
elaborata alla fine degli anni 60 del 900, la parte superficiale
del globo terrestre costituita dalla litosfera, un guscio rigido ed
elastico suddiviso in placche, in movimento relativo tra di loro e
slittanti sopra materiali pi plastici. Le fasce sismiche della
Terra, quindi, individuerebbero la forma e lestensione delle
placche in movimento (zone ad alta sismicit : dorsali oceaniche,
profonde fosse oceaniche, catene montuose recenti, zone ad elevata
attivit vulcanica, zone continentali soggette a separazione..)
Lentit dei terremotiPer quantificare lentit di un sisma si
possono considerare la quantit di energia liberata, oppure la
gravit dei danni causati.1. per determinare lenergia rilasciata da
un terremoto viene utilizzata la scala Richter, ideata dal
sismologo statunitense Charles Francis Richter nel 1935.Lenergia,
allinterno della scala Richter, viene espressa in magnitudo (M) =
logaritmo in base 10 della massima ampiezza di unonda sismica ,
espressa in micrometri, registrata da un sismografo standard del
tipo Wood-Anderson, posto alla distanza di 100 km dallepicentro
=> M = log A ogni aumento di un grado di magnitudo corrisponde
un incremento nella liberazione di energia di circa 30 volte.1. per
determinare lintensit di un terremoto viene utilizzata la scala MCS
(Mercalli-Cancani-Sieberg), proposta inizialmente dal sismologo
italiano Giuseppe Mercalli nel 1902 e poi modificata pi volte.
Attualmente la scala MCS prevede 12 gradi di intensit (I) = misura
degli effetti del sisma, cio dellintensit dello scuotimento del
terreno. Lintensit, a differenza della magnitudo, viene ricavata da
dati in parte soggettivi, come la valutazione degli effetti del
sisma su cose e persone.La rilevazione dellintensit di un terremoto
permette di identificare le isosisme = linee che delimitano aree in
cui il sisma si manifestato con uguale intensit.
L interno della Terra - capitolo 5BLinterno della Terra,
studiato tramite il comportamento delle onde sismiche e le
caratteristiche del campo gravitazionale terrestre, ipotizzabile
che sia formato da strati concentrici, divisi secondo due criteri
:
Suddivisione in base a criteri chimico-mineralogici : 1. crosta
= involucro pi esterno, delimitato alla base dalla discontinuit di
Mohorovii (la Moho) ; ha spessore variabile da minimi di 3 km a
massimi di 80/90 km.Esistono due tipi di crosta: la crosta
continentale (ha uno spessore molto variabile, in media di 35-40 km
/ difficilmente distinguibile in una crosta superiore granitica e
in una inferiore mafica e ultramafica / poco densa e di
composizione felsica: prevalentemente granitica / et elevata: fino
a 4 miliardi di anni) e la crosta oceanica (ha spessore costante di
7-8 km / suddivisibile in tre strati / molto densa e di
composizione mafica : prevalentemente basaltica / et ridotta: mai
pi vecchia di 170-180 milioni di anni). La Moho, presente sotto
tutti i continenti, caratterizzata da un brusco aumento della
velocit delle onde P, da circa 6,6 km/s a 8 km/s. 1. mantello
superiore : si estende dalla Moho fino a 400 km di profondit; tra i
100 e i 300 km caratterizzato dalla zona di bassa velocit (LVZ),
una regione caratterizzata da una forte attenuazione della velocit
delle onde sismiche, probabilmente causata dalla sua parziale
fusione.Il mantello superiore, piuttosto omogeneo, sembra essere
costituito in prevalenza da silicati, soprattutto da rocce
ultramafiche (peridotite, eclogite..).1. zona di transizione :
separa il mantello superiore da quello inferiore e si estende da
400 a 670 km di profondit; questa zona caratterizzata da bruschi
aumenti della velocit delle onde che corrispondono probabilmente a
passaggi verso strutture mineralogiche pi dense.1. mantello
inferiore : costituisce il 49,2 % della massa della Terra e si
estende da 670 km fino alla discontinuit di Gutenberg (2900 km),
che separa il mantello dal nucleo. Il mantello inferiore, piuttosto
omogeneo, costituito principalmente da perovskite.Il nucleo
costituisce circa il 16% del volume della Terra e il 32% della sua
massa totale. Nucleo = sferoide con un raggio medio di 3.470 kmLa
parte principale del nucleo sembra essere costituita da una lega di
ferro e nichel, in cui sembrano essere presenti anche elementi pi
leggeri, come lossigeno e lo zolfo.1. nucleo esterno : una zona
allo stato fuso (la pi omogenea dellintera Terra) che si estende da
2900 km a circa 5200 km di profondit (discontinuit di Lehmann).
Allinterno di questa zona, la velocit delle onde P decresce
bruscamente, mentre le onde S non riescono a passare. Si ritiene,
inoltre, che qui abbia origine il campo magnetico terrestre. 1.
nucleo interno : si estende dalla discontinuit di Lehmann (5200
km), dove la velocit delle onde P aumenta improvvisamente e le onde
S vengono di nuovo trasmesse, fino al centro della Terra (6370 km
di profondit). Grazie allo studio delle onde sismiche, si ritiene
che il nucleo interno sia solido, anche se vicino al punto di
fusione. Suddivisione in base allo stato fisico dei minerali
(propriet reologiche = comportamento meccanico delle rocce, rigido
oppure plastico) :1. Litosfera = involucro rigido pi superficiale,
che reagisce essenzialmente in modo elastico. La litosfera
comprende la crosta e la parte pi esterna del mantello superiore
(il cosiddetto lid o mantello litosferico), fino alla zona di bassa
velocit (fino a 100 km di profondit).La litosfera suddivisa in
placche che slittano sulla sottostante astenosfera.1. Astenosfera :
presenta un comportamento plastico e comprende la zona a bassa
velocit di propagazione delle onde sismiche, la parte inferiore del
mantello superiore e la zona di transizione (da 100 a 670 km di
profondit).1. Mesosfera = zona, rigida e poco deformabile, che
comprende il mantello inferiore (da 670 a 2900 km). La mesosfera
sembra essere pi deformabile della litosfera e meno deformabile
dellastenosfera.
Il calore interno della TerraIl calore geotermico (proveniente
dallinterno della Terra) fa muovere i continenti e deforma la
crosta terrestre. Lorigine del calore interno duplice : una parte
rappresenta ci che rimane dellenergia immagazzinata nel pianeta
allatto della sua formazione (calore originario), unaltra parte
deriva dalla radioattivit naturale delle rocce oggi presenti
(calore radiogenico). Cause del calore originario o primordiale
della Terra :1. Conversione dellenergia cinetica in energia termica
(= trasformazione in calore dellenergia cinetica dei vari frammenti
che colpivano la superficie terrestre)1. Conversione dellenergia
gravitazionale in energia termica (= formazione del nucleo causata
dallo sprofondamento di grandi gocce di ferro fuso che hanno
liberato una grande quantit di energia gravitazionale che si
trasformata in calore)1. Riscaldamento adiabatico (causato
dallaumento di pressione)1. Radioattivit di isotopi a vita
breve
Il calore radiogenico, invece, viene prodotto dai minerali
radioattivi (soprattutto granito) attualmente presenti nella crosta
e nel mantello. 1. Gradiente geotermico = aumento, espresso in
gradi centigradi, della temperatura ogni 100 metri di profondit. Il
gradiente geotermico circa 2/3 C, ma pu variare anche notevolmente
da localit a localit.1. Grado geotermico = intervallo di profondit
cui corrisponde un aumento di temperatura di 1 C; il suo valore
circa 39 metri. Gli scienziati stimano che la temperatura al limite
della discontinuit di Gutenberg (mantello-nucleo) sia di circa
3.700 C e di circa 5.000 C al centro della Terra.Il flusso di
calore la quantit di energia termica che sfugge dalla Terra per
unit di area e di tempo. Lunit di misura del flusso di calore lHFU
(Heat Flow Unit), equivalente a 42 milliwatt per metro quadro.
Nelle regioni geologicamente giovani e attive dal punto di vista
sismico e vulcanico, il flusso di calore doppio rispetto a quello
delle aree vecchie e stabili.
La tomografia sismicaLa tomografia sismica permette di ottenere
immagini tridimensionale dello stato termico dellinterno terrestre,
permette, cio, di ottenere una rappresentazione tridimensionale
della velocit sismica allinterno della Terra.
La gravit terrestreForza di gravit = G => legge della
gravitazione universale di NewtonA causa sia della forza centrifuga
sia dello schiacciamento terrestre, il valore della gravit aumenta
circa dello 0,5% dallequatore ai poli. Poich sappiamo, dalla
seconda legge di Newton, che P = mg , possiamo dire che un corpo
pesa meno allequatore che ai poli.La gravit viene indicata con g,
che rappresenta laccelerazione con cui un corpo libero viene
attratto verso il centro della Terra. g allequatore = 9,78 m/g ai
poli = 9,83 m/
Il principio dellisostasiaIsostasia = ideale condizione di
equilibrio gravitazionale che determina, in accordo con la densit
delle rocce, le quote a cui ergono le varie parti dei continenti e
degli oceani. La crosta galleggia sul mantello pi denso e si trova
in equilibrio isostatico con esso. [pi alte sono le montagne , pi
profonde sono le radici del continente / la maggior parte dei
continenti giace sotto il livello del mare (come iceberg
nellacqua)].Fenomeni di dinamico esterna o interna della Terra
creano alterazioni dellequilibrio isostatico.
Il campo magnetico della Terra1600 - Sir William Gilbert, medico
di Elisabetta I dInghilterra, nel trattato De Magnete, sostiene che
la Terra un grosso magnete il cui campo agisce sullago della
bussola, orientandolo in direzione nord-sud. La Terra circondata da
un campo magnetico simile a quello che verrebbe prodotto da una
gigantesca barra magnetica posta al centro della Terra e inclinata
di 1130 rispetto allasse di rotazione.Nei pressi del polo nord
geografico si trova il polo sud magnetico e, viceversa, al polo sud
geografico situato il polo nord magnetico. La direzione del campo
magnetico definita dalla direzione dellago di una bussola : il polo
nord della bussola (punta della freccia) quello che si orienta
verso il polo nord geografico; il polo sud della bussola (coda
della freccia) si orienta invece verso il polo sud geografico.Il
campo magnetico rappresentabile attraverso landamento delle linee
di forza di Faraday. Le linee di forza del campo sono linee
astratte, assolutamente non fisiche o reali, in ogni punto delle
quali il campo tangente. Le linee del campo magnetico terrestresono
orientate in modo da uscire dalla Terra dallemisfero sud ed entrare
nellemisfero nord. Le tre caratteristiche fondamentali per
descrivere il campo magnetico in un punto sono :1. Declinazione
magnetica = angolo, misurato sul piano orizzontale, che la
direzione del sud magnetico forma con quella del nord geografico
(strumento = bussola di declinazione)1. Inclinazione = angolo
formato tra le linee di forza e la superficie terrestre (strumento
= bussola di inclinazione)1. Intensit : viene misurata in gauss (G)
; il gauss un sottomultiplo dellunit di misura utilizzata nel S.I.
, il tesla (T) => 1 G = TIl campo magnetico terrestre sembra sia
stato originato a partire da una corrente indotta dalla presenza di
un campo magnetico esterno, probabilmente quello solare. Una volta
avviato, il campo geomagnetico sarebbe in grado di autoalimentarsi
grazie ai moti convettivi del nucleo esterno fluido, capaci di
produrre delle correnti elettriche in grado di generare un campo
magnetico.Il campo geomagnetico non costante, ma varia
periodicamente in tutte le sue componenti.
Il magnetismo fossileLe rocce possono magnetizzarsi durante la
solidificazione di un fuso magmatico, durante la deposizione di
sedimenti oppure in seguito a trasformazioni mineralogiche di rocce
preesistenti.Paleomagnetismo = campo magnetico terrestre che si
trova fossilizzato nelle rocce sottoforma di magnetizzazione
residua, molto debole.Lo studio del paleomagnetismo pu fornire
indicazioni sul passato della Terra perch nelle rocce sono
registrate informazioni che possono servire a ricostruire la loro
posizione geografica originaria o le inversioni di polarit del
campo magnetico.Esistono tre tipi principali di magnetizzazione
rimanente :1. Magnetizzazione termorimanente : acquisita dalle
rocce magnetiche quando si raffreddano sotto il punto di Curie (=
temperatura oltre la quale i materiali magnetici perdono il loro
magnetismo permanente ; per molti materiali il valore del punto di
Curie di circa 500 C).1. Magnetizzazione detritica rimanente : i
sedimenti contengono piccoli granuli ferromagnetici che si
allineano secondo il campo magnetico durante la sedimentazione;
quando il sedimento diventa roccia i granuli non possono pi
orientarsi e sono bloccati.1. Magnetizzazione chimica rimanente :
magnetizzazione secondaria (acquisita dopo la genesi della roccia),
acquisita dalle rocce durante processi di diagenesi e
metamorfosi.
Le inversioni di polarit = passaggi da una condizione di polarit
a quella oppostaIl campo magnetico terrestre cambia continuamente
di polarit : il polo nord magnetico diventa polo sud magnetico, e
viceversa. Lo stato normale quello attuale in cui il campo
geomagnetico esterno orientato verso sud; lo stato inverso quando
si trova orientato verso nord.Durante gli ultimi 2-3 miliardi di
anni, il campo geomagnetico si spostato continuamente a intervalli
irregolari (brevi o lunghi); lultima inversione del campo magnetico
si verificata circa 20.000 anni fa.1. Epoche magnetiche = periodi
pi lunghi di mezzo milione danni.1. Eventi magnetici = brevi
inversioni che durano dai 50.000 ai 200.000 anni.Le inversioni di
polarit derivano presumibilmente da variazioni casuali dei moti
convettivi del nucleo esterno liquido.Le inversioni di polarit,
inoltre, vengono sfruttate nella stratigrafia magnetica per la
datazione delle rocce.
La stratigrafia magneticaSiccome il campo magnetico prodotto nel
nucleo terrestre, uninversione di tale campo viene registrata
simultaneamente su tutto il globo. Le inversioni magnetiche vengono
utilizzate dalla magnetostratigrafia per la datazione delle rocce.
Scala geotermica : 1. scala cronologica basata sulla ricostruzione
delle sequenze delle inversioni.1. ogni segmento di questa scala,
se riconosciuto in una successione, fornisce let delle
rocce.Intervalli di polarit = porzioni di tempo in cui il campo
magnetico prevalentemente normale o inverso
Processo magmatico e rocce ignee - capitolo 6BIl processo
magmaticoProcesso magmatico = insieme di quei fenomeni che,
attraverso il raffreddamento e la solidificazione del magma,
formano le rocce ignee.Il processo magmatico caratterizzato da
temperature sempre elevate e da pressione molto variabile.
Gradiente geotermico = aumento, espresso in gradi centigradi, della
temperatura ogni 100 metri di profondit. Il gradiente geotermico di
circa 2/3 C, ma pu variare anche notevolmente da localit a
localit.Gradiente geobarico = aumento della pressione che si
verifica allaumentare della profondit e che dipende dalla densit
delle rocce sovrastanti il punto considerato. Nella crosta (densit
delle rocce = circa 2,7 g/) il gradiente geobarico di circa
1kbar/3,6km ; nel mantello superiore (densit delle rocce = circa
3,3 g/) il gradiente geobarico di circa 1kbar/3km.Rocce ignee
(dette anche magmatiche o eruttive) => si formano a seguito del
raffreddamento del magma, formatosi allinterno della Terra e
caratterizzato da temperature comprese tra i 650 C e i 1300 C.Le
rocce ignee costituiscono circa l 80% della crosta terrestre e
possono essere suddivise in due grandi categorie :1. rocce
vulcaniche o effusive => si originano a seguito della
solidificazione di un magma che trabocca sulla superficie terrestre
1. rocce plutoniche o intrusive => si originano a seguito della
solidificazione per lento raffreddamento di un magma che ristagna
allinterno della crostaLe rocce ignee che si formano in condizioni
intermedie, cio a piccola profondit, vengono dette rocce
subvulcaniche.
Il magma Magma = massa fusa silicatica, in cui sono presenti
sostanze allo stato solido, liquido e gassoso, con una temperatura
compresa fra 650 e 1300 C. Il magma presenta una composizione
silicatica, che pu avere una notevole variabilit ma che contiene
sempre alcuni elementi chimici essenziali : acqua (presente nel
magma sottoforma di gas in soluzione; costituisce circa il 90 % in
volume dei gas disciolti), silicio, alluminio, ferro, magnesio,
calcio, sodio, potassio, titanio, fosforo e manganese. Lacqua e gli
altri gas presenti allinterno di un magma (zolfo, azoto, diossido
di carbonio..) vengono indicati collettivamente con il nome di
volatili; lemissione dei volatili dal magma che trabocca in
superficie viene detta degassazione.Il magma pu risalire e
solidificare in superficie (in questo caso viene detto lava),
formando le rocce ignee effusive, oppure solidificare in profondit,
dando origine alle rocce ignee intrusive. Durante la risalita in
superficie il magma subisce diversi cambiamenti, dovuti alle
variazioni di temperatura e di pressione.Caratteristiche del magma
:1. temperatura : varia fra i 650 e 1300 C ; la presenza di acqua
allinterno di un magma abbassa notevolmente la temperatura di
fusione dei vari silicati (= i silicati presenti allinterno del
magma rimangono allo stato liquido anche a temperature
relativamente basse)1. densit : dipende dalla composizione chimica
e dalle condizioni di temperatura e pressione a cui si trova il
magma. La densit varia da valori minimi di 2,2 g/ per magmi ricchi
di silice (= magmi acidi) fino a valori di 2,9 g/per quelli poveri
di silice (= magmi basici).1. viscosit (= resistenza al fluire):
varia in funzione della composizione chimica => i magmi acidi
sono molto pi viscosi di quelli basici. A parit di composizione
chimica, la viscosit aumenta al diminuire della temperatura.
La genesi dei magmiI magmi si formano per fusione parziale di
rocce preesistenti ; questa fusione pu verificarsi a causa di tre
processi differenti :1. aumento della temperatura causato, per
esempio, da un locale innalzamento del gradiente geotermico.1.
abbassamento del solidus, cio dei valori limiti di pressione e
temperatura, a causa dellintroduzione di elementi fondenti, per
esempio lacqua. 1. decompressione adiabatica (= diminuzione della
pressione senza perdita di calore) dovuta, per esempio, alla veloce
risalita di masse del mantello. La maggior parte dei magmi (magmi
primari o magmi basaltici) ha composizione basica e si origina nel
mantello superiore (1200/1400 C di temperatura e 100km di
profondit) a causa della fusione parziale delle peridotiti,
costituite essenzialmente da olivina e pirosseni. Una minoranza di
magmi (magmi anatettici o magmi granitici), invece, ha una
composizione acida e si forma a seguito della parziale fusione
delle rocce della crosta (650/800 C di temperatura e 30/40km di
profondit) attraverso un processo detto anatessi crostale.
Lanatessi, che si verifica dove le placche litosferiche si
avvicinano luna allaltra, un processo caratterizzato dalla fusione
parziale di rocce crostali a causa dallinnalzamento del gradiente
geotermico locale o per lazione dei gas e dei fluidi ad alta
temperatura in risalita da parti pi profonde della crosta.
Magma basaltico o primario :1. profondit di origine : 100 / 150
km1. temperatura : 1200 / 1400 C1. viscosit : bassa1. densit: 2,6 /
2,9 g/ (elevata)1. contenuto di Si: basso (magma basico)1.
variazione della temperatura di fusione durante la risalita :
diminuzione1. arrivo in superficie : molto frequente 1. prodotti :
basalto e gabbro (raro)Magma granitico o anatettico :1. profondit
di origine : meno di 40km1. temperatura : 650 / 800 C1. viscosit :
elevata1. densit : 2,2 / 2,5 g/ (bassa)1. contenuto di Si : elevato
(magma acido)1. variazione della temperatura di fusione durante la
risalita : aumento1. arrivo in superficie : molto raro1. prodotti :
granito e riolite (raro)
Cristallizzazione magmatica e differenziazione Il processo di
cristallizzazione dei magmi (= processo di trasformazione del
liquido in solido) viene innescato dalla loro risalita verso zone
pi superficiali e dal loro progressivo raffreddamento.Al diminuire
della temperatura i minerali formatisi per primi possono :1.
cambiare di composizione1. essere riassorbiti, e i loro ioni
possono formare nuovi mineraliQuesti cambiamenti vengono chiamati
reazioni ; una successione ordinata di cambiamenti nella
cristallizzazione magmatica detta serie di reazione. La reazione pu
verificarsi in due modi :1. reazione continua => il minerale
formatosi per primo cambia gradualmente di composizione mediante
sostituzione di ioni (esempio: al diminuire della temperatura i
plagioclasi si arricchiscono progressivamente in sodio, passando
dallessere ricchi di calcio ad essere ricchi di sodio)1. reazione
discontinua => da un minerale si passa ad un minerale diverso in
modo repentino; questa trasformazione tipica dei minerali
mafici.Serie di Bowen = cristallizzazione magmatica costituita da
due filoni convergenti, uno a reazione continua (i plagioclasi da
ricchi di calcio si arricchiscono di sodio) e uno a reazione
discontinua (lolivina si trasforma in pirosseno, anfibolo e infine
in biotite).In molti casi i minerali gi cristallizzati vengono
separati dalla restante massa fusa attraverso il processo di
cristallizzazione frazionata, durante il quale essi precipitano
verso il basso causando una differenziazione della composizione del
fuso residuo, che risulta quindi sempre pi sialico e ricco di
acqua.
La classificazione delle rocce igneeLe rocce ignee vengono
suddivise :1. in base allorigine => rocce plutoniche (intrusive)
e rocce vulcaniche (effusive), caratterizzate da un diverso tipo di
tessitura (= grado di cristallinit e dimensione dei cristalli
presenti). Le rocce intrusive sono completamente cristalline
(olocristalline) e spesso i cristalli sono ben visibili a occhio
nudo (in questo caso si parla di rocce faneritiche). Le rocce
effusive, invece, presentano cristalli molto piccoli (rocce
afanitiche o microcristalline) oppure ne sono completamente prive
(rocce vetrose o amorfe). Nelle rocce vulcaniche, tuttavia,
possibile trovare anche cristalli isolati di maggiori dimensioni,
detti fenocristalli, che si erano formati in precedenza e che sono
poi stati trasportati in superficie assieme al magma ancora fluido
(rocce porfiriche). 1. in base ai minerali contenuti => rocce
felsiche (o sialiche) e rocce mafiche (o femiche), caratterizzate
da un diverso colore.Le rocce felsiche, ricche di quarzo e
feldspato, presentano un colore chiaro; quelle mafiche, invece,
ricche di anfiboli, pirosseni e olivina, sono scure. 1. in base
alla quantit di silice (Si) => acide (Si > 66%) , intermedie
(Sicompresa tra 66 e 52%) , basiche (Si tra 52 e 45%) e
ultrabasiche (Si < 45%)
serie magmatica = insieme di rocce ignee diverse, ma unite tra
loro dallorigine comune e dal rapporto silice/alcali.In base al
rapporto silice/alcali vengono distinte tre serie magmatiche :
subalcalina (basso rapporto), alcalina e iperalcalina.
Le rocce ignee nel sottosuolo = rocce plutonichePlutoni = corpi
magmatici, di forma e dimensioni variabili, che si sono consolidati
nel sottosuolo. I plutoni presentano rapporti variabili con le
rocce incassanti. Batoliti = plutoni di maggiori dimensioni (si
estendono per centinaia o migliaia di kilometri quadrati); essi si
allargano verso il basso per 10 / 30km, formano lossatura dei
continenti e si trovano nel cuore delle grandi catene montuose.
Ammassi o masse satelliti = plutoni di minori dimensioni Le rocce
plutoniche italiane, appartenenti principalmente alla famiglia dei
graniti, si trovano nelle Alpi (Monte Bianco, Monte Rosa,
Argentera, Aar-Gottardo..) , in Calabria, in Sardegna e in Toscana
(Isola dElba, Isola del Giglio, Monte Capanne..).