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..).