Modulo 2.3_Litosfera_2015-16 - Università degli Studi di Firenze

26/10/2015
STRUTTURA E COMPOSIZIONE
DELLA TERRA
A cura di:
Leonardo Piccini
Università degli Studi di Firenze
Corso di Laurea in Scienze Geologiche
INSEGNAMENTO DI: GEOGRAFIA FISICA E GEOMORFOLOGIA
Fonti bibliografiche:
W.M. Marsh, M.M. Kaufman. Physical Geography. Cambridge. Cap. 17 e cap. 19
ORIGINE DEL PIANETA TERRA E DELLA LUNA
La Terra è il terzo pianeta del sistema planetario della stella Sole;
si è formata circa 4,6 miliardi di anni fa in seguito alla aggregazione gravitazionale
di materiale di provenienza interstellare.
Il calore prodotto dalla pressione litostatica
ha portato alla fusione del materiale alla sua
distribuzione in base alla densità.
Luna:
Formatasi forse per collisione con un protopianeta.
Appena più piccola di Mercurio, la sua superficie è molto
diversa da quella della Terra.
Assenza di atmosfera e, quindi, di processi di
alterazione delle rocce.
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SCALA DEI TEMPI DELLA FORMAZIONE DELLA TERRA
Terra primitiva
omogenea
Inizio della
differenziazione
Situazione
attuale
IL SISTEMA TERRA
Litosfera
Idrosfera
Atmosfera
Biosfera
Sistemi terrestri
interagenti
Composizione relativa
in elementi della
intera Terra e della
sua crosta
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STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA
• Crosta
• Litosfera
• Astenosfera
• Mantello
• Limite nucleo-mantello
• Nucleo esterno
• Nucleo interno
STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA
Lo studio del comportamento delle onde sismiche
fornisce informazioni circa la forma e la composizione
dell’interno della Terra:
• Crosta: ~10–70 km, silicati ricchi in Al, Na, K e Ca
• Mantello: ~2800 km, silicati ricchi in Fe e Mg
• Nucleo esterno: ~2200 km, ferro liquido
• Nucleo interno: ~1500 km, ferro solido
(nel mantello si distingue una parte superiore solidale
con la crosta separata dal mantello superiore da una
zona parzialmente fusa detta stenosfera)
La sismologia ci informa anche sulla densità:
•
Crosta continentale: ~2.8 g/cm3
•
Crosta oceanica: ~3.2 g/cm3
•
Astenosfera: ~3.3 g/cm3
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ISOSTASIA
“Galleggiamento” di masse rocciose a bassa densità su rocce a più alta densità;
giustificazione delle “radici” delle fasce montagnose.
La crosta meno densa “galleggia” sul mantello più denso.
Il ghiaccio
continentale si
accumula sulla
crosta
Il ghiaccio causa la
subsidenza
isostatica
Discontinuità di
Mohorovicic
(MOHO)
La fusione del
ghiaccio causa il
sollevamento
isostatico
Ritorno
all’equilibrio
isostatico
CALORE INTERNO DELLA TERRA
Calore originale +
decadimento radioattivo
Si propaga per:
• Conduzione
• Convezione
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CAMPO MAGNETICO TERRESTRE
I movimenti convettivi all’interno del
nucleo esterno creano un campo
elettromagnetico.
La Terra si comporta come un magnete
i cui poli sono quasi coincidenti con
l’asse di rotazione (poli geografici).
Le linee di forza del campo magnetico
si diffondono dai poli magnetici
secondo una forma toroidale (a
ciambella).
Declinazione magnetica: angolo, su
di un piano orizzontale, fra il Nord
magnetico e quello reale.
Inclinazione magnetica: angolo, su di
un piano verticale, con un piano
orizzontale.
INVERSIONI DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE
•
La polarità del campo magnetico terrestre è cambiata migliaia di volte (l’ultima
inversione si è verificata circa 700.000 anni fa).
•
Queste inversioni sembrano verificarsi in tempi brevi.
•
Un periodo di tempo in cui è dominante il magnetismo di una particolare polarità
è detto “epoca magnetica”.
•
Definiamo normale la polarità attuale e inversa la polarità opposta.
•
L’inversione magnetica fu scoperta indagando la “firma” magnetica del fondo
oceanico.
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SCALA GEOMAGNETICA DEL TEMPO
Basata sulla determinazione delle caratteristiche
magnetiche di rocce (sia oceaniche sia
continentali) di età nota.
Oggi possediamo una buona registrazione delle
inversioni geomagnetiche a partire da circa 60
milioni di anni fa.
Pertanto possiamo usare le proprietà
magnetiche di una sequenza di rocce per
determinare la loro età.
MODELLO DELLA TETTONICA A PLACCHE
La parte più esterna della Terra è formata da circa 20 distinte “placche” (spesse
circa 100 km) che si muovono l’una rispetto all’altra.
Questi moti costituiscono la causa prima dei terremoti e della formazione delle catene
montuose.
Litosfera:
è costituita da crosta
+parte superiore del
Mantello divisi dalla
discontinuità di
Mohorivich (Moho), è il
guscio rigido della Terra
(~100 km) che
costituisce le placche.
Astenosfera:
moho
è una parte del mantello
al disotto della litosfera.
La litosfera scorre sopra
l’astenosfera.
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MODELLO DELLA TETTONICA A PLACCHE
Prove della passata esistenza di un
continente unico (PANGEA)
“Adattamento” dei continenti
Distribuzione dei fossili
LA TEORIA DELLA DERIVA DEI CONTINENTI
Suggerita da Alfred Wegener nel 1912.
In un primo momento non fu accettata dalla maggior parte dei geologi.
Nuovi dati raccolti sui fondali oceanici portano prove convincenti e determinano la
formulazione di un modello generale di tettonica a placche negli anni ‘60.
Gli odierni trattati di geologia differiscono radicalmente da quelli di soli 60-70 anni
fa.
Il Supercontinente
Pangea
(200 milioni di anni fa)
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LA TEORIA DELLA TETTONICA A PLACCHE
I limiti della placche litosferiche e le zone a loro prospicenti sono le zone a maggiore
sismicità e più ricche di fenomeni vulcanici.
MOTI CONVETTIVI NEL MANTELLO
Un fluido riscaldato è soggetto a
moti convettivi che si organizzano in
celle strutturate in forma di maglie
cilindriche.
Lo stesso fenomeno si manifesta
nella astenosfera, seppur con moti
molto lenti (qualche cm/anno)
Esistono tre diversi tipi di margini delle placche: divergenti, convergenti, trasformi
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STRUTTURA DEI CONTINENTI
I continenti sono originati e deformati dal moto delle placche crostali.
I continenti sono più vecchi della crosta oceanica.
La litosfera “galleggia” su di un sottostante strato viscoso.
Caratteristiche dei continenti:
- composizione granitico-andesitica
- spessore da 30 a 70 km
- coprono circa 1/3 della
superficie terrestre
- struttura complessa
- età oltre 4 miliardi
di anni
TIPI DI RILIEVI MONTUOSI
Rilievo di origine vulcanica
Rilievo a blocchi di faglia
bascullati
Rilievo per sollevamento dovuto a
faglie inverse
Rilievo a pieghe
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MINERALI
Sostanze solide, naturali, inorganiche, con una
struttura interna ordinata e una limitata varietà di
composizione chimica.
Si formano per:
• cristallizzazione da un magma
• crescita di cristalli allo stato solido
• precipitazione da una soluzione
Sono i costituenti elementari delle rocce .
ROCCE:
Miscele solide, naturali, di sostanze minerali
Distribuzione degli elementi sulla Terra
(% peso)
crosta
Terra
intera
Ossigeno
46.3
29.5
Silicio
Alluminio
Ferro
Calcio
Sodio
Potassio
Magnesio
Titanio
Nichel
Tutti gli altri
28.2
8.2
5.6
4.1
2.4
2.1
2.3
0.5
tracce
tracce
15.2
1.1
34.6
1.1
0.6
0.1
12.7
0.1
2.4
2.7
STRUTTURA DEI MINERALI: RETICOLO CRISTALLINO
Ioni:
Particelle dotate di carica elettrica, composta da un atomo che ha perso o
acquistato elettroni da un altro atomo.
Anioni: ioni con carica negativa (guadagno di elettroni).
Cationi: ioni con carica positiva (perdita di elettroni).
Ioni più comuni nei minerali
Anioni
O
Cl, F
S
carica
-2
-1
-2
Cationi
Si
K
Ca
Na
Al
Mg
Fe
carica
+4
+1
+2
+1
+3
+2
+2 o +3
Raggio ionico e carica ionica
0.39
1.40
1.36
0.99
2-O
1-F
1+Na
1.84
1.81
2-
1-Cl
1.37
2+Ca
3+Al
4+
0.49
0.15
1+
K
Si
0.72
2+Mg 3+Fe
S
0.26
1.00
4+
C
0.63
2+Fe
10
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STRUTTURA DEI MINERALI: RETICOLO CRISTALLINO
Struttura tetraedrica del
diamante
L’attrazione ionica forma NaCl
(alite o salgemma)
Abito cristallino del biossido di silicio (quarzo)
Quarzo (esagonale)
Alite (cubico)
CLASSIFICAZIONE DEI MINERALI (TIPO DI ANIONE)
Principali classi mineralogiche
Sulla Terra sono state individuate
circa 3500 specie mineralogiche.
Di queste, una ventina di minerali
fomano la quasi totalità delle
sostanze costituenti la crosta
terrestre.
Classe
Anioni
esempio
Elementi
nativi
Nessuno
Rame metallico Cu
Ossidi e
idrossidi
Ossigeno O2Ossidrile OH-
Ematite Fe2O3
Brucite Mg(OH)2
Alogenuri
Cloruro Cl-, fluoruro
F-, bromuro Br-,
ioduro I-
Salgemma NaCl, Silvite
KCl
Carbonati
Carbonato CO32-
Calcite CaCO3
Solfati
Solfato SO42-
Anidrite CaSO4
Silicati
Silicato
SiO44-
Olivina Mg2SiO4
per gli scopi di questo corso circa una dozzina possono essere ritenute importanti,
appartenenti ai seguenti gruppi:
SILICATI - costituiti da Si, O e altri elementi, formano il gruppo minerale più numeroso e
più abbondante nella crosta terrestre
CARBONATI – costituiti da Ca, Mg e ioni CO3
SALI p.d. – es: NaCl
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MINERALI PIÙ COMUNI: SILICATI
Quattro ossigeni circondano uno ione
silicio.
Questi tetraedri si combinano per
formare il reticolo dei silicati.
Ione Silicato [SiO4] 4+
MINERALI SILICATICI
SILICATI MAFICI
Feldspato
Mica
Olivina
Pirosseno
SILICATI FELSICI
Quarzo
Olivina
Pirosseno
Feldspato
Quarzo
MINERALI PIÙ COMUNI
Dopo I silicati I minerali più comuni
appartengono alla classi dei:
SOLFURI e SOLFATI
Solfuri – es. pirite, galena, calcopirite,
blenda
Galena
Solfati – es. anidrite, gesso
Ossidi – es. quarzo, ematite, corindone
Gesso
Pirite
Carbonati – es. calcite, dolomite magnesite,
OSSIDI
CARBONATI
Ematite
Magnetite
Corindone
Calcite
Dolomite
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PROPRIETÀ FISICHE DEI MINERALI
Relazione fra composizione e struttura cristallina
Proprietà
DUREZZA
E’ data dalla forza dei legami chimici. I minerali con legami covalenti
sono generalmente più duri di quelli con legami ionici
SFALDATURA
Poco marcata se la forza del legame nella struttura cristallina è
elevata e buona se bassa. I legami covalenti generano sfaldatura
bassa o nulla; quelli ionici la favoriscono
FRATTURA
E’ relativa alla distribuzione della forza dei legami su superfici di
rottura irregolari diverse dai piani di sfaldatura
LUCENTEZZA
Tende a essere vetrosa in cristalli con legami ionici, più variabile in
cristalli con legami covalenti
COLORE
Determinato dai tipi di atomi e tracce di impurità. Molti cristalli con
legami ionici sono incolori. La presenza di ferro tende a colorare in
modo evidente
DENSITÀ
Dipende dal peso atomico degli atomi e dalla loro vicinanza nella
struttura dei cristalli. I minerali di ferro e i metalli hanno elevata
densità; quelli con legami covalenti hanno in genere struttura meno
compatta e minore densità
PROPRIETÀ FISICHE DEI MINERALI
Sfaldatura
romboidale della Calcite
Sfaldatura delle Miche
Durezza dei minerali
(scala di MOHS)
si scalfiscono con
Minerali
Indice
TALCO
1
GESSO
2
CALCITE
3
un oggetto di rame
FLUORITE
4
la lama di un coltello
APATITE
5
ORTOCLASIO
6
una scheggia di vetro
QUARZO
7
una punta d’acciaio
temperato
TOPAZIO
8
CORINDONE
9
DIAMANTE
10
l’unghia
13
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PRINCIPALI TIPI DI ROCCE
Le rocce vengono raggruppate in tre grandi famiglie genetiche, sulla base dei
processi che le hanno generate.
MAGMATICHE
METAMORFICHE
Origine del
materiale
Miscela di rocce ad alta
temperatura nella crosta
profonda o nella parte
superiore del mantello
Alterazione ed erosione
di rocce pre-esistenti
sulla superficie della
crosta terrestre
Processi
genetici
SEDIMENTARIE
CRISTALLIZZAZIONE
(solidificazione da un
magma)
DEPOSIZIONE,
SEPPELLIMENTO,
LITIFICAZIONE
Rocce sottoposte ad
alte pressioni e
temperature nella crosta
profonda
RICRISTALLIZZAZIONE
allo stato solido di nuovi
minerali
PRINCIPALI MINERALI DELLE ROCCE
Rocce
magmatiche
Rocce sedimentarie
Rocce
metamorfiche
Quarzo
Quarzo
Quarzo
Feldspato
Minerali argillosi
Feldspato
Mica
Feldspato
Mica
Pirosseno
Calcite
Granato
Anfibolo
Dolomite
Pirosseno
Olivina
Gesso
Alite
Staurolite
Cianite
Nota: in corsivo sono indicati i minerali non silicatici
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ROCCE MAGMATICHE (O IGNEE)
MAGMA = Fluido di composizione silicatica ad alta temperatura (da 650 a 1200°C);
miscela di elementi dei minerali silicatici, cui si aggiungono anche
componenti volatili, come: H2O, CO2, Cl, F, S
Questi costituiscono la frazione gassosa, che si libera quando la pressione
all’interno del fluido diminuisce.
Le rocce magmatiche si originano dal raffreddamento e dalla consolidazione di un
magma. Si distinguono due categorie:
rocce magmatiche intrusive (plutoniche) raffreddatesi sotto la superfcie, entro la
crosta terrestre, in condizioni di pressione e temperatura elevate.
rocce magmatiche effusive (vulcaniche) raffreddatesi sulla superficie terrestre, in
condizioni “ambiente” di pressione e temperatura.
La composizione dei magmi influenza il loro comportamento allo stato fluido.
Elevati contenuti di SiO2 fanno aumentare la viscosità, rafforzando i legami
all’interno della massa magmatica.
 COMPOSIZIONE:
alto contenuto di SiO2 = alta viscosità, basso contenuto di volatili = alta viscosità
 TEMPERATURA:
bassa temperatura = alta viscosità
ROCCE MAGMATICHE
Rocce formate dal raffreddamento di un magma in funzione dellz
profondità e composizione
Basalto effusivo
Granito intrusivo
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TESSITURA DELLE ROCCE MAGMATICHE
Vetrosa
Cristallina
Porfirica
assenza di cristalli
presenza di cristalli
presenza di cristalli
grossolani e fini
Vesciculare presenza di vacuoli
BASICHE (mafiche)
da magmi fluidi
TIPO DI TESSITURA
Basalto
ACIDE (felsiche)
da magmi viscosi
EFFUSIVE
Riolite
INTRUSIVE
Gabbro
Granito
Ossidiana
Pomice
Cenere
Determinata da:
Velocità di raffreddamento
del magma
Dimensioni dei cristalli
Grado di cristallinità
Grado di vescicolarità
ROCCE SEDIMENTARIE
Rocce formate per consolidamento di
frammenti di rocce preesistenti o per
precipitazione chimica da soluzioni.
Genesi delle rocce sedimentarie
Decomposizione chimica: cambiamento
della composizione
Trasporto: particelle solide (clasti) per
mezzo di acqua, vento e ghiaccio, ioni in
soluzione per mezzo dell’acqua.
Disintegrazione fisica: riduzione delle
dimensioni.
Le rocce sedimentarie
costituiscono solo una piccola
parte del volume della crosta
terrestre ma coprono circa tre
quarti delle terre emerse e gran
parte dei fondali oceanici.
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AMBIENTI DI DEPOSIZIONE
Le rocce sedimentarie si formano sulla superficie terrestre nei vari dove i
principali agenti di trsporto (acqua, vento, ghiaccio) depositano i materiali erosi
da rocce pre-esistenti
ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce sedimentarie si descrivono sulla base di:
Composizione: dipende dai minerali che costituiscono i granuli
Tessitura: dipende dalle dimensioni e dalla disposizione dei granuli
Struttura: dipende dal processo e dall’ambiente di deposizione.
Oltre ai granuli si deve
considerare la presenza
di pori, matrice e cemento
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ROCCE SEDIMENTARIE
Si classificano in base a vari criteri, il
principale è quello genetico.Si
distinguono rocce composte da
frammenti di rocce pre-esistenti
(clastiche), da frammenti di gusci e
scheletri di animali biocostruttori
(organogene) o da precipitazione chimica
(chimiche: sali prodotti da evaporazione.
ROCCE SEDIMENTARIE CLASTICHE
Le rocce affioranti sono soggette a fenomeni di alterazione e disgregazione per
azione di agenti atmosferici (gelo, escursioni termiche, umidità), quindi vengono
trasportate dall’acqua (o dal vento o dal ghiacio) e depositate in depressioni (valli,
laghi, mari) ove subiscono il processo di litificazione (diagenesi)
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ROCCE SEDIMENTARIE CLASTICHE
Le rocce clastiche si classificano in base alla dimensione media dei granuli.
ROCCE SEDIMENTARIE CLASTICHE
La granulometria è strettamente associata alle modalità di trasporto e di
sedimentazione.
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ROCCE CHIMICHE ED ORGANOGENE
Le rocce di origine chimica ed organogena si classificano invece in base alla
composizione chimica.
Le rocce carbonatiche sono quelle costituite prevalentemente da carbonati, come
la calcite e la dolomite, sono quasi sempre di origine organogena.
Anche quelle silicee sono spesso organogene, mentre quelle solfatiche sono di
origine chimica, per evaporazione.
Tra calcari e dolomie
esistono rocce a
composizione intermedia
ROCCE CHIMICHE ED ORGANOGENE
Le rocce carbonatiche si
formano principalmente
nelle zone di piattaforma
ad opera di organismi che
fissano in forma di
scheletri, gusci o residui
fecali il carbonato di calcio
disciolto nellì’acqua di
mare.
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STRATIFICAZIONE
La caratteristica più saliente delle rocce stratificate è di essere organizzate in
corpi sedimentari delimitati da superfici piane orizzontali stratificate.
Le rocce sedimentarie, inoltre, contengono frequentemente resti fossili, questo
permette di ricostruire le tappe evolutive della vita sulla terra e di ricostruire una
cronologia relativa tra loro.
Questo permette di usare un approccio «stratigrafico» e di ricostruire con
precisione le deformazioni che le rocce hanno subito dopo la loro deposizione.
LEGGI BASE DELLA GEOLOGIA
Leggi di Stenone (1669): Si applicano sia alle rocce sedimentarie che a quelle
magmatiche
Principio di sovrapposizione
stratigrafica: In una sequenza di
rocce stratificate indisturbate,
quelle più antiche stanno alla
base.
Principio di orizzontalità
originale: Gli strati si sono
depositati orizzontali, o quasi
orizzontali, o quasi paralleli alla
superficie terrestre.
Più
recenti
Più
antiche
Rocce che hanno le stesse
associazioni di fossili si sono
formate nello stesso periodo
geologico.
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SEQUENZE STRATIGRAFICHE
Sezione stratigrafica delle
formazioni geologiche affioranti
nel Grand Canyon
DISCONTINUITÀ GEOLOGICHE (UNCONFORMITY)
Discontinuità stratigrafica
Discontinuità angolare
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ROCCE METAMORFICHE
Metamorfismo: cambiamento di forma (senso letterale)
Rocce metamorfiche: ogni roccia (sedimentaria, vulcanica, plutonica, metamorfica)
che è stata sottoposta a variazioni di tessitura e/o di composizione mineralogica allo
stato solido
Le rocce metamorfiche derivano dalla parziale o completa ricristallizzazione dei
minerali nelle rocce in lunghi periodo di tempo
Durante il metamorfismo le rocce rimangono sostanzialmente solide
Grado (intensità) di metamorfismo:
alto grado: elevata pressione e temperatura / basso grado: bassa pressione e
temperatura
Metamorfismo regionale
Metamorfismo di contatto
TIPI DI METAMORFISMO
Regionale: a causa di forze tettoniche, agenti a scala regionale, provoca variazioni
delle condizioni di pressione e temperatura che influenzano la composizione
mineralogica e la struttura delle rocce.
Di contatto: conseguenza di una intrusione magmatica entro rocce più fredde
(l’area soggetta è proporzionale alle dimensioni dell’intrusione e alla sua
temperatura; di solito è un fenomeno locale).
Tettonico): cambiamento nella composizione delle rocce associato a faglie e
pieghe (regionale o locale).
Di seppellimento: variazioni nella composizione e nella struttura della roccia dovute
a cambiamenti graduali di pressione e temperatura per seppellimento progressivo
(regionale).
Di impatto: variazioni causate da rapido incremento (solo locale) della pressione.
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CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE METAMORFICHE IN BASE ALLA
TESSITURA
Classificazione
FOLIATE
GRANULARI
(non foliate)
Caratteristiche
Nome della
roccia
Distinguibili per clivaggio
scistoso, o foliazione
gneissica; i granuli
minerali mostrano
orientazione
preferenziale
Lavagna
Fillite
Grossi cristalli in
matrice fine
GRANULARI
(fini)
Granuli ricristallizati e
deformati da cataclasi
Argillite, arenaria
Scisto
Gneiss
Granulari, caratterizzate
da granuli grossolani e
fini strettamente
collegati; leggera o
assente orientazione
preferenziale
PORFIROBLASTICHE
Roccia
originaria
Hornfels
Argilliti, vulcaniti
Quarzite
Arenaria quarzosa
Marmo
Calcare, dolomia
Argillite
Argillite
Pietra verde
Basalto
Anfibolite
Argillite, basalto
Granulite
Argillite, basalto
da Scisti a Gneiss
Argillite
Milonite
Argillite,
arenaria, granito
CICLO DELLE ROCCE
Aumento di temperatura e pressione
Alterazione ed erosione
Deposizione sui
continenti e nei
fondi oceanici
SEDIMENTI
sollevamento
Seppellimento e
litificazione
sollevamento
ROCCE
MAGMATICHE
ROCCE
SEDIMENTARIE
Calore e
pressione
Calore e
pressione
raffreddamento
ROCCE
METAMORFICHE
Fusione
(ciclo geologico)
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26/10/2015
SCALA DEI TEMPI GEOLOGICI
Bibbia: nel 1664, l’Arcivescovo Usher di Dublino usò la cronologia del Libro della
Genesi per calcolare che il mondo avrebbe avuto inizio a partire dal 26 ottobre
dell’anno 4004 a.C.
Salinità degli Oceani: (ca. 1899): supponendo che all’inizio gli Oceani fossero
costituiti da acqua dolce, il ritmo col quale i fiumi trasportano sali agli oceani
avrebbe fatto raggiungere la salinità attuale in circa 100 milioni di anni
Spessore dei sedimenti: Supponendo un ritmo di deposizione nel passato simile
all’attuale, la sequenza sedimentaria più potente (es. Grand Canyon) sarebbe stata
depositata in circa 100 milioni di anni.
Calcolo di Kelvin (1870): Lord Kelvin calcolò che l’attuale gradiente geotermico di
circa 30°C/km sarebbe il risultato del progressivo raffreddamento in 30 – 100 milioni
di anni di un pianeta Terra, originariamente allo stato di fuso.
La Bibbia non è un testo scientifico né storico
I sali sono precipitati anche entro le formazioni sedimentarie.
L’erosione e la non-sedimentazione sono le fasi dominanti del ciclo sedimentario.
La radioattività fornisce ulteriori fonti di calore.
SCALA DEI TEMPI GEOLOGICI
Divisione cronologica (“colonna stratigrafica”)
valida per tutto il pianeta e basata sulle
variazioni del contenuto in organismi fossili
conservati.
E’ stata costruita combinando relazioni
stratigrafiche, eventi tettonici, intrusioni
magmatiche ed età (isotopiche) assolute.
I fossili
conservati nelle
rocce
sedimentarie
sono usati per
determinare:
Età relativa
Ambienti di
deposizione
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DEFORMAZIONE DELLE ROCCE
La geologia strutturale è lo studio delle deformazioni delle rocce e degli effetti
dei conseguenti movimenti
Pieghe e faglie sono strutture geologiche
Piccola piega
Serie di piccole faglie
13.2
ORIENTAMENTO DELLE SUPERFICI DI DISCONTINUITÀ
Direzione (strike): traccia dell’intersezione fra un piano orizzontale e il piano (di
strato, di faglia o di frattura) della struttura in questione
Immersione (dip): angolo acuto fra il piano della struttura e un piano orizzontale,
misurato perpendicolarmente alla direzione (come sopra definita)
Direzione e immersione di
strati sedimentari
direzione
immersione
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26/10/2015
TIPI DI DEFORMAZIONE DELLE ROCCE
Elastica: Cambiamento temporaneo di forma o dimensioni che si annulla al
cessare dell’azione della forza deformante
Duttile (plastica)
Cambiamento permanente nella forma e nelle
dimensioni che che non si annulla al cessare
dell’azione della forza deformante
Si verifica quando atomi o gruppi di atomi si aggregano
in modo diverso sotto l’azione della forza, senza perdita
di coesione
Fragile (rottura)
Perdita di coesione di un corpo sotto l’influenza di
una forza deformante
Si verifica di solito lungo superfici sub-planari che
separano porzioni di materiale coerente
FATTORI CHE INFLUENZANO LE DEFORMAZIONI
Temperatura - Pressione - Intensità – Litologia.
La variabilità di questi fattori determina la formazione di faglie o di pieghe
Effetti della litologia sulle deformazioni
competente: roccia che si deforma solo in conseguenza di forti sollecitazioni
non competente: roccia che si deforma in conseguenza di moderate o deboli
sollecitazioni.
compressione
tensione
taglio
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PIEGHE
Anticlinali e sinclinali / antiformi e sinformi
Anticlinali: pieghe con le
rocce più antiche al
nucleo.
Sinclinali: pieghe con le
rocce più giovani al
nucleo
Superficie assiale: piano di
simmetria speculare che divide la
piega in due lembi
Asse: linea formata dalla
intersezione fra il piano assiale e il
piano di stratificazione
Piega orizzontale: piega con asse
orizzontale
Piega immergente: piega con asse
non orizzontale
Si definisce un orientamento dell’asse e
l’angolo di inclinazione rispetto al piano
orizzontale
PIEGHE
Pieghe simmetriche, asimmetriche e coricate
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EVIDENZA MORFOLOGICA DELLE PIEGHE
Strutture a pieghe si manifestano in
superficie con dorsali allungate tra loro
parallele o convergenti a econda che
l’asse sia orizzontale o imergente.
DOMI E BACINI
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FAGLIE
Fratture con spostamento di masse rocciose, originate
dai terremoti, che possono essere soggette a
riattivazione
Si distinguono: faglie normali, inverse, trascorrenti e
oblique
SOVRASCORRIMENTI
Sono superfici di movimento tettonico di grande
estensione. Molte catene montuose sono il
risultato di più sovrascorrimenti.
Sono il risultato di spinte
compressive prolungate nel tempo
in genere legate a convergenza
crostale.
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ASSOCIAZIONI DI FAGLIE
Le faglie si trovano quasi sempre
associate in sistemi complessi che
portano alla formazione di alti e
bassi strutturali (horst e graben) e
di gradinate, che si manifestano
anche a livello morfologico.
FRATTURE MINORI
Le deformazioni tettoniche sono quasi
sempre accompagnate da
fratturazione, a meno che non
avvengano in condizioni di tipo
metamorfico.
Le fratture sono orientate secondo
precise direzioni rispetto
all’andamento degli sforzi tettonici.
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FATTORI GEOLOGICI DELLA MORFOGENESI
La struttura della litosfera e le caratteristiche dei minerali e delle rocce che la
compongono costituiscono fattori di tipo passivo nella morfogenesi.
Da questi fattori dipende la risposta ai processi morfogenetici esogeni.
Tettonica e magmatismo sono invece processi di carattere endogeno che
contribuiscono a determinare il “rilievo” tramite processi di sollevamento e
sprofondamento e quindi a determinare le condizioni di energia potenziale che
alimentano energeticamente i processi di erosione delle acque correnti e del
ghiaccio.
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