Scienze della terra.docx

Ultima parte del corso: prendere appunti perché sul libro c’è poco.

GEOSFERA

Struttura interna della terra

Diversi involucri, dal più esterno

• Crosta terrestre: rigida e fragile. Se sottoposta a sforzi, si deforma e si spacca
• Mantello (superiore e inferiore): involucro rappresentato da un volume e una massa importante: stato solido ma si comporta come un fluido molto viscoso (riesce a fluire se sottoposto a sforzo)
• Nucleo: - esterno: stato liquido

-interno: è allo stato solido

Sono separati da zone di transizione, lungo dei quali ci sono dei cambiamenti del materiale, sono chiamate discontinuità. Discontinuità di Mohorovicic: il primo a intuire una porzione in cui materiale cambia e rappresenta a parte di separazione tra crosta e mantello. Non sono superfici nette.

Diagramma: su ascisse profondità in km, e su ordinate densità in g su cm3. La crosta è la prima banda. Densità in questo punto aumenta rapidamente. Poi c’è un punto in cui rimane costante, aumenta e aumenta in maniera meno rapida, brusco salto di densità (=salto dal mantello) e poi altro salto tra nucleo esterno e interno. I diversi involucri hanno diversa densità, che riflette la loro composizione chimica:

• Crosta: ossigeno, silicio
• Mantello: magnesio aumenta, ferro aumenta un po’, silicio diminuisce, alluminio anche.
• Aumentando la densità abbiamo molto Ferro e nichel

Densità aumenta perché i materiali sono diversi. Ci sono diversi materiali perché cambia la pressione: andando verso l’interno, la pressione aumenta, quindi abbiamo materiali sempre + compatti.

Noi ci concentriamo su crosta e mantello superiore.

Crosta: in alpi parliamo di costa continentale, in tirreno crosta oceanica.

• Continentale: rocce molto variabili, quella dominante è il granito. Ha densità bassa.
• Oceanica: non c’è nell’adriatico, solo nel tirrenico. Spessore è inferiore rispetto a continentale, è + giovane, composizione chimica è + omogenea, meno variabile. È + densa della crosta continentale. Questo contrasto di densità è importante.

Insieme queste due costituiscono la crosta terrestre. Non tutti gli oceani hanno crosta oceanica.

Litosfera: data dall’insieme delle croste, a cui si aggiunge la porzione + superficiale del mantello, chiamato mantello litosferico (ha densità + alta). Ha comportamento fragile, rigido. Reologia= branca di fisica che studia come i materiali reagiscono agli sforzi. Crosta e mantello superiore da questo punto di vista sono simili, per questo vengono raggruppati.

Al di sotto della litosfera, abbiamo la astenosfera= porzione del mantello superiore + duttile e plasmabile, dove si pensa ci siano zone fuse. Densità qui è costante perché materiale è in parte allo stato fuso.

Queste info vengono dedotte da onde sismiche. Ce ne sono diversi tipi. Si propagano nei materiali in terremoto. 2 tipi

• P: parallele al verso di propagazione. Si propagano in tutti i mezzi
• S o secondarie: generano deformazioni perpendicolari. Sono + lente e si propagano solo nei solidi, non nei liquidi. Onde s mancano completamente nel nucleo esterno perché è liquido.

Vanno + veloci + il materiale è denso, quindi in profondità vanno + veloci.

Grazie a questa differenza, abbiamo avuto informazioni su composizione terra. Le onde arrivano al sismografo e possono attraversare tutto il pianeta. Vengono registrate quindi anche dall’altra parte del pianeta. Quindi le onde + in profondità sono più veloci e arrivano prima al sismografo. I sismografi posti a + di 105 gradi dal punto dove parte il terremoto, non registrano + le onde ma ricominciano a registrare le onde partire da altre zone del pianeta. Le onde s non vengono proprio registrate, quindi capiscono che c’è del liquido. Emisfero sud non registra onde s perché non si propagano nel centro. Quindi composizione della terra è stata tutta dedotta in modo indiretto.

Isostasia= principio secondo cui la litosfera subisce dei movimenti verticali (verso alto e basso) alla ricerca di un equilibrio. Esempio: iceberg c’è una parte che sta fuori da acqua e una dentro. Tra le due c’è un equilibrio. In nostro caso: la crosta è come se galleggiasse sul materiale sottostante e si muove in verticale alla ricerca di un equilibrio. Spinta di Archimede: slide. Si applica anche alla crosta e mantello: crosta galleggia su mantello e sprofonda o si innalza secondo il volume di mantello spostato dal blocco di crosta.

Come è stato capito e che ripercussioni ha? Grazie a esperimenti con un filo a piombo: un peso sospeso ad un filo verticale. Legge di attrazione gravitazionale: ci si aspetta, in base a questa legge, che il piombo viene attratto da montagne che hanno + massa. In realtà hanno misurato delle deviazioni inferiori perché hanno calcolato solo la massa delle montagne che vedevano in superficie: quindi, a eccesso di massa in superficie corrisponde un eccesso di massa anche in profondità. Eccesso di massa in profondità compensa eccesso di massa in superficie per effetto di isostasia. Liquido in cui si immerge deve sempre avere densità maggiore. La litosfera ha lo stesso comportamento. E vale anche il fenomeno opposto: montagna viene erosa dal vento e agenti atmosferici, quindi galleggia di +. Il materiale che viene eroso viene trasportato in altre zone, le zone di accumulo, fino al mare, dove abbiamo un eccesso di carica quindi uno sprofondamento.

Altro fenomeno: durante periodi di freddo c’è un accumulo di ghiaccio che, anch’esso, esercita un peso e fa sprofondare la crosta. Quando la temperatura media aumenta, i ghiacci si sciolgono e la crosta risale. attualmente, i ghiacci si sono già sciolti ma la crosta non si è ancora equilibrata. In Scandinavia la crosta si sta rialzando (cm all’anno).

Zone cratoniche o cratoni sono zone che hanno già raggiunto l’equilibrio (es. in africa, australia, ecc.) e che quindi sono stabili.

20/03

TETTONICA DELLE ZOLLE

Il primo che aveva ipotizzato qualcosa a riguardo era vaghner un tedesco che teorizza la teoria della deriva continentale= i continenti non si sono sempre trovati dove si trovano ora ma si sono spostati nel corso del tempo. Evidenze a supporto di questo:

• I confini dei continenti coincidono: un tempo c’era la Pangea, un unico continente. C’è una coincidenza dei territori soprattutto tra africa e sud America.
• Paleo clima (punto forte): alla fine dell’epoca paleozoica quando esisteva la Pangea, c’erano delle zone di ghiacci dove adesso non abbiamo ghiacci. Inoltre, si erano rinvenute rocce di continenti molto lontani in cui il carbone si è formato più di altre. Il tedesco aveva ricostruito una distribuzione diversa delle fasce paleoclimatiche rispetto a quelle di oggi: ha ricostruito zone di clima umido dove oggi non c’è. queste fasce verdi diventano continue se uniamo i continenti ma era un po’ spostato verso l’equatore quindi la Pangea andava spostata un po’ + a sud.
• Distribuzione dei fossili (di vario tipo, vertebrati, invertebrati, processo difficile soprattutto per vertebrati): sono stati rinvenuti fossili di organismi estinti vertebrati in continenti diversi, in particolare il mesosauro e il listrosauro. Le bande colorate rappresentano le zone in cui sono stati trovati i fossili. Impensabile pensare che questi esseri possano aver attraversato il mare (uno dei due viveva in acque dolci)
• Continuità di catene montuose. Esse si formano per collisione di due zolle. C’è una continuazione tra Pirenei, alpi e Himalaya. Oggi abbiamo gli Appalachi in Canada, le montagne caledoniche in scozia, Irlanda e Norvegia, che sono molto simili ma sono separate dall’oceano. Questo perché un tempo l’oceano in mezzo non c’erano. Si sono formate prima della separazione dei continenti
• Rocce simili si trovano in continenti lontani tra di loro.

Il tedesco vene molto criticato perché non ha spiegato il perché della deriva dei continenti.

Poi, grazie alla Seconda guerra mondiale si è arrivati a un secondo tassello: teoria dell’espansione dei fondali oceanici da parte di un capitano che aveva fatto degli studi sul fondale oceanico per la guerra. mappa una carta batimetriche (isoipse al di sotto del livello del mare) da cui sono saltate fuori delle montagne sottomarine fino a quel momento sconosciute, con altezze fino a 3000 metri. Da questa mappatura individuò anche delle zone molto + profonde della media che chiama fosse e che sono associate a catene montuose tipo le Ande. Fosse sono profonde fin oltre i 10000 metri. Quindi teoria dell’espansione dei fondali sostiene la deriva dei continenti. Le montagne sottomarine le chiama dorsali e sono le zone azzurre, più chiare. Il blu scuro rappresenta le fosse.

Esempio di dorsale: dorsale oceanica. Ci sono ei picchi che possono arrivare anche a quasi delle emersioni. Idem nel pacifico ovest (Giappone) scala batimetrica= blu scuro per profondità. Qui ci sono delle zone emerse in corrispondenza del Giappone e poi delle fosse.

Campo magnetico terrestre

Origine abbastanza misteriosa. Ipotesi: si origina nel nucleo della terra, nella transizione tra interno e esterno dove c’è il ferro che è conduttore, con correnti elettriche. Ci interessa perché ha molte ripercussioni. È un campo bi polare. È rappresentato da linee di uguale intensità del campo magnetico. Il polo nord magnetico non corrisponde al polo nord geografico. Essi formano un angolo che prende il nome di inclinazione magnetica. Il polo nord magnetico non è fisso ma migra costantemente e anche velocemente, di km all’anno. Negli ultimi 40 anni si è spostato da Canada a siberia. La sua migrazione può essere così estrema da invertirsi: il polo nord magnetico coincide col polo sud. Quindi normalmente le linee entrano da nord e escono da sud, quando si inverte è il contrario. Queste inversioni sono accadute molte volte e non hanno una frequenza costante, vanno da 600 anni fino a 700 mila anni in media. Ci sono stati anche periodi in cui non si è invertito per milioni di anni. Non sappiamo prevedere quando sarà la prossima. Il campo magnetico genera la magnetosfera. Ha un’estensione di vari km dalla terra e ci protegge da raggi cosmici. Quindi una riduzione o sua inversione può avere effetti sulla vita. Inversione, ad esempio, può influire sul clima. Grazie alle inversioni del campo magnetico si dimostra che il tedesco aveva ragione sui continenti.

Ci sono rocce che si formano da raffreddamento della lava. Ci sono dei minerali che sono suscettibili a orientamento del campo e lo registrano. Quindi i prodotti di vecchi vulcani hanno sempre registrato i campi magnetici. In particolare, la magnetite è molto suscettibile. Nel minerale è come se avessimo dei piccoli di poli, come se fosse una calamita. Registrano il campo magnetico del momento in cui si sono raffreddati. Non tutti sono magnetite. All’inizio c’è un orientamento caotico, quando scendiamo al di sotto di una certa temperatura si orientano. Di solito a 500 gradi è già tutto solido, è una temperatura bassa. La magnetite si comporta come dipolo solo a certe temperature + basse, non sempre. Queste rocce sono analizzate con uno strumento, il magnetometro, per capire se sono orientate dal lato attuale o opposto. In corrispondenza delle zone centrali delle dorsali abbiamo fenomeni di vulcanismo. Rocce che fuoriescono vengono poi allontanate. Qui si sono registrati dei campi magnetici diversi. Magnetismo normale= quello attuale che coincide + o – col nord. Quindi allontanandoci dalla dorsale troviamo delle rocce + vecchie e con anomalie se il capo era invertito. Zero= età della roccia che si forma (si è appena formata).

Come otteniamo queste info dato che sono in profondità? Si fanno delle perforazioni a partire da piattaforme fisse o mobil (queste ultime sono navi con braccio che attraversa i km di acqua e fa delle trivellazioni in corrispondenza delle rocce del fondale marino; si portano in superficie dei campioni di rocce chiamati carote che sono cilindrici). Vengono campionate perché ci interessano

• L’età delle rocce. Datazioni radiometriche si basano sul decadimento di alcuni isotopi. Quelle biostratigrafiche permettono di datare i fossili. Sulla superficie della carota si trovano dei sedimenti di materiale che contiene organismi fossili che si possono datare.
• E il campo magnetico.

Se abbiamo info su età, è possibile misurare il tasso di espansione dei fondali (velocità). My= milioni di anni. Zero= assi delle dorsali perché si forma nuova rocca. Isocroni= linee in cui la crosta oceanica ha età omogenea e che congiungono fasce. Gli oceani non hanno lo stesso tasso di espansione perché le bande di colore non hanno lo stesso spessore. Oceano che si sta espandendo + velocemente è il pacifico. In atlantico 5 volte di meno. Croste oceaniche sono più nuove perché si rinnovano. Ci sono zone di riciclo che sono le fosse oceaniche, dove la crosta viene ri inghiottita nel mantello.

La tettonica delle placche si basa su questo percorso storico ed è formata da 4 punti

1. Parte + esterna della terra è formata da litosfera con comportamento rigido. Non forma un unico strato ma è divisa in zone o pacche. Queste porzioni è come se galleggiassero sul mantello.
2. Queste placche si muovono le une rispetto alle altre e possono dare luogo a zone di convergenza o divergenza
3. Le zone di limite, i limiti di placca, sono zone molto attive del pianeta, dove si concentra l’attività vulcanica
4. Le zone + lontane sono + stabili (con 1 eccezione)

Le zolle non corrispondono a continenti. Noi siamo in pacca euroasiatica. Le + importanti sono 15 ma ce ne sono di + piccole. Le frecce azzurre sono le zone dove le placche tendono ad avvicinarsi, frecce rosse sono l’opposto. Frecce verdi: placche tendono a scorrere le une sulle altre. I numeri rappresentano di quanto si spostano le placche. Questi movimenti hanno dato luogo alla deriva dei continenti.

I puntini di diverso colore rappresentano la localizzazione deli ipocentri dei terremoti. Questi corrispondono ai limiti di placca. Ci sono terremoti anche in corrispondenza delle placche oceaniche. In mezzo ci sono zone stabili. Eccezione nel mare pacifico al centro o isole Hawaii (hot spot)

21/03

Non abbiamo rocce più vecchie di un tot perché viene riciclata tornando nel mantello. Crosta + antica non arriva ai 200 milioni di anni (180). Quindi non abbiamo un’espansione infinita degli oceani. Se collidono 2 placche dello stesso tipo (oceaniche): una delle due va sotto l’altra: quella che si muove + velocemente finisce sotto.

Esistono diversi limiti tra queste placche. C’è una zona lungo le quali si scontrano (=limiti o bordi o margini di placca):

• dove c’è divergenza tra 2 placche il limite prende il nome di margine divergente. Si trovano in corrispondenza delle placche oceaniche.
• Margine convergente dove placche voglio collidere non dipende il tipo. In alcuni casi coincidono con le fosse.
• Bordo trasforme: le placche scorrono le une verso le altre. Danno luogo a movimenti trascorrenti.

CICLO DI WILSON

Abbiamo diverse situazioni in cui la stessa area geografica si trova in diverse circostanze di tettonica delle placche.

1. Litosfera continentale con formazione di una zona depressa che si deprime fino a quando si rompe. Questo forma le faglie e porta a formazione di rifting
2. Litosfera si è talmente allontanata che ha fatto spazio a uno strato mantellico che dà origine a dorsale oceanica
3. Non cambia molto. Siamo in stadio maturo dell’oceano. Litosfera oceanica è estesa. Crosta oceanica si è raffreddata. Questo genera l’inflessione della litosfera (a causa del carico perché materiale freddo è + pesante e materiale è stato eroso e trasportato nell’oceano). Porta a isostasia. Questo è il quarto tipo di margine che si chiama margine passivo. Passivo perché non succede niente in questo margine. Questo tipo si trova a entrambi i lati dell’oceano -> Canada. Oceano Atlantico
4. I movimenti di convergenza spingono e la litosfera oceanica e continentale entrano in collisione. Si forma una zona di subduzione con distruzione di placca: torna ad essere parte del mantello tramite fusione. Si formano catene montuose vulcaniche (esempio: Ande)
5. Crosta oceanica si consuma sempre di +: oceano diventa un piccolo bacino. Oceano Pacifico.
6. Convergenza continua fino a quando oceano sarà di nuovo completamente chiuso. In questo caso la convergenza è tra due placche continentali. Possiamo trovare brandelli di litosfera oceanica nelle catene montuose (nelle alpi meno negli appennini).
7. Convergenza si interrompe. Litosfera viene erosa e si torna a situazione iniziale.

Nel mondo troviamo zone che si trovano in ciascuna di queste situazioni.

Movimenti relativi ed assoluti delle placche

Lunghezza freccia= entità di movimento. Questi movimenti possono essere dedotti da:

• Movimenti (vista ieri). Datare le rocce vedere paleomagnetismo.
• Geodesia= branca della scienza che si serve di GPS posizionati su terra il cui movimento può essere registrato da satelliti.

Perché si muovono?

STATO TERMICO DELLA TERRA

Diagramma di sinistra: temperature per profondità: banda rappresenta come evolve temperatura con variare di profondità: + andiamo in profondità + aumenta la temperatura. Ma non in maniera lineare -> gradiente geotermico= variazione della temperatura con la distanza (quanto cambia). In caso della terra: quanto aumenta temperatura con profondità. Parlami dello stato termico della terra: gradiente non aumenta sempre con profondità!! A parità di distanza aumenta + rapidamente nella litosfera e meno rapidamente nel mantello. Gradiente + elevato dove è più orizzontale. Il gradiente è massimo vicino ala superficie. Varia in maniera molto varia. Per quanto riguarda la pellicola della nostra terra la litosfera: gradienti possono essere molto vari. Da 10 a 100 gradi a km. Dipende anche dalla zona in cui siamo della terra. Esiste un gradiente medio di circa 25/30 gradi a km. In superficie possiamo misurare il flusso di calore espresso in milliwatt al metro quadro: è la quantità di calore che attraversa la superfice. È + importante dove abbiamo gradiente geotermico + spinto. In zone continentali è meno importante che nelle zone oceaniche. Perché? Perché gradiente geotermico è + alto in zone oceaniche. In alcune zone il mantello è addirittura in contatto quindi ci sono alte temperature. Parente del gradiente geotermico è il flusso di calore.

Come si trasmette il calore? Tramite 2 processi:

• Conduzione: oggetto + caldo di un altro scalda l’altro oggetto e il primo perde calore. È una trasmissione di calore che avviene per contatto. In corrispondenza della dorsale abbiamo materiale fuso che si raffredda per contatto con acqua e rocce + fredde. Processo può essere abbastanza lento perché rocce sono cattivi conduttori. Le rocce che si sono formate da poco quindi vicine alla dorsale sono meno dense e + calde. + si allontanano + sono fredde e dense e quindi tendono a contrarsi. Quindi litosfera è più piatta + ci si allontana da dorsale.
• Convezione: + efficace. Trasmissione del calore per innesco di movimenti all’interno di materiale dovuti a una certa temperatura (acqua in profondità è più calda e più densa quella in superficie è meno calda quindi si innesca un moto che fa sprofondare il materiale + freddo). Questo succede anche all’interno della terra. Il mantello costituito soprattutto da rocce allo stato solido che si comportano come un fluido viscoso, la base riscalda il materiale (celle convettive).

Questo per capire perché le placche si muovono. Ci sono 2 teorie:

• Le celle convettive interessano tutto il mantello
• Presenza di due sistemi convettivi separati (non ci interessa nel dettaglio)

Dorsale oceanica si trova in corrispondenza dei bracci dei movimenti. Quindi le placche iniziano a muoversi. Le placche più in superficie si stanno separando (divergenza) dove i due bracci vanno in lati opposti. Dove questi convergono, abbiamo una subduzione e formazione di una catena vulcanica (si spostano da un lato).

MARGINI DELLE PLACCHE

Divergenti: assottigliamento crosta ingressione di acqua formazione di un mare e poi di oceano con formazione di dorsale. Oceano Atlantico. Ce ne sono altre lungo lo stesso margine divergente: Islanda è un’isola vulcanica che rappresenta emersione della dorsale. Perché emerge? Si pensa che oltre al magmatismo, ci sia anche il magmatismo legato agli hot-spot, con fuori uscita di magma poco viscoso. Altre zone: divergenza è tra continentale (schema A B e C di prima). In Medio Oriente e parte nordorientale di africa. Inizio della separazione tra due placche: corno d’africa (Etiopia, Kenya, eritrea). Zone tratteggiate= assi lungo cui la crosta si sta assottigliando. Triangoli rossi= vulcani. C’è anche presenza di laghi perché zone sono talmente basse che l’acqua del sottosuolo emerge. Non c’è una formazione di crosta oceanica continua e no dorsale. Stadio C: in corrispondenza del mar Rosso (si sta attualmente formando). Su fondale del mar Rosso c’è una piccola dorsale e crosta oceanica. (esercizio Google Earth, indicazioni dopo pausa).

Convergenti: di diverso tipo. Distinti sulla base del tipo di placche che entrano in collisione. Esempi: Giappone (due litosfere oceaniche). Collisione porta subduzione di placca del pacifico al di sotto delle filippine. Forma la fossa delle Marianne che è la + profonda del nostro pianeta. (Google Earth). A ridosso della subduzione della placca pacifica si formano isole vulcaniche. Altro esempio tra oceanica e continentale: sud America lato ovest. Qui troviamo una fossa. Oceanica subduce (perché è + densa). Viene riciclata dal mantello e questo ha portato a formazione Ande. Margine con 2 placche continentali: non c’è una subduzione vera e propria una delle due tende a subdurre ma c’è poco contrasto di densità e le forze in gioco sono tali da formare una catena montuosa. Si trovano in molte parti della terra ma soprattutto nella catena alpino himalayana. Triangolini rossi= convergenza. I puntini sono gli ipocentri dei terremoti. Tra india e asia c’era il mare, ora catena montuosa. Negli appennini si possono rinvenire tipi di basalto che si trova in corrispondenza delle dorsali (sono stati trasportati in catena dalla collisione tra le due placche). Quindi troviamo pezzi di rocce tipici dell’oceano in montagna.

03/04

Ripasso: carta geologica... rocce non si distribuiscono in maniera casuale. Fenomeni magmatici danno origine a rocce magmatiche, che sono di diversi tipi. Ci sono soprattutto sul monte Bianco, Sardegna e Sicilia. Magma= formato da protostrutture di minerali. Distribuzione dei diversi tipi di magmatismo in base a tettonica delle zolle. Composizione magma: ci sono delle zone del mantello in cui si formano materiali diversi. Silicio e magnesio fanno la differenza in composizione all’origine del magma. Viscosità del magma dipende da quantità di silicio presente: + c’è silicio + i magmi sono viscosi. Viscosità è molto importante. Magmi basici o acidi non c’entrano col pH. Dipende anche in questo caso dalla quantità di silicio: magma basico= - fluido (attività effusiva) meno ricco di silicio. Come si forma. Concetto di fusione parziale: roccia non fonde tutta insieme perché ci sono materiali diversi. Come passare da stato solido a liquido: temperatura, pressione e fusione sono fondamentali. Presenza di acqua aiuta a formazione del magma. Cristallizzazione frazionata: i magmi risalgono in superficie una volta formati per un contrasto di densità: sono meno densi. Andando verso l’alto inizia a cristallizzare perché incontra condizioni diverse. Questo avviene con cristallizzazione frazionata che è l’inverso della fusione. Anche questo è molto iportante!! Terminologie: camera magmatica, plutoni (Adamello, monte bianco, rocce raffreddate in profondità), sill o dicco sono fratture tramite cui il magma risale in superficie. Se è parallelo alla montagna è sill, altrimenti se è riga storta è dicco.

Xenoliti= roccia estranea: quando il magma risale, può portare dei pezzi di roccia in superficie, che vengono inglobate nel magma. È modo per capire il mantello.

MORFOLOGIE (forme di territorio) di vulcani. Strutture magmatiche vulcaniche

1. Vulcani a scudo= legati a lave poco ricche di silice. Senza contaminazione di altre rocce. Tipici di hot-spot, in Hawaii. Sono molto veloci, scorrono come i fiumi. Collegamento diretto della superficie della terra col mantello
2. Ricche di silice, viscose, che costituiscono come un tappo chiamato duomo vulcanico. Lava si accumula in corrispondenza del condotto e non riesce a fuoriuscire. Può dar luogo a eruzioni esplosive. Esempio: vulcano negli stati uniti.
3. Cono di scorie: dati da accumulo di piroclasti (frammenti di lava in atmosfera che si raffreddano velocemente). Esempio: Nicaragua. Lave di composizione intermedia tra uno e due.
4. Strato vulcano. Molto diffusi in Italia. Hanno attività che si alternano, esplosive ed effusive. Esempio: Etna.
5. Calder: in profondità c’è camera magmatica. In seguito a violenta eruzione, la camera si svuota quanto basta da non riuscire a sopportare il peso delle rocce che ha sopra. Si ha una depressione. In questa spesso si formano dei laghetti (diffusi in Italia). Es: lago di bracciano. È successo anche col Vesuvio: prima era molto + alto e largo e, dopo eruzione di Pompei, rocce sono crollate e si è formata una nuova caldera dove dentro si è formato un nuovo vulcano (da un lato si vede la montagnetta).
6. Eruzioni fissurali: apparati vulcanici con basse elevazioni che si allineano. Esempio: Islanda. Sono particolari e locali, non ci riguardano tanto.

STRUTTURE MAGMATICHE IN ITALIA

Molti attivi sottomarini. No nell’adriatico perché a causa delle placche: ci sono delle microplacche che va in subduzione (Italia è zona di subduzione). Dove ci sono i vulcani è una parte della placca africana. Attività lungo arco alpino non è più attiva.

RISCHIO VULCANICO E COME LO SI RAPPRESENTA SU CARTA

Campi flegrei (Napoli). Su carta vediamo dei rilievi che sono dei microcrateri in cui a volte troviamo i laghetti, tutto incluso in una forma circolare più grande, una caldera. Linee rosse sono i crateri. Diversi colori sono diverse rocce. Dopo eruzione 39000 anni fa si è formata la caldera e sono nati tani piccoli crateri. Pozzuoli: hanno scosse molto frequenti a causa dell’attività vulcanica. Questa zona con tanti piccoli crateri è una delle più popolate d’Italia. È una zona ad elevato rischio vulcanico.

Rischio= prodotto tra tre fattori:

• Pericolosità: probabilità che un fenomeno di una data intensità si verifichi in un intervallo di tempo in un’area. Se abitiamo lontano da un vulcano, essa è zero
• Vulnerabilità: propensione, tendenza di edifici e persone ad essere danneggiati da un dato evento. Quasi sempre elevata per quanto riguarda i vulcani.
• Valore esposto= numero di unità (vite umane o infrastrutture) presenti in una determinata area.

Si realizzano delle carte tematiche per uno di questi tre fattori o per il rischio.

Esempio: Napoli. Diversi colori= diverse rocce del vulcano (a sinistra). A destra: carta del rischio vulcanico in Vesuvio. Rossa= rischio elevato. Zona gialla a medio rischio non è centrata sul cono, quella rossa sì. Quindi, questo significa che uno dei tre parametri cambia. Vulnerabilità è sempre elevata. Cambia la pericolosità. In questa zona i venti vanno da ovest verso est. Vesuvio alterna, è uno strato vulcano. Le zone in cui le rocce si sedimentano dipendono da dove tirano i venti. La maggior parte vengono depositate sui fianchi orientali.

Non basiamo nulla sulla pericolosità. Possiamo agire sul resto: non costruire in zone esposte o costruire in un certo modo. Rischio in un certo modo si può prevedere attraverso i fenomeni premonitori: quando magma risale, incontra ostacoli e porta a eventi di fratturazione delle rocce. Quindi si associa alla risalita di un magma piccoli terremoti continui. Bisogna monitorare! Secondo fenomeno premonitore: rigonfiamento della topografia in prossimità del vulcano: il gas disciolto degassa e durante la loro risalita possono incontrare ostacoli e formare rigonfiamenti, anche solo di millimetri. Ultimo fenomeno: emissione di gas che arrivano nell’atmosfera e portano ad anomalie nella composizione dell’aria. Gas che fa scattare l’allerta è il radon, che si associa a risalita del gas sulla superficie.

04/04

PROCESSI LITOGENETICI= processi che danno origine alle rocce

ROCCE SEDIMENTARIE

Sono le + complesse

Differenza tra sedimenti e rocce sedimentarie? Sedimenti sono dei pezzettini (briciole), chiamati sedimenti sciolti perché non sono legati gli uni agli altri. Esempio: sabbia del mare. I materiali non sono compatti, si sentono i singoli granelli. Roccia è stata dagli stessi frammenti ma intervengono dei processi che fanno sì che siano compatti, attaccati gli uni agli altri.

Sedimentologia= branca che studia come si formano i sedimenti e come si accumulano in diversi ambienti. Ambiente di sedimentazione è un concetto importante. I numeri indicano ambienti diversi in cui si formano i sedimenti. Questi sedimenti sono accumulati in ambienti detti anche deposizionati attraverso una serie di processi guidati da forse esogene (esterne, che avvengono sulla superficie terra, come il vento, l’acqua, ecc.). diverse da endogene che avvengono nella terra. Ambienti divisi in 3 categorie

• Continentali
• Fluviali in ambienti marini. Classificazione dipende da profondità mare
• Costieri o di transizione. Spiagge, delta.

Ambienti sedimentari: dove si possono formare i sedimenti. Ognuno di questi è caratterizzato da condizioni diverse, soprattutto del clima (anche condizioni fisico chimiche diverse, esempio animali diversi e biologia può influenzare formazione sedimenti). Il clima è il fattore + importante.

Litologia= riconoscimento rocce. Tessitura di una roccia: dimensione, forma, relazione tra i componenti. Strutture= disposizione spaziale dei sedimenti in 3d.

prima si formano i sedimenti e poi le rocce sedimentarie. I componenti nei sedimenti sono sciolti, ovvero non attaccati. Diversi componenti:

• Cristalli (minerali)
• Conchiglie di organismi deceduti
• Parti scheletriche (esempio: coccoliti)
• Frammenti di una roccia preesistente che è stata rotta

Tutti questi sono sedimenti.

Altra caratteristica delle rocce sedimentarie: presenza di una stratificazione. I sedimenti si accumulano come torta a strati. Si formano partendo dallo strato + basso per accumulo e col tempo il primo strato viene seppellito da altro accumulo di sedimenti. Strat sono paralleli o più o meno paralleli. Tra ognuno di questi livelli consideriamo come se ci fosse una piccola pausa. Ognuna delle variazioni rappresenta un evento di deposizione di sedimenti. Gli strati non sono tutti uguali. Cambia il colore e lo spessore. Quindi in alcuni si è accumulato tanto. Inoltre, cambia anche la sporgenza: alcuni strati sporgono rispetto ad altri perché sono + resistenti agli agenti esogeni (azione di acqua e vento). Questa è la caratteristica tipica delle rocce sedimentarie. Altro caso: strati + grandi paralleli e tra essi ci sono dei substrati che hanno un angolo diverso rispetto a quelli principali. Osservazione può anche essere fatta alla mesoscala: in un piccolo pezzo troviamo altri piccoli strati. Si può fare anche al microscopio: si vede eterogeneità, con zona di componenti + grandi e altra con + piccoli. Quindi stratificazione è anche a livello microscopico.

Gli ambienti di sedimentazione si inseriscono in zone + grandi della terra dove la crosta è + abbassata. Dentro la crosta confluiscono i vari sedimenti. In inglese si parla di sinks (lavello, vasca da bagno). In italiano: bacino sedimentario: zona in cui crosta è + bassa (sprofondamento può essere causato da principio di isostasia) più aggiungo sedimenti in zona depressa, + questa tende a sprofondare. Bacini sedimentari possono avere misure molto diverse. Bacino sedimentale è oggetto a grande scala, ribassato, in cui tendono a convergere sedimenti che portano a carico ulteriore che porta a ribassamento ulteriore. Esistono diversi tipi di bacini. Quella che governa è la tettonica a zolle. In alcune zone abbiamo una depressione della costa. Bacini sedimentari sono in giallo e rappresentano tutti i tipi di bacini. Si possono formare quindi in varie zone della litosfera. I tipi principali si formano in corrispondenza di margini convergenti, divergenti e margine passivo.

• Convergenza tra litosfere continentali.
• Divergente quando le placche divergono e si formano fratture perché c’è un assottigliamento della crosta.
• Margine passivo: crosta oceanica vecchia e fredda che pesa e tende a causare depressione.

All’interno dei bacini POSSIAMO AVERE TANTI AMBIENTI DEPOSIZIONARI!! NON CONFONDERE LE DUE COSE. Il primo è su grande scala, in esso si formano tanti ambienti deposizionari.

Bacino di flessura: esempio è la pianura padana. Si forma tra due catene, le alpi e gli appennini, che sono convergenti (tendono ad andare una verso l’altra). In pianura padana si formano molti ambienti: marini, costieri (spiaggia), lacustri (laghi), fluviali (fiume) e in montagna ambienti glaciali. Quindi ci sono tanti ambienti di deposizione. Bacino margine passivo si trova tra lato est delle Americhe e ovest africa e Europa.

CLASSIFICAZIONE ROCCE SEDIMENTARIE

3 grandi categorie. Distinti in base ai componenti e dai processi fisici, chimici e biologici. 3 grandi categorie sulla base dei processi fisici, chimici e biologici.

1. Sedimenti clastici. I componenti di queste rocce si formano a partire da ROCCE PRE ESISTENTI DI QUALUNQUE TIPO che subisce disfacimento grazie a delle forze che le degradano e formano frammenti della roccia precedente. Questi prendono il nome di clasti. (attaccati da agenti esogeni e trasportati da essi). VENONO TRASPORTATI. I componenti di base sono i clasti.
2. Sedimenti chimici che dallo luogo a rocce sedimentarie chimiche. Sono costituiti da cristalli di minerale precipitati da una soluzione sovrassatura (acqua con ioni disciolti). Si trovano soprattutto in mare ma anche negli specchi d’acqua in generale. Questi cristalli sono + densi dell’acqua che li circonda e quindi tendono ad andare sul fondo, formando degli accumuli di cristalli. Sono processi chimici perché interviene solo una soluzione acquosa (con cambiamenti ad esempio di temperatura). Differenza coi primi: non ci sono rocce preesistenti, sono nuovi nati e, mentre i primi vengono trasportati, i secondi no. I componenti di base sono chiamati cristalli (esempio: sale da cucina, pareti di gesso chiamate evaporite, che si trovano dove il mare è poco profondo o roccia travertino, pietra bianca bucherellata, formata da calcite).
3. Sedimenti biochimici. Derivano da precipitazione di minerali attraverso processi ORGANICI (prima erano inorganici): intervengono organismi viventi che sintetizzano i minerali. - Altro modo per formarli: ci sono organismi microscopici (batteri e alghe) che, per loro sopravvivenza, fanno la fotosintesi, sottraendo CO2. Abbiamo una precipitazione dei minerali indotta dalla vita (per questo biochimici). Sottraendo la CO2 è come se sovrassaturassero la soluzione e fanno precipitare i minerali. I componenti di base sono chiamati granuli. Esempio del primo tipo: accumulo di conchiglie di esseri viventi deceduti e scogliere in Francia formata da accumulo di organismi.

Si possono avere dei mix.

Le briciole devono diventare rocce, è un destino di tutti.

Sedimenti portano a un carico sedimentario. Questo porta a seppellimento, durante il quale il sedimento può passare a roccia. Carico sedimentario= pressione esercitata dai sedimenti che si sono accumulati su uno strato. Gli strati più profondi, si trovano a temperature e pressioni più elevate e si trova circondato da fluidi che hanno una composizione un po’ diversa. Questo strato è formato ancora da sedimenti sciolti. Attraverso la diagenesi si formano le rocce= serie di processi fisico-chimici che intervengono sui sentimenti quando si trovano ad una certa profondità. Diagenesi non è uguale al metamorfismo. La prima avviene vicino alla superficie della terra. Se il materiale continua a sprofondare, si passa a roccia metamorfica, ovvero in marmo.

Come avviene la litificazione e come agisce la diagenesi? Litificazione avviene attraverso due processi della diagenesi:

• Compattazione: (guardare le immagini!) riorganizzazione dei componenti del sedimento, indipendentemente dalla loro natura. Si riorganizzano nello spazio per occupare meno spazio. Si compattano. Il volume si può ridurre anche + della metà. Inizialmente i sedimenti erano separati da pori occupati da acqua e in seguito a compattazione acqua è stata espulsa e si ha avuto a riduzione della porosità. Così aumenta la densità.
• Cementazione: (colla) processo che porta alla formazione del cemento (la colla). La stessa cristallizzazione che avviene in superficie può avvenire in profondità. Soluzione acquosa può diventare sovrassatura, formano cristalli di minerale che fanno da colla. In entrambi i casi abbiamo una riduzione dei pori. (Rocce formate da organismi viventi possono essere riframmentate e in questo caso sono clasti, quindi si parla di bio clasti). (Porosità può essere anche all’interno degli organismi).

09/04

Destino di tutti i sedimenti: essere seppelliti da altri sedimenti, formando rocce sedimentarie.

In tutta la zona della pianura padana abbiamo sedimenti.

PROCESSI LITOGENETICI

Per formazione di sedimenti clastici: alterazione= insieme dei processi chimici e fisici ad opera degli agenti meteorologi che spezzettano rocce preesistenti e le trasformano in sedimenti sciolti.

• Alterazione fisica: ad opera del vento, delle radici delle piante, del ghiaccio, oppure in zone in cui ci sono dei cicli di gelo e disgelo: in questo caso, nelle rocce ci sono delle fratture in cui entra l’acqua e nei periodi di gelo ghiaccia, occupando + volume e portando così alla frantumazione del blocco nel corso degli anni.
• Chimica: per farlo, la roccia deve interagire con dei fluidi (di solito l’acqua e l’atmosfera, che può essere considerata come un fluido). Due reazioni chimiche: ossidazione (con cui le rocce cambiano colore: rocce che contengono il ferro) e dissoluzione (+ importante). Questa è operata da fluidi che vengono in contatto con rocce particolarmente suscettibili alla frantumazione (esempio: carbonato di calcio). Acqua interagisce dissolvendo: in superficie rimangono delle rocce bucherellate. Rocce reagiscono con l’acqua e gli ioni che costituiscono questi minerali vanno in soluzione (entrano nell’acqua) quindi la roccia è parzialmente disciolta: testimonianza ne sono i buchi.

Una volta formati, bisogna eroderli e trasportarli. Erosione= allontanamento dalla zona. Trasporto: processo che li porta fino ad aree di accumulo. Chi li opera? Acqua, vento, ghiaccio (striature + scure sono dati da sedimenti, clasti) e GRAVITÀ (allontana i frammenti di roccia dall’alto verso il basso)!! Questi agenti possono anche agire insieme.

Chimici: (esempio: pareti di gesso, travertini) in questo caso non abbiamo la prima parte: non intervengono l’alterazione né l’erosione, né il trasporto. Essi precipitano da una soluzione e vengono depositati sul fondo della colonna d’acqua (perché + densi). Si parte direttamente dalla deposizione!! Per formare sedimento chimico abbiamo bisogno di acqua con ioni disciolti. Sul fondo possono precipitare i minerali. È una precipitazione che non subisce trasporto. Minerali tipici: halite, sale, solfati (gesso), carbonati e magnesio. Ambienti in cui si formano: salardi di alta quota (siti attuali di sedimentazione, come in America). 2 reazioni: cationi e anioni disciolti che formano una soluzione. A seconda dei cambiamenti ambientali che il sistema subisce, posso formare solfati o carbonati. La reazione avviene in entrambi i sensi. Questi cambiamenti ambientali sono essenzialmente 3:

• Evaporazione: acqua evapora e così viene rimosso il solvente, aumentando la concentrazione del soluto. Il nuovo equilibrio porta a precipitazione. Le rocce che si formano prendono il nome di evaporiti. (hanno strutture a rete di pollo)
• Se invece aggiungo acqua, aggiungo solvente e l’equilibrio porta a dissoluzione di ioni e quindi dei minerali.

Evaporiti: sono fonte di sale. Fondamentale è l’ambiente arido. Di solito sono ambienti costieri (tranne per i salar). Possono esserci delle piane costiere. Ci sono dei corpi idrici isolati, non oceano, per cui evaporazione ha un effetto (in oceano no perché c’è tanta acqua). Esempi in Australia. I minerali non precipitano tutti insieme. I primi che precipitano sono calcite e dolomite, poi gesso, ecc. il carbonato di calcio inizia a precipitare con 19 litri di acqua, poi precipitano gesso e poi halite. (immagine ad occhio di bue) Nei laghi non c’è lo stesso ordine. Evaporiti hanno una rilevanza anche economica (es. sale). Quindi sono importanti! Ariel: evaporiti delle nostre parti. Durante periodo messiniano il mediterraneo esisteva ma si è prosciugato perché lo stretto di Gibilterra si è chiuso (non comunica + con oceano Atlantico). Era un periodo caldo e si sono formate evaporiti. Si sono formati fino a 3 km di spessore di evaporiti. Cause per cui stretto si è chiuso: convergenza tra placche, abbassamento del livello del mare. Sicilia era proprio nel mezzo della conca. Questi strati sono particolarmente impermeabili (quanto un materiale è disponibile ad essere attraversato dal fluido). Non si lasciano attraversare dai fluidi e formano un tappo nel sottosuolo. Questi tappi servono per l’accumulo e l’estrazione di fluidi come il metano, il petrolio e l’idrogeno. Le evaporiti sono importanti anche nell’esplorazione del sottosuolo (per idrocarburi fossili, stoccaggio co2). Sono importanti perché questi fluidi ci servono.

Oltre ad evaporazione, si possono indurre altri cambiamenti che portano a precipitazione. Posso indurre precipitazione per diminuzione della co2 pressione del fluido (esempio: bottiglia di acqua frizzante agitata porta a separazione di co2 dall’acqua). In natura roccia formata da carbonato di calcio che si è formata perché l’acqua è stata talmente agitata da far separare la co2 e facendo così formare il carbonato. (Sopra la vegetazione c’è uno strato di minerali). Si possono formare anche nelle grotte: si trovano ad una pressione meno importante (e si formano stalattiti e stalagmiti), degassano e formano nello stesso modo il carbonato. Travertini= rocce che si formano in sorgenti (sono da costruzione e sono leggere e resistenti).

Biochimici: anche in questo caso non abbiamo la prima parte. In questo caso il trasporto è trascurabile, minimo (metri). Sono formati da granuli, particelle scheletriche o gusci di organismi. Il fango ha origine simile ai granuli ma è di dimensioni ancora più piccole. Si possono formare dei carbonati o dei silicati. I gusci degli organismi in realtà possono essere formati da minerali diversi, per esempio quelli in acque molto profonde sono formati da silicati. (Noi ci occupiamo dei carbonati). In questo caso abbiamo bisogno della vita. Formano rocce carbonatiche, i calcari. Altro processo biochimico: organismi microscopici che fanno la fotosintesi e non hanno una parte scheletrica dura. Tramite la fotosintesi rimuovono la co2 dell’acqua in cui vivono. Si comportano come delle piante sottraendo co2, si forma il carbonato di calcio. Quindi sono carbonati bio prodotti. Questo è possibile solo grazie agli organismi, senza non si ha. (immagini: grandi dimensioni e micro).

Tutti questi tipi di sedimenti non si formano negli stessi ambienti della terra. In alcuni ambienti invece possiamo avere tutti e tre, ad esempio nei laghi. Verso il mare, dominano di nuovo i sedimenti di tipo clastico.

In Italia: pianura padana è il bacino di sedimentazione (continentale, lacustre, alluvionale, depositi glaciali). Quello tipico è alluvionale. Sul delta e lungo le spiagge è transizionale. Anche in laguna interna vicino a Cagliari abbiamo zona di sedimentazione. Per il resto, non abbiamo attualmente siti di formazione di rocce di carbonato, nonostante le nostre montagne siamo piene (ad eccezione delle grotte e delle polle dei travertini).

10/04

ROCCE METAMORFICHE

Per averla bisogna avere rocce preesistenti.

Rocce che si formano a partire da rocce magmatiche e sedimentarie (che si formano in ambienti molto diversi, le prime nella crosta profonda, le seconde in superficie). Queste rocce vengono sottoposte a pressioni e temperature diverse. Queste sedimentarie, i minerali diventano instabili, gli atomi si redistribuiscono e formano nuovi minerali, quindi rocce nuove. Esempio di quando si formano le metamorfiche: dove ci sono due placche. In una parte ci sono degli strati, nell’altra delle strutture piegate che sono il risultato delle forze compressive che si esercitano nelle parti delle zolle. Rocce tutte piegate erano rocce sedimentarie. Della roccia di partenza è rimasta però solo la stratificazione, per il resto si è trasformata. Esempio: grafite che si trasforma in diamante. Essa è formata solo da atomi di carbonio. Se la grafite viene portata a pressioni elevatissime, si può riorganizzare nel diamante, che anche esso è formato solo da atomi di carbonio, solo con una struttura diversa. Altro esempio: calcare (carbonato di calcio che si forma per precipitazione), se portata ad alte temperature si trasforma in marmo. Struttura orientata: da informazioni su pressione tramite cui è avvenuta la trasformazione. Struttura non orientata (non si vedono le strutture lineari).

In Italia: rocce metamorfiche ci sono soprattutto in Calabria, Sardegna e tutto arco centro occidentale delle alpi. Queste zone si sono formate in momenti diversi, in un momento in cui c’è stata una collisione tra placche tettoniche. In litosfera abbiamo diversi gradi di temperatura: 10, 20fino a 100 (gradiente). Gradiente medio: 25/30. Importante!! Anche pressione aumenta con profondità. Aumenta con gradiente 0.3/0.4 a km. Il flusso di calore (che è risposta a gradiente geotermico) dipende dal gradiente. Più è alto uno, più è alto l’altro. Flusso di calore massimo è in corrispondenza dell’asse della dorsale. Minore in fossa. Isoterma= superficie lungo la crosta. Non è solo la profondità a cui porto la roccia ma anche il contesto tettonico che fa la differenza. La temperatura è in funzione della dona della tettonica a placche.

Cause del metamorfismo. Pressione litostatica: un oggetto è sottoposto alla stessa pressione in tutte le direzioni, quindi si dice omogenea. Roccia sedimentaria si compatta e passa a una riduzione del volume ma non un cambiamento di forma.

Pressione orientata: c’è una direzione lungo le placche su cui la pressione è massima, l’entità non è uguale ma è orientata.

I fluidi aiutano il metamorfismo. Una roccia senza acqua, scaldata, i minerali si devono riorganizzare ma lo fanno in modo lento. È facilitato se c’è acqua. Aiuta quindi a rendere la reazione + rapida. Oltre il campo di temperatura e pressione in cui si formano le rocce sedimentarie, si formano quelle metamorfiche. Si parla di metamorfismo fino a un certo punto, perché poi si passa al magmatismo. A circa 600 gradi, non si parla più di processi metamorfici ma di magmatici.

Grado metamorfico: campo metamorfico è superiore ai 200 gradi. Sono le condizioni a cui la roccia si è trasformata. nel diagramma ci sono delle zone che indicano gradi metamorfici diversi. Rocce metamorfiche che si formano ad alte temperature e pressioni: alto grado metamorfico. Diversamente è basso e poi abbiamo condizioni intermedie di elevata pressione e basa temperatura e viceversa. Le stelline rappresentano rocce diverse, che hanno composizione diversa (minerali diversi). Queste hanno diversa composizione chimica ma stesso grado metamorfico (se si trovano nello stesso punto della crosta). Partendo invece da una stessa roccia: stessa roccia di origine può dare origine a rocce diverse di diverso grado metamorfico. Nel primo caso, abbiamo minerali che sono stabili alle stesse temperature e pressioni perché hanno stesso grado metamorfico (in caso di rocce diverse, con composizione chimica diversa).

TIPI DI METAMORFISMO

Classificati in base alla zona della tettonica pacche in cui ci troviamo

1. Regionale. Legato a scontro tra due placche continentali. Accompagnato dalla deformazione delle rocce. Temperature e pressioni elevate. (alpi, cordigliera).
2. 2. Di fondo oceanico (meno importante e + locale). Si trova in corrispondenza delle dorsali. Qui c’è interazione tra rocce che si sono formate lungo la dorsale con le acque dell’oceano, le quali vengono inquinate dai gas rilasciati (sono ricche di co2 e sono calde). Metamorfismo di alta temperatura ma pressione non molto importante.
3. Di seppellimento (importante). Si trova in corrispondenza delle zone di subduzione. Crosta oceanica che subduce è vecchia e fredda. Temperatura non è importante ma conta la pressione: le rocce della placca che subduce si trovano a pressioni crescenti e tendono a trasformarsi in minerali che sono stabili a quelle pressioni. Sono fenomeni di metamorfismo a grande scala.
4. Di contatto. È a scala locale. Rocce si formano quando le rocce preesistenti vengono intruse dal magma. Materiale si immette in rocce e scaldano con la loro temperatura le rocce circostanti. Dicco= rocce magmatiche che si formano in profondità. Zona a contatto col dico, si trova in condizioni di temperatura diverse da quelle di formazione e si trasforma. Si ottiene al contatto. Marmo si forma grazie a metamorfismo di contatto. Esempio: massa carrara. Un plutone (massa di magma) ha attraversato rocce. Dicco è roccia magmatica. È magma che risale attraverso delle fratture e si solidifica. Così però altera la roccia intorno e la scalda. Allontanandoci, ritroviamo l roccia sedimentaria intoccata.
5. Metamorfismo da impatto: quando cadono meteoriti. L’impatto fa trasformare rocce.

14/05

DEFORMAZIONE DELLE ROCCE

Sforzo= forza che viene applicata alle rocce che induce una deformazione nel materiale. (forza x superficie)

Deformazione= cambiamento di forma o dimensioni delle rocce per effetto dello sforzo.

Resistenza meccanica= ogni materiale ha una sua resistenza. È lo sforzo massimo prima che le rocce si rompano.

Reologia= ramo della fisica che si occupa di studiare la deformazione degli oggetti a diverse condizioni.

In laboratorio, possiamo avere un comportamento

• Fragile= si rompe. Nel comportamento fragile si innescano delle fratture, ovvero delle discontinuità, dei piani di rottura.
• duttile= rimane deformato.

Questo dipende dal materiale, dallo sforzo applicato e da dove siamo (es vicino alla superficie o in profondità).

Deformazione rocce nella crosta:

• pressione litostatica: subiscono pressione da tutti i lati e questo porta a una loro compressione. Oppure
• pressione orientata: porta a deformazioni di tipo duttile. Porta a formazione di un’oggetto chiamato piega. Deformazioni fragili invece portano a fratture o faglie (prodotto della deformazione)

pieghe= struttura in cui ritroviamo degli strati piegati tra di loro. Le rocce assorbono lo sforzo deformandosi in maniera plastica e si fratturano relativamente poco. Esistono 2 tipi principali:

• anticlinale= concavità verso il basso. NB: per ricordarsi: lettera A forma una concavità verso il basso.
• sinclinare= concavità verso l’alto.

Ogni piega è caratterizzata da fianchi che possono essere più o meno inclinati.

Altre strutture: comportamento fragile (si rompono). Formano fratture. È una discontinuità nel materiale che ha raggiunto il punto di rottura. I blocchi di roccia portano solo a una rottura. Quando questo si associa a un movimento dei blocchi di roccia che si formano si chiama faglia. All’origine di ogni terremoto c’è una faglia. Esistono diversi tipi e vengono classificati sulla base della direzione del movimento. (mappa di distribuzione degli ipocentri in un centinaio di anni, pallini rossi associati all’entità).

Traccia in superficie di una faglia. Terremoto non si può prevenire ma si può prevedere e si può ridurre il rischio sismico. Esempi di faglie in superficie: piano di faglia del terremoto di amatrice (si vede il lato); piano di Sulmon: piano di faglia dove si vede una crepa laterale obliqua; isola: del suolo deformato.

Le onde sismiche impattano in diverso modo e possono inghiottire interi edifici. Questo fenomeno prende il nome di liquefazione.

Tra i crolli secondari ci sono anche le frane. Terremoti possono portare a caduta terreno. Si parla di movimenti in massa, non di frane. È un possibile effetto del terremoto. Altro effetto può essere il maremoto (noi non molto esposti).

Piano azzurro è il piano su cui le rocce si sono mosse. Ipocentro= punto in cui si origina la scossa. La proiezione di questo sulla superficie è l’epicentro (sulla verticale rispetto al punto in cui è stata rilasciata energia).

Per classificare le faglie bisogna orientare il piano nello spazio attraverso 3 grandezze.

Giacitura= orientare una superficie nello spazio.

Tre grandezze della giacitura:

• direzione. Intersezione della superficie con l’orizzontale. Direzione dell’esempio è ovest-est. Dove poggia per terra, forma una linea. Quella è la direzione.
• Immersione. Il lato di inclinazione cambia. Indica dove va la pendenza del piano.se inclinata verso sud, ha un’immersione verso sud. Immaginare di mettere una gocciolina di acqua sopra. Se questa va verso sud, allora l’immersione è a sud. Nell’esempio, l’immersione è a sud.
• Pendenza. Angolo di pendenza.

Stessa cosa si applica a un piano di faglia. Linea di faglia è la direzione. (est overt nel disegno). Immerge verso sud di un angolo di circa 60 gradi.

Faglie vengono classificate sulla base di questo. Su base di direzione di spostamento e un’altra cosa.

Se sfregano, il movimento è parallelo all’immersione. Altrimenti parallelo. Movimento lungo l’immersione va su e giù.

• Faglie dirette o normali: quando il blocco superiore scende . blocco superiore= hanging Wall, tradotto con tetto. Questo si ribassa sul blocco di sotto. Blocco di sotto= foot waal, tradotto letto. Si riconosce quello superiore perché la linea è inclinata da un lato, quindi, c’è per forza un lato sopra. Questa rottura avviene quando la roccia è sottoposta a sforzi di tipo tensionale, come se le stessi allontanando. Questo tipo si trova nelle zone di espansione, dove la crosta si assottiglia
• Faglie inverse. Situa opposta. Blocco superiore risale rispetto al blocco di sotto (foot wall). All’origine di questa deformazione ci sono degli sforzi compressivi. Questi si hanno nelle zone di collisione di placche. Se il piano di faglia ha una pendenza inferiore ai 15 gradi, hanno un altro nome. Il meccanismo è lo stesso ma queste sono a basso angolo.
• Faglie trascorrenti. Quando il movimento è parallelo alla direzione. Causate da sforzi di taglio, ne compressione de dilatazione, si applicano degli sforzi di taglio, scorrere. Si distinguono in due: faglia trascorrente di sinistra e destra. Per capire quale delle due: osservatore osserva il movimento di osservazione di quella di fronte a lui: questo blocco si muove verso sinistra, quindi, è quella di sinistra. Se si muove verso la mia destra, è destra. Non importa su quale faglia ci si mette, è uguale perché non cambia. Sarà sempre di sinistra o di destra.

NB: DOMANDA D’ESAME!! DEFINIRE A PARTIRE DA ESEMPI REALI.

esempi: faglia di sinistra è inversa perché lo strato superiore è un po’ deformato, è la continuazione di quello dall’altro lato. Quella in mezzo si vede bene: uno strato a sinistra è + in alto di quello di destra. 1. Distinguere il letto dal tetto. 2. Definire la direzione dello spostamento. Così si capisce il nome.

Immagine satellitare in basso a sinistra: si vedono le rocce di diversi colori.

Esempio del mar Rosso: in profondità è formato da blocchi ribassati lungo piani normali. Asse della rift Valley non è continuo, si vedono trascorrenti destre. Sono tutte faglie trasformi.

TERREMOTO

Si verifica dove rocce sono sottoposte a sforzi e si deformano in maniera fragile, quindi rompendosi, quando sono sottoposte a sforzi che superano un certo range. Diagramma tempo-sforzo: punto c è il punto di rottura, dove si raggiunge il punto massimo di resistenza. Prima si deforma e basta. Energia è rilasciata sotto forma di onde che si dipartono dal punto di rottura e si propagano in 3d. teoria non sempre rispettata: quando si raggiunge il punto di rottura si torna a zero e si ricomincia un ciclo di accumulo. Intervallo di tempo tra una rottura e quella successiva è il tempo di ritorno. Guardando dall’alto: sforzi di taglio trascorrenti, accumulazione in B e C e poi rottura. NB: Il tempo di ritorno non è mai una costante. Quindi non è facile dire dopo quanto ci sarà nuovo terremoto. Perché? Perché in laboratorio lo sforzo è costante ma nella realtà l’entità delle forze non è sempre costante. (il piano di faglia è un punto di debolezza di una roccia). Altro motivo è che nel tempo cambia il comportamento del materiale, è il punto di rottura che cambia nel tempo e di solito diminuisce. Col tempo tende ad essere più rompibile.

Dinamica del terremoto è complessa. Piano di faglia è sempre associato a quelle ausiliarie. Lungo queste abbiamo dei movimenti. Dopo il terremoto principale ci posso essere dei movimenti di assestamento.

Come si misurano le vibrazioni del suolo (delle rocce) indotte dal passaggio delle onde sismiche. Sismografo: è dato da una base (arancio) che è agganciata al suolo e quando le rocce vibrano vibra anche lei; sopra è montato un cilindro, un rotolo di carta che gira col tamburo; quando la superficie vibra, il movimento viene trasmesso anche al tamburo, che vibra anche lui; poi c’è una massa sospesa a una molla che rende il pennino inerte, rimane sempre sospeso alla stessa altezza senza muoversi; il pennino quindi scrive sul rullo l’intensità delle vibrazioni del suolo sulla componente verticale nel corso del tempo. Il movimento però non è solo verticale ma si può descrivere su tre assi: componente verticale e due orizzontali, perpendicolari l’una rispetto all’altra. Ogni sismografo ha altri sue sismografi che registrano le altre componenti. Quindi per ogni sismografo abbiamo tre linee. Dal sismografo esce un diagramma chiamato sismogramma. Asse X= tempo. Asse Y= ampiezza vibrazioni. Intervallo è di 1 minuto. Parte a sinistra: zona piatta perché il sismografo non si trova sull’epicentro, quindi, le onde ci impiegano un certo tempo ad arrivare. Il tempo varia in base alla distanza dall’epicentro. Onde S sono più lente delle onde P quindi queste due onde arrivano con due tempi diversi che è più lungo per le onde S.

15/05 audio sul computer.

TERREMOTI PARTE 2

Onde P e onde S vengono generate contemporaneamente ma arrivano al sismografo in tempi diversi.

Onde P o onde primarie o compressionali (viaggiano a circa 6 km/s nella crosta terrestre). Comprimono e dilatano il volume del materiale. Velocità dipende dal materiale. Si propagano + velocemente nel mantello perché è + denso (si propagano + velocemente nei materiali + densi).

Onde S o secondarie o di taglio. Inducono movimenti perpendicolari alla direzione di propagazione dell’onda. Sono ¾ km circa più lente.

Queste onde sono sempre all’interno della terra. Quando arrivano alla superficie, originano altre onde, chiamate onde superficiali (che si generano dopo). Si propagano parallelamente alla superficie e inducono dei movimenti di tipo:

• Onde R (dai nomi delle persone): ellittico
• Onde L: perpendicolare solo sul piano orizzontale.

Queste onde sono lente. Sono quelle che sul sismografo formano grandi ampiezze. Danno luogo alle oscillazioni + importanti.

Schema di centro sinistra: sismografi= triangolini capovolti. Depressioni con deposito alluvionale (=dei fiumi). Effetto sull’ampiezza delle onde. Simile lo schema di destra. Ampiezza delle oscillazioni dia di onde S ma anche delle onde superficiali, è molto + importante quando sismografo si trova su questi sedimenti: questo prende il nome di amplificazione. Per valutare la pericolosità sismica, quindi, è importante sapere quello che c’è sotto come rocce. (VIDEO SULLE ONDE). Onde superficiali hanno durata maggiore.

Distanza tra ipocentro e epicentro= distanza focale (o profondità).

Sulla base della profondità dell’ipocentro, distinguiamo 3 tipi di terremoti (slide).

Come funziona arrivo di onde sismiche da ipocentro a sismografo?

RIFRAZIONE DELLE ONDE= da superficie verso profondità aumenta la densità. Quando onda arriva a contatto con mezzo di diversa densità, subisce una variazione del percorso e della velocità (velocità perché materiale + denso). Questo fenomeno si ripete ogni volta che le onde incontrano materiali a densità diversa, formando una curva. È come quindi se queste onde riemergessero. E così possiamo misurarle.

Immaginiamo 2 diverse stazioni sismiche, con due sismografi. Sismogramma sinistra= stazione A, quello a sinistra è + vicino a ipocentro perché ampiezza arriva fino a 100 mm, quindi è + ampia. Nella B le ampiezze sono molto inferiori. Quindi, le onde perdono energia. Maggiore è la distanza da ipocentro, minore è la vibrazione delle onde. Le prime che arrivano sono le P, le altre sono le S. nel primo caso sono + vicine, a destra sono + lontane, + distanti. Il ritardo dell’arrivo delle onde S è maggiore nello schemino + a destra. NB: DOMANDA D’ESAME: SAPER LEGGERE E INTERPRETARE SISMOGRAMMA, PARTENDO DA DIRE COSA C’è SU ARRE X E COSA SU ASE Y E UNITà DI MISURA!!

Sismologi riportano le curve su un diagramma. Asse X= km. Asse Y= minuti. In verticale, ci sono le onde registrate da sismografi diversi posizionati a distanza sempre maggiore da ipocentro. Unendo il punto di arrivo delle onde P per tutti i sismografi, è possibile tracciare una curva, le dromocrone. E hanno fatto la stessa cosa per le onde S. il ritardo di arrivo delle onde S cresce man mano che siamo a distanze superiori dall’ipocentro. A circa 5000 km da ipocentro, ho un ritardo di circa 6 min. l’applicazione di queste curve è stata usata per localizzare l’epicentro del terremoto. Avevo un sismogramma per A uno per B e uno per C e leggevo il ritardo per ognuno. Leggendo il ritardo, deduco a che distanza sono da ipocentro. Es: ritardo di 6 minuti: deduco distanza di 5000 km. Traccio un cerchio che corrisponde a distanza di A dall’ipocentro e faccio lo stesso per le altre. Il punto di intersezione dei cerchi mi dà la localizzazione dell’ipocentro. Oggi non lo si fa + aa mano ma il principio è lo stesso; per localizzare ipocentro necessitiamo di almeno tre postazioni sismiche.

Una volta localizzato il terremoto. Abbiamo due scale per la dimensione di terremoti:

• Scala Richter. Non è proprio una scala perché non a un valore massimo. Misura la quantità di energia liberata da un terremoto. È una scala logaritmica. Arriva fino a 8 ma abbiamo registrato terremoti di magnitudo 9. Una magnitudo 4 è 100 volte + intenso di uno di magnitudo 2. Si basa su due grandezze che si possono leggere dal sismogramma: 1. Ampiezza massima delle onde interne. (nell’esempio: 23 mm). 2. La distanza e l’intervallo di tempo che intercorre tra arrivo di onde p e onde s. (nell’esempio: distanza di circa 24 mm in azzurro). Graficamente: scala a tre componenti: ampiezza in mm, intervallo tra arrivo onde e al centro la magnitudo. Sulle due barre gialle si impostano le misure registrate. Congiungendo i punti, determino sulla scala arancione la magnitudo. Esercitarsi usando altri sismogrammi. Se cambio distanza, la magnitudo è la stessa. È direttamente proporzionale. I terremoti a basso magnitudo sono i più frequenti, uno di magnitudo 6 può essere paragonato a Hiroshima. In Italia non superano il 6 di magnitudo. Uno dei più forti in Italia è stato quello a Irpinia, e per secondo quello del Friuli. Giappone, Cile, California, Alaska, sono tra i paesi + colpiti.
• Scala Mercalli. Ha classificato la percezione del terremoto da parte di persone e cose. Ha diviso la scala da 1 a 12, in cui aumenta la gravità. Percezione è diversa: esempio: in zona desertica, è inferiore. Quindi una classe bassa non significa necessariamente una magnitudo bassa. Grado uno: impercettibile. Grado 5: avvertita e iniziamo ad avere i primi danni (descrittiva).

Cartina: rappresenta zona della California interessata da terremoto di magnitudo 6.7. i colori si riferiscono ai gradi della scala Mercalli. Stellina= epicentro. Allontanandoci, il grado può essere molto diverso: zone di grado 2/3 a contatto con zone 7/8. Perché sono zone poco abitate (es. parchi, oppure zone costruite con edifici + moderni, antisismici). NB: CARTINA Può ESSERE DOMANDA D’ESAME. PER ARRIVARE ALLE DUE SCALE.

Forze. Esempio: faglia lungo cui c’è un terremoto, con 4 stazioni diverse che leggono le onde. Guardando i sismogrammi delle diverse stazioni, è possibile anche leggere le forze in gioco (la loro forza). Il primo impulso è sempre concavo o convesso. Sulla base della forma di questo primo, i sismografi possono capire se le forze in gioco sono di tipo estensivo o comprensivo. Si parla di meccanismi focali (il libro ne parla, si può approfondire).

Ultima applicazione delle onde sismiche: oltre a determinare la geometria delle faglie. Tra fenomeni premonitori di eruzione vulcano, ci sono le scosse di terremoto. In campi flegrei, da cica 6 mesi stanno registrano dei terremoti quotidiani. Utili anche per indagare le profondità della terra: hanno permesso di capire che il nucleo è fatto di materia liquida, perché sonde s si estinguono, quindi, c’è tutta una zona della terra che non registra onde s. questo grazie ai sismografi. Nei loro sismogrammi avremo solo onde p. (video su come onde sismiche si propagano in terra).

Connessione terremoti e placche:

In mappa: tuti i puntini sono gli ipocentri, il colore indica la diversa profondità. Ipocentri lungo confini tra placche. Tutti quelli su dorsale oceanica sono superficiali, meno di 50 km. Quindi l’attivazione è vicina alla superficie. Faglie dirette interessano la prima decina di km. In altre zone (cintura di fuoco e lato ovest di America meridionale) gli ipocentri sono ordinati: es: America: ipocentri superficiali a ovest, sempre più profondi verso est. Questo dipende dalla struttura di sommersione. Dove c’è la convergenza c’è una zona di subduzione: le rocce subiscono uno sforzo importante che accumulano fino a punto di rottura. (opposto a destra dell’Australia). Non si registrano a profondità superiori a circa 600 km, perché a quella profondità la placca che subduce sarà stata riutilizzata e fusa in parte dal mantello. Allineamento di ipocentri in corrispondenza di zone di subduzione= piano di Benioff. Si è capito che pacca è in subduzione grazie alla distribuzione degli ipocentri (vederla in 3d). Benioff= sismologo. In zone continentali: poco profondi (immagine).

Terremoti + pericolosi sono quelli + superficiali. Perché i terremoti poco profondi in contesto continentale (rift, ecc., zone di collisione di convergenza di placche come nelle alpi), la rottura è a poche decine di m di profondità, quindi, onde hanno maggiore importanza perché hanno poco tempo per propagarsi.

Rischio geologico= p x v x E. stesso per i terremoti. Slide per spiegazione di pericolosità, vulnerabilità ed esposizione. Zona desertica il rischio è zero anche se vulnerabilità e pericolosità sono alte. Con edilizia antisismica, possiamo fare qualcosa, a differenza che con i vulcani. Possiamo abbassare il rischio abbassando la vulnerabilità. Pericolosità sismica non si può ridurre.

Pericolosità sismica può essere cartografata, messa su carta. Carta di pericolosità sismica in Italia. Pericolosità espressa come una frazione dell’accelerazione di gravità. Scale di clori sono frazioni dell’accelerazione di gravità. I colori= accelerazione massima che il suolo può subire in una certa area in un arco di tempo di circa 50 anni. Colori scuri= accelerazione massima è + alta. Zone a maggior pericolosità sono lungo gli appennini (in Italia). In Sicilia, è l’Etna, non c’entrano i terremoti. Nord: Friuli. Lombardia: pericolosità bassa a parte Brescia.

Dopo: fare la Microzonazione sismica= si devono mappare su delle carte i tipi di sedimenti o rocce che affiorano. Giallo= deposti alluvionali del Tevere. Pericolosità deve essere reinterpretata comune per comune sulla base delle rocce che affiorano. Quindi esiste la pericolosità azionale ma poi ogni comune deve fare questa cosa. E poi eventualmente aggiungere anche numero di abitanti, tipo di edifici e cose del genere.

Parametri precursori dei terremoti: preceduto da piccoli terremoti (sciami premonitori), registrazione di deformazione da parte delle rocce (prima di rompersi); emissioni di gas particolari in piccole fratture che si aprono prima.

Rapporto Vp/vs= onde p e onde s. è un parametro. Velocità a cui onde si propagano nelle rocce. Prima del terremoto, si registra un decremento del rapporto, come se onde p perdessero coesione, quindi, hanno velocità più bassa (grafico sulla destra, nella parte della curva verso il basso).

16/05

TEMPO GEOLOGICO (computer)

Strumenti per misurare il tempo

Alcuni fenomeni si riescono a misurare direttamente, quelli che si esplicano in pochi giorni. Diventa + complicato ad esempio per orogenesi, formazione catene montuose, espansione oceani, ecc. servono scale diverse.

Tabella con scala. A numeri sono associati tempi geologici. Ricostruire questa scala è stato possibile grazie a 2 approcci: nelle rocce, sono racchiuse una serie di informazioni, età relativa (questo è più giovane di quello) e l’età assoluta (dare numeri).

Datazione assoluta si basa su isotopi.

Due principi:

DATAZIONI RELATIVE:

principi che permettono di datare sono stati formulati da un religioso e sono:

• Principio di orizzontalità originaria: se non sono stati deformati tendono a sedimentarsi con una giacitura quasi orizzontale (alla formazione)
• Principio 2: considerando una successione indisturbata, lo strato più sotto è quello + antico (quindi dal basso verso l’alto si va da rocce + vecchie a + giovani).

Stessi principi possono essere applicati a rocce vulcaniche.

Esempio: stati uniti (gran canyon) argillite (shale) è + antica dell’arenaria e così via.

• Principio 3: formulato un secolo dopo da un inglese ingegnere idraulico (William Smith), durante periodo iniziale di industrializzazione. A lui è stato affidato il compito di pianificare la costruzione di nuovi canali in Inghilterra e iniziò a osservare le rocce. A lui si deve la prima carta geologica del mondo. Osservando i vari strati di rocce sedimentarie durante gli scavi, vede che in due punti a e b molto distanti tra di loro, si potevano osservare che strati diversi avevano contenuto fossilico diverso. Facendo la stessa cosa in b. quindi strati distanti hanno la stessa età (principio di successione faunistica). Quindi è possibile realizzare delle linee tempo che rappresentano la stessa età. Gli stessi intervalli in punti diversi hanno però delle differenze perché i due punti sono a distanti molto grandi e i sedimenti che si depositavano lì avevano delle differenze. Questo permette di correlare rocce distanti tra di loro.

Per farlo abbiamo bisogno di fossili particolari, chiamati fossili indice. Questi sono fossili che hanno organismi che hanno vissuto per un breve periodo, sono apparsi e si sono estinti in un breve periodo, devono essersi sparsi sulla terra e devono essere comuni.

Nell’immagine A è + vecchio come strato. Tra c ed e manca un periodo geologico: c’è un gap, che capiamo esserci anche perché sappiamo datare i fossili. Cosa può essere success? 2 ipotesi:

• materiali nello strato tra i due non si sono mai sedimentati
• uno strato si era formato sopra c ma questo è stato deformato dalla tettonica delle zolle e sollevato, quindi esposto all’area. Le rocce subiscono alterazione, erosione. Quindi i sedimenti sono stati esposti agli agenti esogeni e le rocce sono state erose. Così lo strato d è stato eroso. Poi, questa zona ha ricominciato a subire una subsidenza (abbassamento) permettendo l’accumulo di altri detriti. Linea è la discontinuità. Superficie si chiama discontinuità.

Se questa linea è più o meno parallela agli strati sotto la chiamiamo disconformità. Al contrario, se questa forma un angolo rispetto agli altri stati si parla di discordanza angolare. Entrambe sono discontinuità.

Esempio: grand canyon con scala geologica. in alto sono orizzontali, in basso no. In basso: rocce ignee. Queste emergono e vengono erose (linea rossa= discontinuità), e poi risprofonda e si forma nuovo strato. Quelli storti vanno immaginati in orizzontale. La prima discontinuità è angular unconformuty perché gli strati sopra sono in orizzontale. Gli altri sono disconformità. Negli strati superiori non ci sono discontinuità, quindi non si sono riscontrati dei gap (= questo mare non è mai più andato in emersione).

RELAZIONI DI INTERSEZIONE:

= geometrie particolari che si possono leggere nelle pareti rocciose e ci aiutano a datare le rocce. Sill e dicco sono rocce magmatiche intrusive. Ci interessano perché è possibile guardare intersezione e stabilire chi è + giovane e chi è + vecchio. Nel caso del sill: strato in basso è quello + antico; tutto il materiale sedimentario esisteva già quando il magma si è intruso, quindi il sill è il + giovane. Nel dicco (che forma un angolo): anche lui è il più giovane. Relazioni + complesse: con diversi dicchi che intrudono una stessa parete di roccia con angoli diversi. In foto, prima la linea verticale, poi quella obliqua. Le rocce magmatiche sono quelle che + facilmente si datano. Possiamo avere un’info sulla età assoluta del materiale e possiamo mettere un tetto massimo all’età della roccia che viene attraversata: la roccia è più vecchia del dicco.

(Riguardare la scala cronostratigrafica). Nascita di alcuni esseri coincide con estinzione di altri. Es: dinosauri: di vede che a un certo punto le rocce non contengono più i dinosauri. Ogni epoca geologica, quindi, termina con un’estinzione di massa. (il tutto solo con metodi relativi, guardando rocce distanti e il loro contenuto a livello di fossili).

Geocronologia= braca che si occupa delle datazioni assolute attraverso gli isotopi.

Età assolute:

le rocce sono formate da minerali quindi da elementi chimici. Isotopi: atomi che differiscono in numero di protoni, quindi nel peso atomico. Alcuni sono stabili altri instabili o radioattivi (tendono a disintegrarsi da soli trasformandosi in isotopi di altri elementi). Datazione si basa su questi ultimi isotopi. Isotopo partent= capostipite. Isotopi figli sono quelli in cui gli isotopi radioattivi instabili ricadranno nel tempo. Tempo di dimezzamento degli isotopi capostipiti (half life partent): è il tempo necessario perché la meta della quantità iniziale di un dato isotopo radioattivo iniziale decada. Esempio: mica biotite contiene diversi isotopi. Si può datare come rubinio stronzio. Oppure si può datare la muscovite, il k feldspato. Sono minerali che si trovano in rocce metamorfiche. Tempo di dimezzamento: sul diagramma, all’inizio (in alto a sinistra) ho una certa quantità di isotopi, quantificabili con lo spettrometro di massa (strumento che serve per misurare la quantità di isotopi). Col passare del tempo, l’abbondanza dei capostipiti diminuisce e aumenta quella dei figli. Punto in mezzo in rosso è la metà. Rappresenta il punto in cui i capostipiti si sono dimezzati. Di conseguenza abbiamo dei range di datazione diversi. Carbone permette di datare le cose più recenti. Per le scienze geologiche non ha una grande applicazione, si usano di più quelli sopra.

Dicco può essere datato perché contiene biotite, muscovite ecc. così possiamo dire che la roccia che ha in mezzo il dicco è più antica del dicco. In immagine, strati a b c d e sono rocce sedimentarie. Il b è + vecchio del 8.7 milioni e è più giovane di 23 milioni e di A. d: disconformità. È + vecchio di 3,2 e + giovane di 8.7. quindi posso dire che la zona tra 3.2 e 8.7 è stata sollevata. Perché erosione è giovane di 8.7. NB ESERCITARSI perché è UNA DOMANDA TIPICA D’ESAME. DA Lì DISCONTINUITà, EROSIONE, ECC.

Questo ha permesso di essere sempre + preciso nella datazione delle rocce.

Possiamo datare: rocce magmatiche intrusive, effusive (riolite perché contiene k feldspato…), le metamorfiche dipende da che minerali ci sono (micascisti: databile perché c’è muscovite e biotite; marmo si potrebbe ma nella pratica no perché è come se con ricristallizzazione si purificasse); rocce e sedimenti clasti non si possono datare. NB TENERE PRESENTE PER ORALE SE CAPITA QUESTA ROCCIA ALLO SCRITTO. Non sto datando la roccia ma ad esempio il granito che era stato eroso. Quindi possono esserci dei minerali databili ma si sono formati molto tempo prima della roccia, quindi non posso datarla. Sedimenti chimici e biochimici in teoria sì, in pratica sono minerali che contengono pochi elementi che ci servono per datare (talmente pochi che spettrometri non riuscivano a quantificare; problema: basso contenuto di uranio). Quindi, si cerca di datare le rocce vulcaniche, metamorfiche, ignee e intrusive che magari si trovano tra gli strati.

Guardare slide che non ha finito

21/05 argomenti di queste 3 lezioni non le fanno impazzire (anche acqua ma solo la prima parte)

International chronostratigraphic chart= combinazione tra i periodi geologici messi in luce da apparizione e scomparsa di animali e datazioni assolute. Ogni anno viene pubblicata una nuova perché viene continuamente aggiornata. Si legge dal basso verso l’alto, da destra a sinistra. Dal cambriano in poi troviamo resti animali. Tutto quello che viene prima, costituisce la maggior parte del tempo. In questo periodo non abbiamo associazioni faunistiche.

TERZO APPROCIO PER DATARE LE ROCCE: campo magnetico che si comporta come dipolo magnetico. Questo ha un polo nord e sud magnetico che non coincidono proprio a quello geografico. Questo dipolo a intervalli non regali si alterna. Questo viene applicato ai fondali oceanici: abbiamo nuova lava che si allontana dalla rift Valley. Più ci allontaniamo più vediamo che queste rocce registrano campi in direzioni diverse. Noi possiamo datare le rocce ai lati della rift Valley. I più e i meno rappresentano la polarità normale o inversa. Possiamo usare queste cose per datare le rocce non solo su dorsale oceanica ma anche per la magnetostratigrafia. Rocce sono formate da basalto, composto da minerali, ovvero rocce magmatiche che si formano per colate di lava. Ci sono alcuni minerali di questo magma che sono capaci di orientarsi in base al campo. In oceano abbiamo piccoli sedimenti che hanno la proprietà di potersi orientare in un certo modo quando si depositano sul fondo. Lo fanno i minerali magnetici. Questi poi vengono seppelliti e formano rocce. Mantengono questa informazione. Grazie a questo, è stata ricostruita la scala temporale paleomagnetica. Parti nere e azzurre indicano la polarità diversa. E anche età sono diverse. Una volta creata questa scala, è possibile fare lo stesso tipo di misura ma sulle rocce sedimentarie: rilevare se polarità è diretta o inversa e cercare una corrispondenza tra gli strati di rocce sedimentarie e questa scala. Su ogni campione misuro se polo magnetico era diretto o inverso e vado a trovare una corrispondenza con la scala paleomagnetica. La magnetostratigrafia non è una datazione assoluta, non otteniamo un numero ma una info su orientazione campo magnetico. Tutti questi dati convergono in un grafico con y= altezza e x= sedimenti. Così si riesce a costruire una curva che ci permette di capire quanto tempo la roccia ci ha impiegato a formarsi. Si può fare non solo con rocce in profondità ma anche con rocce emerse. Limite di questo approccio: 1. Ci sono periodi in cui campo magnetico è normale, come adesso. È meglio dove le inversioni di polarità sono più vicine. 2. La scala va fino a 160 milioni di anni; la crosta oceanica si differenzia da quella continentale perché è + giovane perché viene riciclata con subduzione. Quindi tutto quello che è + vecchio va datato con altri metodi.

In tabella gialla: Holocene= ci riguarda, è quella in cui stiamo vivendo. NB: QUESTA è UNA PARTE IMPORTANTE DEL CORSO.

NUOVO ARGOMENTO (SOLO OGGI): SUOLO (ORIGINE, COS’è, FRANE)

NB: SUOLO E ROCCIA NON SONO SINONIMI.

Degradazione meteorica: fisica, chimica, biologica. Già viste per vedere come si alterano rocce già esistenti. Alterazione fisica (agenti atmosferici, e chimica, come la dissoluzione)

Suolo è prodotto di degradazione meteorica delle rocce affioranti che non vengono trasportati (i frammenti).

Dissoluzione: esempio il sale da cucina in acqua. Quando piogge sono più acide, possiamo avere fenomeni di dissoluzione per rocce calcaree. Altri: ossidazione e idrolisi: riguardano rocce che contengono feldspati e altri silicati. Granito: formato da diversi minerali. Riconosciamo diversi minerali non alterati. Poi, con interazione con acqua, si destabilizzano reagendo con acqua e danno luogo ad altri minerali, argillosi. Questa alterazione è in funzione della superficie esposta: esempio cubo, se suddiviso in 8 cubetti, anche se il volume non cambia, la superficie esposta è maggiore nel caso di destra. Quindi interazione è maggiore sui piccoli. Altro processo: ossidazione: ci sono minerali che contengono feltro (es, mica biotite, anfiboli) quando si trova a interazione con ossigeno dell’atmosfera, il ferro presente bivalente si trasforma in trivalente, che si combina con acqua e da qui si possono formare degli ossidi di ferro dal colore rossastro. Ferro ferroso si è trasformato in ferro ferrico.

Se il materiale non viene trasportato, si può accumulare localmente e dà luogo a un profilo di alterazione: un volume di materiale roccioso alterato che si compone di tre componenti:

• al di sotto del bordo giallo (=fronte di alterazione) abbiamo della roccia inalterata (parent rock).
• Al di sopra, troviamo una porzione di roccia che ha perso le sue caratteristiche iniziali. Questa prende il nome di regolite
• La porzione più superficiale della regolite troviamo una porzione che + comunemente prende il nome di suolo, in cui troviamo anche una componente organica data dl decadimento degli organismi viventi.

La transizione tra roccia e suolo si fa sempre attraverso la regolite.

Definizione di suolo dipende dal ramo, per agronomo è diverso da ingegnere. Ingegneri chiamano suolo tutto quello che non è ancora compattato e cementato. Per agronomo dove non ci sono piante non è più suolo. Per noi è alterazione di rocce, che contiene gas e liquidi, è caratterizzato dal fronte di alterazione (=linea gialla) ed è un sistema aperto che scambia materia con atmosfera.

I processi che portano a formazione di regolite prendono il nome di pedogenesi. Non si forma in maniera uguale d’dappertutto il suolo: dipende dal tempo (se do più tempo si formano di più), il clima, topografia (roccia esposta molto pendente: materiale viene trasportato, in zone meno acclivi si sedimenta di più), dal tipo di roccia (rocce meno disponibili ad alterazione).

Frecce con elenco di fattori che influenzano pedogenesi. Frecce indicano come agiscono questi fattori su base di predisposizione a cambiamento. Capacità di un sito a dare suolo è in funzione di questi parametri.

In corrispondenza di linea gialla, cambiano proprietà fisiche e chimiche. Se cambiano quelle fisiche, cambia anche la capacità del materiale a resistere agli sforzi. Questo è all’origine di molti fenomeni franosi (coinvolgono suolo e regolite).

Classificazione dei suoli è complessa. Fatta sulla base dei principali fattori di formazione (?). tabella.

La scienza che studia i suoli è al limite tra agronomia e geologi. Si occupa di mappazione dei suoli, dello studio del suolo e classificazione.

Esiste una classificazione dei suoli. Vengono descritti facendo degli scavi perpendicolari a superficie terrestre in cui si misurano i diversi spessori . si parla di orizzonti a cui possono essere aggiunti altri nomi. È una descrizione: esempio orizzonti più poveri di hummus. Possono essere aggiunti suffissi per essere + precisi.

Paleosuolo: è un suolo che si è formato in un passato (da molto tempo). Questo si trova quasi fossile, è un suolo non più attivo, che non si sta più formando. Si trova tra due strati. Sopra: superficie topografica che si sta formando e interagisce con agenti. Tra colonne verticali troviamo un orizzonte orizzontale che in passato ha interagito con agenti, non è stata alterata e sopra poi c’è stata altra colata di lava che ha chiuso il sistema. Sono molto importanti perché si sono formati all’esterno e dallo studio dei minerali al loro interno è possibile risalire alle condizioni climatiche del passato (esempio: dicono il tasso di CO2 in atmosfera). Per sapere quanto è vecchio un paleosuolo: 1. Datare le rocce sovrastanti e sottostanti perché sono colate laviche. 2. Minerali all’interno di paleosuolo sono databili.

Possiamo però avere anche paleosuoli in rocce sedimentarie. Rocce sedimentarie stratificate con sopra rocce più giovani di stratificazione orizzontale: tra le due, abbiamo uno strato giallastro. In questo caso, gli strati sotto sono storti, si erano formati + o meno orizzontali, poi possono esserci stati dei sollevamenti per cui il materiale formato in acqua si solleva e viene esposto, si forma il paleosuolo, poi c’è stato uno sprofondamento della zona (il mare ritorna) con formazione di altro strato di rocce sedimentarie. NB: AGGIUNGERLO AL DISCORSI DELL’ALTRA LEZIONE SU SPROFONDAMENTO.

(per distinguerlo da roccia: troviamo tracce di organismi o radici, quindi materiale organico).

Quindi sia in vulcanico che in sedimentario possiamo avere paleosuoli.

Fenomeni di denudamento in massa= nome tecnico delle frane. Interessano molto il nostro appennino, meno le alpi. Questi sono di vari tipi e includono processi con cui la massa di suolo e regolite si muovono verso il basso. Questo accade quando versanti superano la forza di gravità. Riguardano sia materiale consolidato che inconsolidato. Nicchia di distacco, alveo e zona d’accumulo sono le parti. Questi fenomeni dipendo da:

1. Natura del materiale che li costituisce. Angolo di risposo= angolo di stabilità. Al di sopra di questo angolo, il pendio non risulta più stabile ed è + soggetto a fenomeni di franamento. Esempio sabbia grossolana, fine, ciottoli. Materiali diversi e miscuglio di materiali diversi hanno diversi angoli di riposo.
2. Quantità d’acqua all’interno di questi materiali. Angolo di riposo varia in funzione del quantitativo di acqua che i materiali contengono. Caso 1: materiale è bagnato ma non troppo: ci sono dei film di acqua che fanno un effetto colla. Effetto opposto: quando c’è troppa acqua. Situa intermedia: assenza di acqua.
3. Quanto è pendente il versante e come sono orientati gli strati rispetto a versanti. Più il versante è pendente, più i materiali sono soggetti a forza di gravità. Altra cosa che influenza disposizione al franamento: la giacitura (orientamento nello spazio): ci sono una successione di strati di roccia sedimentaria e a seconda del versante su cui mi trovo ho una zona + disposta ai franamenti (a sinistra) perché tra rocce diverse ci sono dei punti che sono + deboli. Questo versante è quello parallelo agli strati. Questo versante si chiama a franapoggio. Versante opposto: è più stabile, si chiama reggipoggio. I tagli stradali si fanno sul reggipoggio. Esempio reale 1: versante a franapoggio. Esempio 2: a reggipoggio. Abbiano sempre un versante a franapoggio e uno a reggipoggio. Per riconoscerli, vedere come sono orientati gli strati (reggipoggio: orizzontali, vedo gli strati paralleli).

Tabella con fattori che provocano frane (riassume tutti i fattori): prima colonna: angolo di riposo.

Classificazione frane: sulla base della velocità del movimento delle frane. Sulla base del tipo di materiale e sul tipo di movimento. Schema che riassume i tipi di frane. Velocità: da lento a veloce da sinistra verso destra.

Cosa innesca una frana? 3 protagonisti:

• Vibrazioni naturali (es. propagazione onde sismiche dovute a terremoto). (anche azioni uomo possono indurre a frane, perché scaviamo per vari motivi e possiamo indurre delle frane). Quindi anche quelli di natura antropica
• Pioggia (troppa, rende il materiale instabile).
• Eccesso di carico: esempio frane d’inverno a causa di nevicate.

Le frane possono interessare la regolite ma in alcuni casi anche la roccia coesa.

Una valanga è una frana. Ma neve non è suolo (è più un sedimento). Ma i criteri sono simili. In valanghe è importante il vento.

22/05

ACQUA – IDROSFERA

Criosfera= sfera dell’acqua allo stato solido

Come si distribuiscono le acque in superficie?

Stati dell’acqua: solido, liquido, gassoso

Volume preponderante è dato dalle acque salate che non sono tanto utilizzate. In minima percentuale troviamo le acque dolci.

Le regioni + abitate e + sfruttato sono quelle in cui i volumi di acqua usabili sono maggiori.

Acqua su terra rientra in un ciclo: ciclo che permette riutilizzo acqua. Esso obbedisce a legge di conservazione della massa: volume di acqua rimane costante nel tempo.

Acqua è la prima geo risorsa e geo riserva.

GEORISORSE= sostanze naturali presenti in natura a cui viene attribuito un valore economico (esempio: minerali e rocce, suoli e acqua).

Differenza tra risorsa e riserva: riserva è una porzione della risorsa. Rappresenta la quantità disponibile che può essere sfruttata in maniera economica. Solo una parte dell’acqua è considerata riserva: solo quella estraibile, recuperabile. Dipende da tecnologia esistente e dal mercato: l’equilibrio tra risorsa e riserva cambia nel tempo. Cambia ad esempio perché cambia la tecnologia che usiamo per estrarre, oppure perché prezzo aumenta. Acqua salata non rappresenta una riserva. Ma recentemente ci sono dei paesi che desalinizzano l’acqua del mare e la usano per agricoltura (esempio: Andalusia). Quindi quello che un tempo non era una riserva, oggi può esserlo perché la tecnologia è cambiata. Altro esempio per mercato: litio un tempo costava meno, adesso è molto richiesto, quindi prezzo si è alzato. Oggi è considerato una riserva perché il prezzo è diventato così alto che possiamo estrarlo in situazioni più difficili, che un tempo non valevano la pena.

Acqua si trova in atmosfera, ghiacci ma anche in BIOSFERA E LITORFERA (in animali e nelle rocce c’è acqua, esempio: nel gesso)

CICLO DELL’ACQUA: rappresenta lo scambio di vari volumi di acqua sotto i vari stati grazie a diversi processi. Idrologia: studia acque in superficie. Quando questa va nel sottosuolo se ne occupa la idrogeologia.

Frecce in giallo rappresentano evaporazione (riguarda energia solare: in funzione dell’energia abbiamo una maggiore o minore evaporazione) e traspirazione (o evapotraspirazione, è il passaggio allo stato vapore di quella porzione di acqua che si infiltra nel suolo e viene rilasciata in atmosfera grazie a foglie delle piante, perché esse la prendono con le radici. Questa avviene tramite vapore). Altro processo: precipitazione: acqua si concentra sotto forma di vapore, temperatura diminuisce, raffreddandosi il vapore acqueo si ritrasforma in acqua e può precipitare sotto forma solida o liquida. Slide processi: colori rossi sono zone in cui le precipitazioni sono più intense. Tutto è governato da circolazione globale di acqua. Le interessa di più il secondo processo che influenza la distribuzione delle precipitazioni: le catene montuose sono anche esse responsabili di quanta acqua precipita. Cartina Italia: zone in cui piove di più sono quelle dove ci sono gli appennini. I venti che soffiano da ovest a est si caricano di vapore acqueo e quando raggiungono la catena montuosa vengono spinti verso l’alto. Fattori quindi che influenzano sono la circolazione globale di acqua e orografia.

Quando acqua precipita ha due destini:

• Infiltrazione= acqua percola all’interno del suolo/roccia esposta e lo fa con movimenti verticali. (nello schemino è la I) acqua che si infiltra va ad alimentare il movimento di acqua nel sottosuolo, deflusso sotterraneo. Una parte ritorna in atmosfera grazie a piante.
• La porzione che non si infiltra da luogo al deflusso superficiale che può essere sotterraneo o superficiale. (dedicheremo tempo alle sotterranee). Si muove perpendicolare alle isoipse (bacini idrografici cartografia).

Importanti: fattori che influenzano questo. Infiltrazione è determinata da permeabilità del suolo= proprietà dei materiali che definisce la loro capacità di essere attraversati da fluidi. Se suolo è dato da materiali argillosi o più compatti è meno permeabile. Altro fattore: vegetazione: parte dell’acqua delle precipitazioni si ferma sulle foglie, non arriva al suolo e non fa filtrazione. Ancora: attività antropica rende superficie meno permeabile. In base anche alla temperatura: se temperature più elevate, acqua filtra meno. TOPOGRAFIA: PENDENZA: zone di montagna con versanti più acclivi, favoriamo il deflusso.

Tutti questi processi li possiamo quantificare con delle stazioni idrometriche. Pluviometro= cilindro per misurare valori. (stazioni meteo).

Volumi in milioni di km cubi di acqua presente in diversi compartimenti: quantità maggiore sono acque degli oceani. Acquiferi sono il nostro tesoro, dove c’è acqua dolce che si raccoglie nel sottosuolo.

Scopo di queste misurazioni: definire il bilancio idrico. Per sapere gli apporti di acqua e quali le perdite. Questo per valutare i quantitativi di acqua che posso effettivamente sfruttare. Bilancio idrico è un’equazione. ? = porzione di acqua che dipende da attività antropiche (esempio irrighiamo campi oppure sfruttiamo acqua). Bilancio viene fatto su medie annuali o pluri annuali perché ogni anno è variabile. Si considerano precipitazioni in 12 mesi.

CRIOSFERA: acqua in forma solida. Freshwater sono le acque dolci. Sono in minima percentuale e la maggior parte di esse è data da ghiaccio. Il ghiaccio è un minerale. È dato da 2 idrogeno e 1 ossigeno. Esiste in forma solida, liquida e gassosa. È un minerale e come i minerali formano le rocce, così accade col ghiaccio: si formano pareti di ghiaccio. Ogni strato rappresenta un evento di una precipitazione (esempio: nevicata). Con rocce, quando le portiamo a diverse temperature, formano diverse rocce= metamorfismo. Parallelismo con ghiaccio: all’inizio è dato da cristalli di ghiaccio con abito cristallino, qui la porosità è molto importante. Col passare del tempo, abbiamo un metamorfismo di neve iniziale: prima diventa neve granulare perché si accumulano nuovi strati di neve così via. Abbiamo quindi riduzione di volume e aria va via. Altro parallelismo: diagramma di stato dei materiali dati da magma: a destra è liquido, a sinistra formiamo diversi minerali. Per acqua: geometria simile: abbiamo diversi campi di stabilità di questi stati della materia. Da questo diagramma di acqua sappiamo che acqua pura ghiaccia a zero gradi, diventa vapore a 100 (in condizione di pressione e ambiente).

Come e dove si accumula ghiaccio? 2 forme:

• Ghiaccia continentali= calotte. Sono molto estesi e ad alte altitudini. Esempio: Groenlandia. Nei quasi 3000 metri di quota di Groenlandia ne abbiamo un po’ dati da ghiaccio
• Ghiacciai locali o di montagna: sono corpi + mobili. Sono corpi glaciali che fluiscono a valle. Negli ultimi 100 anni: drastica riduzione dei ghiacciai. Es: foto valtellina

Concetto + importante: un ghiacciaio può essere arricchito in ghiaccio o può perderlo. Accumulo è dato da due fattori: neve o brina. Di solito è nelle zone + elevate topograficamente. In altre zone il ghiacciaio può perdere volume sotto forma di vari fattori: fusione, sublimazione (passaggio da solido a vapore diretto), asportazione da parte del vento, crolli del ghiacciaio lungo pareti per gravità e distacco di iceberg (parti in rosso). Per ogni ghiacciaio: se materiale accumulato è uguale a quello perso siamo in equilibrio. Ablazione= fattori di perita di ghiaccio. Ablazione maggiore= ritiro del ghiacciaio. Oggi pochi ghiacciai stanno crescendo. Il ghiacciaio non è immobile, soprattutto in montagna: si muove con 2 movimenti:

• Flusso plastico: caratteristico delle zone fredde. Temperature sono fredde e non permettono lo scioglimento del ghiaccio. Qui, unico movimento è per scivolamento dei cristalli di ghiaccio. L’uno rispetto all’atro. In certe zone avviene in maniera più veloce. Dipende da attrito. Sforzo orientato= componente di forza di gravità parallela al pendio.
• Scivolamento basale: tipico delle zone più temperate, nostri ghiacciai: alla base del ghiacciaio, il materiale subisce pressioni + elevate. Se a parità di temperatura aumento pressione, favorisco il passaggio a stato liquido di acqua. In nostre alpi abbiamo temperature basse ma sufficientemente alte da permettere fusione.

Altra componente della dinamica glaciale: formazione di crepacci: si formano dove c’è aumento di pendenza, che trasmette forse distensive (allargano). Crepacci sono cartografabili. Rappresentati in azzurro (rettangoli neri nella slide). Parte sopra del ghiacciaio tende ad andare più veloce di quello sotto, così si forma il crepaccio. Nb: dipende dal substrato roccioso, non da quello che vediamo noi.

Ci interessa di più vedere i prodotti dei movimenti del ghiacciaio: fenomeni di erosione, trasporto e accumulo dei sedimenti.

Erosione: soprattutto sui lati e alla base del ghiacciaio.

Accumulo: in corrispondenza dei lati + verso valle e sul fronte del ghiacciaio (frontalmente). Gli accumuli sono neri.

Trasporto ed erosione può essere riconosciuta: ci sono delle strie (forme lineari) che sono l’effetto del ghiaccio che ha eroso la roccia. Oppure: rocce montonate: sono rocce lisce allungate parallelamente al flusso del ghiacciaio.

Accumulo si ha nei depositi glaciali (Till in inglese). Sono depositi particolari. I sedimenti glaciali sono caratterizzati da assenta di strutture, hanno una selezione molto povera, miscuglio di ghiaia molto grossolana mista a sabbia. NB: SE CAPITA ROCCIA SEDIMENTARIA CLASTICA, OLTRE A DESCRIZIONE DEL CAMPIONE, ALL’ORALE SI PUÒ CERCARE DI CAPIRE IL PROCESSO DI FORMAZIONE.

Le forme morfologiche dell’accumulo prendono il nome di morene (=accumulo di detriti). Morene laterali se sono sui lati rispetto al letto del ghiacciaio o frontali se sono davanti. Morene si possono riconoscere ma si possono riconoscere anche paleo morene. Esempio: Piemonte. Ivrea= cittadina costruita su morene frontali di ghiacciaio, che si era spinto fino alla pianura e ha depositato sedimenti che ha lasciato una volta che si è ritirato. In immagine satellitare: corso d’acqua. C’è ventaglio simile a cavolfiore con zona + vegetata. Vegetazione è simbolo di eterogeneità di sedimenti. Questa eterogeneità mette in evidenza una forma di accumulo all’uscita della valle che sono delle ex morene.2 metodi per riconoscerla: carta topografica e immagine satellitare. Altro esempio: a sud del lago di Garda. Maps mette dei bernoccoli di colore diverso dove c’è topografia + rilevata. Questi sono accumuli di materiale di depositi glaciali (fino a pianura padana).

Quindi depositi possono essere utili anche per riconoscere eventi climatici del passato. Sappiamo che questi depositi sono dell’ultima glaciazione, circa 20 milioni di anni fa.

Vicino, c’è un deposito fluvio glaciale. Ambiente di transizione tra quello dominato da trasporto glaciale e quello con corsi di acqua. Fan= tipo di deposito di un fiume (NON da sapere il nome!!). sopra: strato di deposito di ghiacciaio. Cos’è successo? Avanzo o retrocessione del ghiacciaio? Prima, il più vecchio, c’era il fiume. Al di sopra c’è deposito glaciale, quindi c’è stato un avanzamento del ghiacciaio. Quindi dallo studio della stratigrafia posso ricostruire le dinamiche del passato, dove c’erano ghiacciai.

Slide sui paesaggi glaciali da fare (dice sul libro).

NB: in Artide, dato che ghiaccio no poggia su rocce, non dovremmo neanche chiamarlo ghiacciaio. Non ci sono movimenti qui.

ULTIMA PARTE: paleo clima, cicli glaciali interglaciali. Distinguiamo dei periodi glaciali nel corso del tempo, in cui temperature glaciale. Periodo interglaciale separa due glaciali. In questo periodo abbiamo un aumento di temperature, ablazione che supera accumulo, e cambiano le condizioni intorno al contesto glaciale. Nella scala dei periodi: zoom della porzione della scala dei tempi geologici che riguarda gli ultimi milioni di anni. Ci sono delle curve a destra della composizione isotopica degli oceani. Queste curve non sono lineari ma hanno una certa ciclicità. Il rapporto è fluttuato nel corso del tempo a seconda della temperatura dei periodi. Negli ultimi milioni di anni abbiamo avuto decine di glaciali e interglaciali.

In periodo interglaciale: effetto su livello del mare: aumenta il livello del mare perché massa totale acqua si conserva quindi se trasformo ghiaccio in liquido lo accumulo nei mari. Esempio: ultima glaciazione (punto massimo di glaciazione: 21 mila anni fa) avevamo abbassamento del livello del mare conseguente. Immagini di Italia durante ultima glaciazione a destra. A sinistra: prima (milioni di anni fa). Non c’è stato sollevamento tettonico ma è il mare che si è alzato: si vede che volume di superficie occupata da ghiacciai era diversa. Quindi ritirata di ghiacci vediamo effetto immediato a valle: aumento del flusso dei corsi d’acqua (e trasporto di sedimenti + importante). Cambia quantitativo di sedimenti che arrivano in mare. E il mare tende ad avere un livello + elevato durante periodo interglaciale.

23/05

ACQUE CONTINENTALI E OCEANICHE (ultima lezione che non le fa impazzire, NON SPIEGALA PARTE DEGLI OCEANI, DA FARE DA SOLI SUL LIBRO!!)

Acque dolci continentali.

Schema composizioni chimiche delle acque continentali. Distribuzione delle diverse specie ioniche (es. sodio, potassio, cloro, silice) e loro concentrazione in milligrammi per litro. In alto nelle acque di precipitazione, in metto quelle dei fiumi, continentali e l’ultimo nel mare. Attenzione alle scale. Asse y= salinità. TDS= totali Sali disciolti. Ordine è diverso nei tre schemi: quindi, grandi differenze di salinità. Nelle acque dei fiumi abbiamo un pochino di sodio in più. Altre differenze: HCO3 è molto più importante. Silice, quasi assente in uno, non in quello in mezzo. In acque fluviali ce ne sono di più perché sono ceduti dalle rocce. Da quando precipita a quanto arriva a un fiume interagisce con rocce. Questa interazione può portare ad alterazione delle rocce. Acqua si arricchisce in carbonato e silice. Perché soprattutto loro? Perché sono i più abbondanti (silicati, poi carbonati in ordine).

Corsi d’acqua sono incanalati in alvei (=letti dei fiumi) e sono suddivisi in

• Fiumi
• Torrenti
• Fiumare: tipici di zone aride dopo piove poco ma tanto. Qui i corsi d’acqua posso occupare intero alveo

Corsi d’acqua sono la principale di fonte di sedimento per gli oceani. Le foci di un fiume sono una zona di transizione: apporto di sedimenti del fiume e capacità di oceano di distribuirli e portarli altrove.

Piane di esondazione: tutta la superficie dove le acque è possibile che si espandano durante il periodo di piena. In immagine, mezze lune sono gli antichi alvei (parte marrone, sotto il suolo). Quindi i fiumi si sono spostati nel tempo perché in periodi di piene il corso d’acqua non torna nel punto in cui era prima della piena. Alveo migra! Negli alvei si accumulano depositi di sabbia e ghiaia, che hanno granulometria importane. Questo perché nell’alveo l’acqua ha più potenza. (Nei punti in cui questi non riescono ad essere trasportati, non ci sono). Nella piana di esondazione abbiamo argilla, più fine (al lato). Questo lo troviamo anche nei vecchi alvei (paleoalvei, con sedimenti ghiaia e sabbia e piana con più fini). Quindi sedimenti sono eterogenei, abbiamo differenza di materiale, a seconda del punto in cui ci troviamo. La vegetazione riflette il materiale su cui cresce di fianco al fiume (immagine a sinistra). rocce dei paleoalvei sono permeabili.

Valle fluviale= (bacino idrografico) superficie di un territorio che raccoglie tutte le acque piovane. Spartiacque= catena di montagne.

Corsi d’acqua sono alimentati da:

• deflusso superficiale: acqua che precipita scorre sulla superficie e alimenta corso d’acqua (deflusso maggiore se rocce meno permeabili e se + pendenza)
• sotterraneo= acque che si infiltrano. Anche queste possono alimentare il corso d’acqua.

Grandezze attribuibili al coso d’acqua:

• capacità= quantità totale di materiale che viene trasportata
• competenza: grandezza massima dei sedimenti in un dato punto

corso d’acqua piò avere capacità elevata ma bassa competenza. questi concetti dipendono dalla velocità del corso d’acqua. Sedimenti possono essere trasportati in due modi:

• al fondo, in contatto con l’alveo (per saltazione, ecc. sul libro!)
• in sospensione nella colonna d’acqua (quelli più piccoli)

se aumenta la corrente del fiume, aumenta la sua capacità e può trasportare sul fondo anche materiale più grande, anche di quelli in superficie aumenta.

Schema sotto (tricky): relazione tra velocità di corso d’acqua e granulometria. Da sinistra a destra: materiali fini, fino a ghiaia. A velocità elevate, tutto il materiale sarà trasportato. Per velocità più bassa (10) rimane tutto sul fondo, c’è deposizione. Poi ci sono velocità intermedie: massi e ciottoli ovvero ghiaie grossolane, rimangono al fondo, sedimenti + fini che possono essere presi in sospensione e anomalia in corrispondenza di argilla (da approfondire): questi hanno grande capacità coesiva: non rimangono isolati ma si uniscono quindi c’è bisogno di più velocità per eroderli.

Classificazione corsi d’acqua (da guardare sul libro): su base di morfologia di alvei. Tre tipi

• sconoidi alluvionali: si formano dove c’è un grande cambio di pendenza. In alto ha capacità di erodere. Quando si trova in parte pianeggiante capacità diminuisce e tende a depositare. Forma degli accumuli di sedimenti a forma di ventaglio in 3d. esempio in basso a sinistra: Kazakistan. Porzione attiva dell’alveo: a sinistra, dove non è stato costruito e continua a depositare. Trasportato e depositato materiale ghiaioso e sabbioso, di granulometria medio-elevata.
• Canali intrecciati: versanti meno ripidi. Sedimenti anche + fini. Trasportati sul fondo. Danno luogo a morfologia particolare. Si trovano in Friuli, Piave. Ha tanti bracci di canale in alveo + grande. Tipico di zone a pendenza intermedia. Si formano quindi degli isolotti con forma allungata parallelamente alla direzione del fiume. Questi isolotti si chiamano barre e sono mobili nel tempo. Ad ogni piena, quando il corso d’acqua ritorna a regime di portata normale, cambiano le barre.
• Canali meandriormi: si trovano in pianura padana. Occupano piane, bassa pendenza. Trasportano materiae sia in sospensione che sul fondo, sono caratterizzati da curve che prendo il nome di meandri e anche esse sono mobili nel tempo. Dopo piena può scavare un alveo diverso. In alto a destra: amazzonia: ha orecchie che sono i vecchi alvei che sono stati abbandonati dopo una piena.

Sedimenti depositati i riflettono in vegetazione: sedimenti + grandi sono più permeabili. Questo porta a vegetazione diversa. Inoltre, i due lati dell’alveo, soprattutto dove ci sono le curve, non sono uguali. Differenza: (materiale bianco= ghiaia depositata, che non si trova nel lato esterno del meandro) in corrispondenza delle curve non abbiamo una stessa energia cinetica: questa è maggiore nel lato esterno del meandoìro ed è minore nel lato interno. Questo è dimostrato dai sedimenti che si trovano solo sul lato interno e non esterno. Quindi dove c’è curva non c’è la stessa velocità.

Immagine di piana alluvionale del Danubio. Gli si impone un tragitto quasi dritto. Date= paleo alvei. Aveva piana di esondazione + estesa e articolata di adesso. Quindi si cerca di limitare aree di esondazione.

Portata= volume di acqua che passa in sezione perpendicolare al fiume nell’unità di tempo. È volume che attraversa una sezione unitaria (1 m per 1 m). indicata con lettera q ed è prodotto tra area e velocità, quindi metricubi al secondo. Misurate nelle stazioni di misura lungo i corsi d’acqua. Maggiore è velocità maggiore è la capacità (credo?). frecce in immagine= diversa velocità del corso d’acqua che è diversa: è più bassa al fondo e ai lati dell’alveo perché c’è maggiore attrito. Velocità max è nel centro dell’alveo.

Differenza tra piene e acque alte. Acque alte ce le aspettiamo, quando ghiacciaio si scioglie. Le piene sono periodi in cui il fiume ha volume molto più alto del solito ma sono imprevedibili, sono eventi improvvisi e irregolari che danno luogo a possibili esondazioni. si fanno simulazioni, ipotesi su piena.

Rischio e pericolosità. Nelle zone urbanizzate sono state parecchio alterate perché costruendo si riduce la capacità del territorio di assorbire acqua piovana. 2 immagini, sinistra è zona poco costruita, destra Seveso, Milano, torrente canalizzato che dà esondazioni.

Pericolosità, a parità di precipitazione, destra ha minore capacità di infiltrare acqua, quindi maggior decorso superficiale. Pericolosità quindi sono diverse. Il rischio dipende da quantità di vite umane e valore economico. Quindi a destra sono più importanti. Quindi si ha un doppio effetto dell’antropizzazione: aumento di pericolosità e rischio.

Diagrammi: x= tempo. Y= barre sono le precipitazioni in millimetri, le curve sono la portata di un corso d’acqua. In alto: portata raggiunge il picco dopo un certo tempo (in territorio non urbanizzato). Soto (urbanizzato): effetto è la curva continua, il picco di portata è più importante e lo si anticipa, gli effetti sono più brevi.

Esempi di carte tematiche. Carta di pericolosità di esondazioni con tre colori diversi (colore più chiaro è minore pericolosità). Pericolosità è maggiore lungo il corso d’acqua. Ma pericolosità non è necessariamente simmetrica sui lati del fiume. Perché per esempio abbiamo un pendio sulla sinistra. Su questa base sovrapponiamo il valore esposto e otteniamo la cartografia del rischio esposto. È obbligo per tutti i comuni realizzarle. Ogni territorio ha la sua carta. Ci sono anomalie: zona in basso a destra non ha rischio massimo, magari perché ci sono meno case e più industrie, quindi meno persone, dipende da valore esposto in quella zona.

Legato ai ghiacciai:

immagine a destra con pendio attraversato da corsi d’acqua che convergono in mare. Linea rossa= linea a cui corsi d’acqua andranno. Linea rossa ideale è tangenziale al mare. Livello di base= livello ultimo verso cui i corsi d’acqua tendono a convergere. Di solito, questo è il mare. Il profilo tende ad essere longitudinale. I corsi d’acqua nel corso del tempo tendono ad assumere linea rossa tramite processi di accumulo. Zone al di sopra vengono erose, al di sotto deposizione. È linea teorica, non esiste in realtà. Riconosciamo vari elementi lungo il livello base. Il corso d’acqua lungo il percorso cerca di rendere il suo percorso il più lineare possibile: in depressioni, queste vengono colmate con sedimenti, altre zone erose. Guardare link con animazioni che aiutano a capire il concetto: esperimento con sand box: simula un pendio con vari sedimenti, l’autore fa variare la portata d’acqua. Così vediamo evoluzione del livello di base. Abbassamento del livello del mare (esempio in periodo glaciale), si ha abbassamento del livello in cui fiume raggiunge il mare, quindi il fiume tende ad erodere. Perché abbasso il profilo rosso teorico. Viceversa: linea rossa teorica si innalza e fiume tende a depositare di più. In video: simulazione innalzamento e abbassamento con tappo: il corso d’acqua tende ad erodere oppure a depositare sedimento. + altro video con animazioni (più lungo).

Una variazione del livello di base la si può avere anche per cause diverse dal clima: esempio la tettonica a placche. 4 immagini (tempi). A causa di movimenti tettonici (compressivi), questa zona viene deformata e si rompe formando delle faglie (superficie su cui blocchi si muovono); in questo caso è originata da movimento distensivo (immagine 3), quindi è una faglia normale

. Questa crea un dislivello tra una zona e l’altra e avremo un nuovo livello di base che è locale. Tutta la parte di sinistra tende ad essere ad accumulo (perché si trova al di sotto della linea immaginaria). Questo fino a quando viene colmato del tutto, fino a tornare al livello del mare.

Effetto simile: Può subire perturbazioni anche dovute ad azione dell’uomo: vengono create dighe. Creiamo un dislivello in cui si sedimenta materiale fino (in teoria, ma questo non succede) al colarmsi.

Quindi fluttuazione del livello di base avviene per clima, tettonica o effetti antropici.

Laghi nord Italia. Nei laghi ci sono substrati rocciosi scavati in valli molto profonde (canyon). Questo canyon è riempito da sedimenti alluvionali, trasportati e depositati da corsi d’acqua. Quando mar Mediterraneo si era svuotato, c’era stato un forte abbassamento del livello di base, di più di 1000 metri. Questo ha avuto conseguenze sui fiumi, che hanno eroso tanto. Dove adesso ci sono laghi, sono punti in cui i fiumi hanno eroso tantissimo per cercare di arrivare al mare. Quando mare risale, i fiume depositano. Canyon, quindi, sono la fase di erosione e i sedimenti la fase di deposito durante l’innalzamento del livello del mare.

28/05

Rocce serbatoio

Immagine: rocce. A destra: come sono al microscopio. Tra un componente e l’altro abbiamo dello spazio che in questo caso è riempito da acqua. Abbiamo due situa diverse: rocce con spazio vuoto riempito da acqua che esiste ma è dato da pori isolati; rocce in cui ci sono dei pori che sono comunicanti tra loro. Le prime sono rocce copertura, le seconde sono rocce serbatoio. Queste ultime si lasciano attraversare dai fluidi (perché buchi comunicanti).

Rocce serbatoio hanno buone caratteristiche di porosità (volume di spazi vuoti nella roccia rispetto al volume totale, espresso in percentuale) e permeabilità (capacità di un materiale che di base è poroso, di farsi attraversare da un fluido quando all’interno applichiamo un gradiente di pressione. Espressa in cm al secondo o + comunemente di Darcy. Sono quelle che cerchiamo per estrarre fluidi.

Rocce copertura (seal rock in inglese o cup rock): sono caratterizzate da basse porosità e da bassissima permeabilità! Sono fondamentali perché permettono ai fluidi che vogliamo estrarre di essere preservati.

Rocce: di cosa possono essere serbatoio? Di acque sotterranee. Sono quelle delle falde idriche. Possono essere serbatoio anche di combustibili fossili (carbone solido, e fluidi come gas naturale, idrocarburi). Terzo tipo: geotermici: acqua calda (legati a presenza di magma in profondità) o sfruttate da bacini sedimentari, senza necessaria fonte calda in profondità.

Rocce serbatoio possono essere usate anche per CCS= cattura e stoccaggio della CO2.immessa nelle rocce per evitare che rimanga in atmosfera.

Ultima lezione su idrogeno naturale.

Oggi: rocce serbatoio. Porosità data da un rapporto. Porosità totale prende in considerazione il volume totale di pori. Tipi di porosità: può essere

• Intergranulare (o primaria, perché si forma insieme alla roccia, quindi dipende da dove si forma la roccia). Rocce ignee, metamorfiche e sedimentarie chimiche (es salgemma e gesso) sono caratterizzate da una scarsa porosità primaria. Eccezione: pomice (roccia che si forma per attività esplosiva, si raffredda in aria). Quindi in generale le rocce vulcaniche esplosive sono un’eccezione. Eccezione tra rocce sedimentarie chimiche: travertino (roccia che si raffredda su materiale organico e questo poi scompare lasciando pori). stiamo parlando di rocce sedimentarie.
• Queste altre sono secondarie. Si originano dopo la formazione della roccia: grazie a fenomeni di fratturazione o dissoluzione, si può aumentare questa porosità. Fratturazione: roccia si frattura e forma pori. Questa interessa tutti i tipi di roccia. Tutte possono essere fratturate. dissoluzione: acqua reagisce e dà luogo a dissoluzione. Quelle da dissoluzione interessano solo un tipo di roccia: i carbonati (rocce date da caco3). Interagiscono con fluidi e creano dei pori da dissoluzione. Esempio: carsismo. Questo crea dei pori macroscopici, gallerie e grotte al suo interno.

porosità primaria (intergranulare) può dipendere da vari fattori:

• Dimensione dei granuli: esempio dei granuli a sfera. A destra: riduzione di dimensione della granulometria. Se il volume è lo stesso. Il volume di pori non cambia tanto. Quindi porosità è uguale. La differenza è nella superficie ma non nel volume totale. Granulometria da sola quindi non fa grande differenza
• La selezione invece fa differenza: maggiore porosità ce l’ha la roccia con buona selezione. Questo perché non ci sono granuli più piccoli che si possono infilare tra i più grossi. NB: TENERLO PRESENTE SE ALLO SCRITTO CAPIRA ROCCIA SEDIMENTARIA! Più è maggiore il volume occupato (cementazione), più minore è la porosità. Compattazione (porta a redistribuzione nello spazio che porta a ridurre volume): diminuisce la porosità, induce granuli a redistribuirsi per occupare meno spazio a scapito della porosità. Più la roccia è in profondità più la roccia è compatta e meno porosa. Immagine a destra: riduzione della porosità con aumento della profondità. Porosità si riduce a 5/6 km. Idem in quello a sinistra. Ci sono però molte eccezioni a questa regola perché Coi mezzi a disposizione, riusciamo ad arrivare a estrarre a una decina di km di profondità nella terra. Questa è profondità massima a cui estraiamo. Esempio: roccia può essere fratturata in profondità e questo porta a aumento porosità. Rocce sedimentarie clastiche.
• altri

Altri tipi di porosità oltre a quella totale: in immagine, porosità iniziale in rosso. Cementazione ha isolato delle porzioni della porosità iniziale. Porosità residua è data da pori che non sono connessi tra di loro. Porosità efficace= porosità utile. Pomice: scarsa porosità efficace, alta quella residua. Porosità totale non distingue, prende in considerazione tutto. Quella efficace è data dai pori interconnessi. Questa è il risultato dei fattori sopra. Schema con rocce e loro porosità efficace: rocce come argilliti e siltiti sono caratterizzate da bassa porosità efficace perché anche se i pori esistono sono talmente piccoli che non riescono a fluire. Stessa cosa per ignee. Queste hanno buona efficace solo se vengono fratturate dopo loro formazione. I calcari hanno buona porosità efficace e possono acquisirne ancora perché vengono fratturate o disciolte. Anche le arenarie e conglomerati tra le biochimiche. Queste, insieme a calcari, sono quelle più cercate. Carbonati possono essere fratturati e sono facilmente solubili. Quindi anche quando non hanno buona porosità efficace, la posson acquisite.

Permeabilità è diversa= è l’attitudine a trasmettere. Pomice: non c’è interconnessione tra pori quindi alta porosità ma bassa permeabilità. argilla: pori piccoli, fenomeni di capillarità.

Permeabilità: studiata da Darcy, ingegnere idraulico francese. Ha fatto un esperimento. C’è un cilindro con all’interno un mezzo (un sedimento, una carota di roccia cilindrica). Questo cilindro è caratterizzato da una superficie a e da una lunghezza l. nei poi, è saturo di acqua. Esperimento consiste nell’applicare carichi idraulici diversi sui due lati (che si vede nei tubicini verticali: in quello più alto c’è un carico maggiore, nel sinistro). E misurare la portata (volume di acqua che attraversa superficie in unità di tempo) e vede che c’è proporzionalità inversa tra portata q. quantità di portata è direttamente proporzionale ad a, inversamente proporzionale a l e direttamente proporzionale ad h (differenza tra carico di ds e sn). Formula inversa permette di calcolare k (dipende da permeabilità, è il coefficiente di permeabilità) = espressione di quanto si fa attraversare da un fluido. Maggiore k maggiore è la portata (quantitativo di acqua che fluisce) a parità di altre condizioni. Misurata in m al s (quindi è una velocità) ma più comunemente in Darcy. A noi interessa prevedere se roccia è permeabile o meno, quindi facciamo stime in diversi modi:

• stime al microscopio. Si fanno dei mattoncini di roccia (di pochi cm) che vengono messi sottovuoto e vengono messi in contatto con una resina colorata. Sicco me è sottovuoto, in tutti i pori entra la resina, anche in quelli molto piccoli, basta che siano connessi. Poi viene messo su un vetrino e si taglia e si guarda al microscopio. In immagini si vede dell’azzurro che rappresenta la porosità della roccia (pori). Quindi costa poco farlo però il limite è che osserviamo la roccia in 2d non in 3d, quindi bisogna fare diverse sezioni sottili. Per valutare porosità si possono fare stime a occhio oppure: 1. Metodo del point counting (conteggio di punti): impostiamo una serie di punti (es. 150) e il software chiede che cosa sono e io gli dico cos’è. poi realizza diagramma a torta con percentuali. È un calcolo quasi automatizzato. In secondo esempio, nel grafico, si edono i diversi tipi di porosità. 2. Metodo + moderno, prendendo sempre i campioni sottili. Insegniamo a un software a riconoscere i pori, soprattutto sulla base dei colori, ma il software non riesce a riconoscere i tipi (es integranulare nel secondo, dissoluzione nella terza foto). Altro esempio per le rocce clastiche.
• Meno economico: realizzazione di carote continue di materiale roccioso che viene attraversato. Bisogna carotare in un certo modo. Ma permette di essere + precisi nelle stime di porosità ecc. poi, è possibile fare dei cilindri su cui si misura direttamente.

Metodo che si basa sull’uso di uno scanner che permette di fare una tomografia dei cilindri di roccia realizzati da carote di roccia. Vantaggio: misurazione in 3d, metodo non distruttivo, ma costa tanto. Lo scanner scansiona le carotine e realizza delle immagini dell’estensione della carota. I risultati sono in scala di grigi, sulla base della diversa densità dei materiali più il grigio è chiaro, più la densità è maggiore. Puntini neri quindi sono i pori. E possiamo anche distinguere le tipologie. Nell’immagine, la porosità è primaria perché si trova tra gli ooidi. Ma c’è anche porosità da dissoluzione.

• Realizzazione di pozzi nel sottosuolo. Dopo, si sollecitano le rocce attraversate con gamma ray e si misurano risultati (le interessa meno). Le misure vengono lette lungo tutto il pozzo e vengono riportate su un diagramma (in basso è + profondo, in alto meno). Esempio seconda slide: parte gialla: inflessione verso destra. Qui densità è bassa. Dove c’è inflessione del gamma ray c’è una densità + bassa che corrisponde a zona porosa.

Misure di permeabilità: due approcci:

• Di solito di fa nei plug e si applica una pressione (plug saturato con acqua) e si misura direttamente il k
• Per misurare solo ma permeabilità dei primi metri: perforazione di pochi metri all’interno della quale viene messo un infiltrometro. Si applica una pressione. Quantitativo di acqua che viene misurata in tubo + piccolo è la permeabilità.

Questi due metodi si basano su esperimento di Darcy.

Sedimenti clastici: argilla, silt, sabbia e ghiaia. I primi due hanno bassa permeabilità. Nelle altre due è alta, quindi sono buone rocce serbatoio.

Fluidi che estraiamo: fluidi acquiferi.

29/05 LEZIONE NON SUL LIBRO!!

Quando rocce serbatoio contengono acqua si entra nella branca della idrogeologia. (diversa da idrologia= come acque si muovono in superficie, riguarda gli ingegneri) = branca che studia le leggi che governano i flussi d’acqua nel sottosuolo. In foto: se facciamo uno spaccato del suolo in superficie, abbiamo a che fare con sita simili a quella a destra: suolo, roccia parente del suolo, regolite e roccia d’origine del suolo. Suddivisione è sulla base di come acqua si distribuisce in questa zona (non su base del suolo). Componente i era infiltrazione dell’acqua nel suolo (che ha vari fattori come cause, già viste). Quest’acqua che si infiltra e non riesce a andare nelle piante, acqua si infiltra e va a saturare parzialmente i pori della porzione di roccia (+ superficiale). Questa zona si chiama insatura (perché pori non sono tutti pieni d’acqua) o zona di areazione. Percorso di acqua che si infiltra qui è un percorso verticale. Immaginare + sotto una zona di materiale impermeabile (non rappresentata in figura). Acqua, non potendo penetrare in profondità, si accumula in questa zona e inizia a saturare. + acqua si infiltra, più il livello di acqua sale. In questa zona tutti i pori sono completamente riempiti di acqua. Questa zona si chiama zona satura. Zona satura e insatura sono separata da una superficie che si chiama superficie freatica (sopra pori non pieni d’acqua, sotto sì). Quando acqua si accumula in zona impermeabile, il suo movimento diventa orizzontale. Altra immagine: schema + semplificato, stessi concetti.

Su base di come si comportano con acqua, i materiali geologici prendono il nome di:

• Acquiferi: corpo geologico (roccia) caratterizzato da buona porosità e permeabilità che permettono scorrimento di acqua all’interno -> pozzi. È una roccia serbatoio! NB: IMPORTANTE SAPERLO DEFINIRE ALL’ESAME!!
• Acquitardi: bassa permeabilità e porosità. Sono una via di mezzo. Trasmettono acqua ma non abbastanza velocemente da essere utilizzati tramite pozzi.
• Acquicludi: non permeabili

Su base di assenza o presenza di superficie freatica, si parla di due tipi di acquiferi:

• Non confinati
• Confinati

Altra immagine: spaccato. Da alto verso basso: porzione gialla è la zona insatura. Quella attraverso cui la roccia si infiltra con movimenti verticali. Sotto, c’è la superficie freatica, che separa le due superfici. Alla base della zona satura, troviamo un pacco di rocce grigie che sono rocce copertura, sono le ACQUICLUDO. Sono quelle che permettono all’acqua di accumularsi. La zona satura è una falda acquifera. Acquifero non confinato= massa d’acqua subisce pressione atmosferica ed è a pressione ambiente. Caratterizzata da superficie freatica che separa le due zone. Al di sotto di acquicludo troviamo altra zona satura che non è connessa con superficie, si trova a sandwich tra due rocce impermeabili (acquicludi). Questo di solito è ricaricato da una zona che si trova lontano e prende il nome di zona di ricarica. È caratterizzato a acque che hanno una pressione superiore a quella dell’ambiente. Le acque in questo acquifero sono a pressione superiore. Conseguenza: caso a destra: acqua tende a risalire nel pozzo fino a superficie freatica (linea tratteggiata). Questo acquifero prende il nome di acquifero confinato o artesiano. Caso a sinistra: risale spontaneamente perché è schiacciato. Anche questo prende il nome di artesiano. In inglese c’è differenza: artesiano quando acqua deve essere comunque pompata in superficie, oppure flowing artesian well nel caso a sinistra, in cui acqua arriva spontaneamente in superficie. Immagini in basso: esempi di emersione spontanea delle acque di acquifero confinato in superficie (pozze se si formano delle fratture che portano acqua in superficie).

Acqua si muove con movimenti orizzontali in queste zone seguendo la legge di Darcy. in immagine in bianco e nero: consideriamo due punti, h1 e h2. H2 subisce pressione di tutta la colonna d’acqua che ha sopra (linea tratteggiata). Water table tende a seguire superficie. In basso a destra invece, il carico che subisce è minore. Acque nel sottosuolo si muovo secondo Darcy: da carico maggiore a minore. + water tale è inclinata, maggiore è la velocità con cui acque si muovono. Questa legge regola come si muovono le acque sia in acquifero libero che in quello confinato.

In slide successive, ci sono i concetti che ha detto. Esempio di acquifero artesiano, che è un acquifero sandwich, alimentato da zona di ricarica, acque sono spremute. Esempio: quelli in pianura padana vengono ricaricati dalle alpi.

Caso particolare di acquifero artesiano: fontanelle. In questo caso le acque risalgono in maniera spontanea, non è necessario pomparle fuori.

Carta topografica: rappresenta delle isolinee della superficie freatica della falda libera (perché è una superficie con delle irregolarità). Per realizzarle: si fanno delle misure nei pozzi. Omino mette nel pozzo uno strumento (freatimetro) che legge la resistività del mezzo (=quanto il materiale si lascia attraversare dalla corrente). Questo viene calato nel pozzo e fino a quando si trova dentro, legge una resistività alta. Quando raggiunge la superficie freatica (acqua) registra una resistività minore perché ioni di acqua favoriscono passaggio di corrente elettrica. Stessa cosa dei bacini idrografici può essere fatta in falde per vedere in che direzione si muove acqua (usa stessa logica dei bacini idrografici. In blu: spartiacque). Con un calcolo, si può sapere la pendenza della superficie e calcolare il flusso delle acque nel sottosuolo. Torri= serbatoi di acqua che redistribuiscono acqua alle case. Esse ridistribuiscono le acque sfruttando il principio secondo cui le acque tendono a risalire al livello.

Falde idriche hanno dinamica che dipende da due fattori. Water table può subire delle modifiche per due motivi:

• Intervento antropico chiamato emungimento (estrazione): quando realizziamo il pozzo e andiamo ad emungere acqua, abbiamo come conseguenza che superficie freatica in prossimità del pozzo tende ad abbassarsi. Si forma un cono che si chiama cono di depressione.
• Altro fattore che può alterare la posizione di superficie freatica è la stagionalità. Uomo c’entra meno. Dipende dalla piovosità. In periodi di pioggia abbondante abbiamo la ricarica. In periodi di poca precipitazione, superficie freatica tende ad abbassarsi spontaneamente. Il pozzo non sarà + attivo. In schema di destra: superficie freatica si è abbassata. Quindi avrò una tendenza delle acque superficiali (es lago) ad alimentare le acque del sottosuolo. Quindi ci sono ance degli scambi di volume di acqua con acque superficiali.

Dobbiamo impostare un bilancio tra le acque in uscita e in ingresso. Si parla di bilancio idrogeologico. Per una certa area bisogna definire il bacino idrografico. Poi fare un calcolo (addizione) e verificare che acque in uscita non eccedano quelle in ingresso per non alterare gli equilibri del sottosuolo. Addendi a sinistra dell’equazione= precipitazioni, irrigazione, deflusso da monte e la ricarica ad opera di fiumi. In parte destra abbiamo a porzione di perdita di acqua: pozzi, deflusso sotterraneo verso valle (legge Darcy), alimentazione della falda verso i corsi d’acqua e sorgenti (punti in cui falde escono). Quindi, acqua del sottosuolo è regolamentata: dichiarare volumi di acqua di cui abbiamo bisogno e vedere se è compatibile con equilibrio.

Esempio di gestione acque sbagliata: schemi del comune di Milano: anche qui abbiamo isolinee con diversi colori (rappresentano topografia falda): anni 60 abbiamo isolinee in alto a 150: acque fluivano da nord a sud, da alpi. Anni 70: emungimento eccessivo della falda libera: c’è abbassamento della superficie freatica (prima c’era 105, adesso 90 sul livello del mare). Acque fluiscono in modo invertito: abbiamo ricariche da ovest, da nord, ma anche da sud! Quindi arrivavano in città acque sfruttate per agricoltura, quindi di + scarsa qualità. Sita viene mitigata nel corso del tempo perché sono stati fatti bilanci idrogeologici che hanno riportato la situa è più simile a quella degli anni 60.

EFFETTI DEL PRELIEVO SCONSIDERATO SU ACQUE DEL SOTTOSUOLO.

Ogni numero si riferisce a un livello di superficie freatica. Prima di emungimento, avevamo superficie abbastanza regolare che permetteva presenza di laghi, zone umide (date da emersione spontanea). Col tempo, a causa del pozzo, la superficie si è abbassata (in corrispondenza del pozzo). Così abbiamo anche alterato tutta una serie di equilibri dell’ecosistema: abbiamo perso una sorgente. Abbassando ancora di più la superficie, si modifica anche l’altezza della superficie freatica a destra, vicino al mare. Si trova così + in basso del mare e questo porta a degli apporti di acqua salata del mare verso quelle dolci. Si può anche modificare le relazioni coi corpi idrici superficiali. Schema di relazione tra corpi idrici superficiali e falda. A sinistra in alto: Water table (superficie freatica) si raccorda. Falda sotterranea alimenta il fiume. In basso: realizziamo pozzo e abbiamo una inversione degli scambi. Conseguenza: qualità dell’acqua. Perché i corsi d’acqua sono il rifiuto di tante cose. Quindi andiamo a immettere acqua inquinata nelle acque di falda (può anche essere irreversibile). Stessa cosa in schemino di destra ma apporto è verso superficie di lago. Punto c: situazione intermedia. O stagionalità o emungimento spinto possono alterare acque.

Altro effetto: sussidenza. Zona data da sedimenti sciolti non ancora trasformati in roccia, quindi non ancora compattati: estraendo troppa acqua (emungendo), induciamo una compattazione del materiale. In questo modo la spinta di Archimede diminuisce e il materiale tende a compattarsi. Si verifica quando materiali non sono ancora compattati e abbiamo emungimento spinto che porta a abbassamento di superficie. Questo porta ad abbassamento del suolo, chiamato subsidenza (non c’entra con quello visto a inizio anno). In foto: si era verificato grande abbassamento del terreno a causa di ciò.

Atri effetti: immagine a sinistra: in zone costiere: i sedimenti al di sotto del mare sono una falda: materiale pieno di acqua. Dal lato del continente abbiamo rocce sature di acqua che però è dolce. Queste due vengono in contatto in zione costiere e c’è una zona di transizione nel mezzo. Estraendo con pozzo, alteriamo anche il confine tra acque dolci e salate. Questo si può spingere fino ad avere risalita di acqua salata nel pozzo che usavamo per estrarre quella dolce. Può essere un fenomeno irreversibile.

30/05

Intrusioni saline sono possibili anche in zone non costiere. Qualità dell’acqua decresce con profondità. Ha delle composizioni diverse e salinità tende a crescere con profondità. Quindi possono esserci delle intrusioni. Queste di solito vengono usate per l’industria (no da bere). Intrusioni ci sono perché emungendo in maniera non controllata induco un flusso di acqua salina verso l’alto.

Ultimo effetto: contaminazione dall’alto, ad opera di sversamenti al suolo di contaminanti. Esempi nell’immagine: sversamento di idrocarburi che si comportano come ogni fluido, scendono verso il basso e arrivano alla falda (nel primo acquifero). Il primo acquifero è + soggetto a contaminazione. Altre contaminazioni: industria dell’allevamento. NB: il primo acquifero è detto non confinato o libero perché è a contatto con superficie. Quando si fanno perforazioni, non fi fanno mai in modo da mettere in comunicazione l’acquifero superficiale con quello più profondo (confinato).

Quindi: tecniche per pozzo: quando si esplora, si va a 100 metri. In immagine a destra: pattern per rappresentare materiali diversi. C’è un geologo che descrive le carote di roccia prelevate. Poi si individuano i tipi di roccia che sono migliori conduttori di fluidi. In immagine: sedimenti clastici non completamente compattati. Quindi caratteristiche di porosità buone sono quando c’è ghiaia e sabbia. NB: queste due sono BEN SELEZIONATE! Poi si calano nelle perforazioni delle camicie (cilindri d’acciaio) che servono a stabilizzare il pozzo. Questi isolano anche la roccia rispetto al pozzo. In alcuni punti specifici di questo tubo vengono realizzati dei filtri, ovvero dei fori. In questo caso sono stati posizionati in zona di sabbia grossolana. Bara azzurra= livello di superficie freatica. Acqua viene prelevata dai filtri e risale senza entrare in comunicazione con acquiferi superiori (perché sono isolati, non ci sono fori). Quando attivo la pompa all’inizio del pozzo (in alto), l’acqua risale.

Acquiferi diversi hanno anche vulnerabilità diversa agli inquinanti che arrivano dalla superficie.

Altri contaminanti: sale (per le strade, d’inverno).

Slide su vulnerabilità acquiferi liberi. Ci sono diversi tipi di inquinanti (quelli scritti in basso). Questi hanno una maggiore o minore velocità nell’attraversare la zona insatura prima di arrivare a acquiferi. Nei due acquiferi la differenza la fa la zona insatura (di aerazione). Questa è come se fa da filtro: in parte inquinanti vengono assorbiti da rocce e non finiscono in falde. Quindi le falde libere con una maggiore zona di aerazione più sono protette dagli inquinanti.

Acquiferi carsici. Acquiferi dati da carbonato di calcio sono i nostri prefe in Italia. Questi acquiferi sono molto permeabili. Roccia di partenza all’inizio può non essere molto permeabile ma poi si formano grotte e fiumi. Contro: sono particolarmente vulnerabili: se contaminante arriva, si propaga molto velocemente. Guardare modello analogico (link su slide precedenti): roccia sulla base è particolarmente permeabile perché fratturata, è un acquifero confinato. Sopra: ghiaia e poi altro acquifero confinato, due falde. Vengono immessi gli inquinanti e si vede la diversa velocità di propagazione degli inquinanti: in quello più in basso si propaga molto + velocemente, nella ghiaia meno.

No sapere tabella su acqua potabile.

NUOVO ARGOMENTO: IDROCARBURI FOSSILI

Petrolio e gas naturale sono i principali idrocarburi fossili.

Petrolio deriva da disfacimento di materia organica (piante e animali). Questo avviene ad una certa profondità nel sottosuolo. Petrolio e gas naturale non si formano in superficie. Sono organismi viventi che vivono in acque. Petrolio parte da sedimentazione in zone dove c’è acqua ma questa non interessa le parti duri degli esseri viventi ma dalle parti molli, di materia organica. Questi vengono poi ricoperti da altri sedimenti, si parla di seppellimento (strato giallo nell’immagine viene seppellito). Componente principale è il plancton. Il carbone è dato da piante, tronchi e foglie. Per gas naturale abbiamo una via di mezzo: plancton con altre componenti. In immagine del pesce: parti dure e molli si separano: inorganica può essere rinvenuta sottoforma di fossili. Questo processo di accumulo e seppellimento può portare a formazione di idrocarburi fossili quando si trovano ad una cera profondità. Accumulo si fa in superficie ma poi il materiale organico deve essere portato in profondità a pressioni più elevate. NB: non tutte rocce sedimentarie contengono materia organica. Temperature minime per petrolio: 60 gradi. Gas naturale si forma a temperature + elevate o più basse. Carbone: materiale si accumula in zone umide, paludose. In profondità subisce t e p + importanti e si trasforma in composti ricchi di carbonio. + il materiale viene riscaldato, maggiore è il contenuto del carbone. A questi materiali diversi che si formano diamo diversi nomi: torba contiene 50% di carbonio, poi antracite contiene 90%, 95% di carbonio. In immagine: da sinistra verso destra aumenta contenuto di carbonio. Carbone non migra non si trasferisce, rimane lì. Quindi è un idrocarburo particolare, ne parliamo meno, ci concentriamo di + sugli altri.

Riscaldamento terra: temperatura e gradiente geotermico sono diversi! Quest’ultimo è il tasso di aumento t per distanza!! NB: tenerlo presente. Gradiente non aumenta sempre. Chiarirlo bene. Capiscilo, altrimenti non presentarti! Su crosta terrestre, ci sono diversi gradienti geotermici! Governato da tettonica delle zolle. Ripassare. Acque termali si basano su anomalia gradiente.

Tempo per trasformare materia organica in idrocarburo: 100000 anni, quindi non è una risorsa rinnovabile perché tempi troppo lunghi. In laboratorio: strumento in cui si mettono campioni di roccia per ricostruire i tempi di formazione delle rocce. (si producono milligrammi per ogni esperimento)

Diversi termini: petrolio, gas, bitume. Dipende dallo stato in cui li troviamo alla condizione ambientale. Petrolio è liquido, bitume è solido e gas è gassoso.

A seconda della temperatura in cui li rinveniamo, possiamo avere diversi stadi della materia, come per l’acqua. Idrocarburi si chiamano così perché sono formati soprattutto da carbonio e idrogeno. Questi miscugli, una volta estratti, devono essere trattati prima di essere venduti. Ci sono diverse tecniche di raffineria (per separare molecole e ottenere diversi materiali).

Per avere giacimenti di idrocarburi abbiamo bisogno di 3 componenti fondamentali:

1. Roccia madre= roccia sedimentaria che contiene materiale organico a sufficienza. È caratterizzata da una grana molto fine. Hanno laminazioni e sono poco permeabili. All’interno di queste, possiamo distinguere diversi tipi di materia organica: se si forma in continentale= si parla di tipo 3. Marina=2. Lacustre= 1. Gli organismi viventi che formano idrocarburi hanno nomi diversi (plancton, ecc.) immagine: potenziali rocce madri. Colore scuro sono zone in cui si è accumulata materia organica. Toc definisce se una roccia è madre oppure no (total organic carbon?). sotto: porzione organica al microscopio (scuro). Non tutto il materiale organico che si accumula in uno strato si preservano. Devono esserci anche le condizioni che permettono che si preservi. Ci sono cari parametri che sulla materia organica: in immagine: limite era parte in cui si accumulano sedimenti e acqua. Punti neri sono la materia organica. Questa può essere decomposta e non preservarsi quando il sedimento in cui si trova viene in contatto con ambiente ossidante che contiene ossigeno. Immagine sotto: condizione per cui il sedimento è più grossolano e quindi + permeabile. Quindi, nel primo caso ci sono pochi contatti tra acqua e sedimento. Nel secondo, l’acqua può entrare + facilmente nel sedimento. Quindi in quello sopra è più facile preservare la materia organica. Quindi è a granulometria del sedimento che fa la differenza. Acqua è nemico di preservazione organica perché è ossigenata e ossigeno porta a decomposizione. Quindi nel secondo ambiente si forma un ambiente aerobico. Nel primo è anaerobico: quindi in questo caso ci vivono solo esseri che non necessitano di ossigeno. Secondo fattore che influenza: stato si ossigenazione delle acque: in immagine con pesce: in quella sotto, abbiamo uno strato sull’acqua in cui l’ossigeno è pari a zero. In alto, l’ossigeno pari a zero è più in basso quindi è più facile che materia venga decomposta.

• + tasso di sedimentazione necessario per creare roccia madre. Nell’animazione: abbiamo un tasso di sedimentazione di 3 cm per 3 secondi. Quindi è l’accumulo di sedimento in un certo tempo. In immagine marrone a destra: estrema destra abbiamo tasso di sedimentazione + elevato. Volume di materia organica è un certo quantitativo, che è uguale in entrambi i casi. A destra la concentrazione è più bassa perché è + diluita. Quindi a parità di altre condizioni, dobbiamo avere bassi tassi di sedimentazione (in cui il sedimento si accumula poco, caso di sinistra marrone). (questi 3 punti sono quelli che servono per formare una roccia madre). (Basso tasso di sedimentazione è pochi cm per milione di anno circa). Tasso di sedimentazione regola soprattutto quanto è concentrato il carbonio organico nella roccia madre.

In slide idrocarburi: immagine a sinistra: lo strato di sedimenti viene seppellito ma si trova ancora a temperature basse (mmatura), sedimenti continuano ad accumularsi e temperatura aumenta sempre di più. Schema di destra: quando supera 70 gradi, si iniziano a formare trasformazioni che rompono legami nella materia organica e formano idrocarburi (nello stadio tra il 2 e il 3). Oli= petrolio. Quindi tra 70 gradi abbiamo un picco e poi un decremento della produzione del petrolio. Poi lo strato continua ad essere seppellito e a un certo punto di forma il gas termogenico, che si forma intoro ai 100, 110 gradi, ha picco intorno a 160 e poi declina anche lui. Quindi c’è una zona in cui la roccia può produrre entrambi. Ma questo non significa che si trovi sotto il petrolio perché viaggia. A temperature oltre 200 gradi si parla di roccia troppo matura. Qui non si generano più idrocarburi. Nelle tre colonne di destra: abbiamo ipotesi di gradiente geotermico di 30 gradi al km. NON SAPERE ULTIMA COLONNA!! Nella colonna di? tipo di idrocarburo generato? Nella prima parte abbiamo una curva che si riferisce a un gas (metano) ma sua formazione non dipende da temperatura perché è troppo bassa: quando roccia madre comincia ad essere seppellita, si trova in condizioni anaerobe e all’interno di questo possono sopravvivere organismi anaerobi che espellono del metano per la loro fisiologia. Quindi il metano si forma dal fatto che una porzione della matria organica viene distrutta ma trasformata in metano dagli organismi anaerobi (puzzette). Si parla di gas biogenico.

In immagine a sinistra si forma un idrocarburo (quello rappresentato in verde). Con sua generazione (liquido o gassoso) è come se immettessimo altro fluido nei pori che sono già saturi, quindi, i pori subiscono una sovrapressione che non riescono a sostenere e si fratturano (contengono già acqua). Si frattura per far migrare gli idrocarburi. Si parla di migrazione primaria. Migrano di solito verso rocce che sono + permeabili e porose, che riescono ad accumulare il loro arrivo. La migrazione si fa a partire della roccia madre a ROCCE SERBATOIO. In immagine in bianco e nero: parte nera è idrocarburo. (rocce clastiche possono essere rocce serbatoio).

1. Roccia serbatoio (porosa e permeabile), che può essere di vari tipi (clastica, chimica, ecc.)
2. Trappola geologica. (è tutto l’insieme, come contenitori, non è solo la parte sopra)

A questi, si aggiunge anche la giusta successione di eventi di questi punti per poter formare idrocarburi.

31/05

Degli idrocarburi liquidi e gassosi che si formano nella roccia madre, non tutto migra (non tutta la parte verde risale). ci torniamo a fine lezione.

Punto 3. Trappola geologica: è una struttura geologica che permette l’accumulo di idrocarburi. spesso necessita una roccia copertura.

Idrocarburi sono meno densi dell’acqua, quindi tendono ad accumularsi verso l’alto delle rocce serbatoio. Abbiamo bisogno di particolari strutture in cui idrocarburi possano rimanere intrappolati, le trappole, per milioni di anni. Abbiamo due tipi di trappole

• Strutturali= dovute alla deformazione delle rocce (pieghe) Geologia strutturale= branca di scienze della terra. Esempio: immagine slide trappola: diversi tipi di trappole strutturali: 1. ci sono pieghe anticlinali (pieghe verso il basso) che sono le strutture principali in cui idrocarburo può accumularsi. Si accumula nella parte concava. Quindi è una trappola per pieghe. 2. Faglie (linee gialle tratteggiate). Quella di destra: destra blocco di letto, sinistra blocco di tetto. Blocco di tetto è sceso quindi è una faglia di tipo normale. Grazie alla faglia, idrocarburo trova un cappello impermeabile. Quindi è di tipo per faglia. 3. Oggetto a destra marroncino è un ammasso di rocce dato da sale, è roccia sedimentaria chimica. Questa massa ha un nome particolare. Si comporta come un fluido molto viscoso e sono meno densi delle rocce circostanti, quindi tendono a risalire, e forma queste forme che prendono il nome di duomi salini. Si formano delle pieghe al top del duomo (cm all’anno). La sua risalita deforma le rocce al suo intorno e forma pieghe, in corrispondenza delle quali si formano delle trappole. Quindi è trappola da duomo salino.
• Stratigrafiche. (immagine in bianco e nero) 1. In un ambiente sedimentario si può essere formato un pacco di rocce che ha diverse caratteristiche di permeabilità. Idrocarburi migrano nella porzione permeabile, si spostano verso l’alto e vengono stoppati nei punti a bassa permeabilità. I sedimenti sono della stessa età. La loro stratigrafia crea la trappola. Quelli coi puntini sono permeabili. Le linee sono impermeabili. No reef trap!! 2. Sotto: linea fatta ad onde del mare è di esposizione delle rocce. Questa zona prima è stata alzata, poi si è ribassata. C’è discontinuità che in questo caso è una discordanza angolare. Grazie a questa, lo strato permeabile si trova circondato da rocce impermeabili, anche in alto, grazie al cambio dell’angolo. IMPORTANTE SAPER COMMENTARE QUESTE IMMAGINI ALL’ESAME!!

Immagine reale di trappola: ci sono tanti strati di roccia sedimentaria inclinati (quindi sono stati sollevati dopo la loro deposizione, inclinati e poi riabbassati) questa parte è roccia permeabile, sopra è impermeabile. Immaginarla così ma in profondità.

Trappola piega: grotta è permeabile e sopra impermeabile. Immaginarla in profondità anche questa.

Fare esercizio su tipo di trappole. D= stratigrafica.

Accumulo idrocarburi: superficie topografica. Accumulo delle acque si accumulano nelle porzioni ribassate. Gli idrocarburi seguono anche loro la gravità ma fanno il contrario. 2 idrocarburi nella foto: gas naturale che è meno denso, e il petrolio. Dove non c’è colore i pori sono riempiti d’acqua. Verde= petrolio. Rosso= gas naturale.

In disegno: viola= roccia madre. Struttura a cupola. Azzurro= rocce sature di acqua. Verde= petrolio. Rosso= gas. NB: temperature in F!! 120= 50 gradi centigradi circa. 350= 176 gradi. Queste due linee termiche rappresentano l’inizio della generazione. Poi ci sono temperature oltre le quali non si producono + idrocarburi perché roccia madre viene troppo cotta.

Ingrediente 4= giusto timing. Immagine sopra: no accumulo, sotto: sì. Carrier= roccia permeabile. In caso sopra continuano a scorrere perché sono si è formata una trappola all’inizio. Nella seconda sì: la trappola deve essere già lì al momento della formazione dell’idrocarburo, altrimenti non si accumula.

Burial= seppellimento. Migrazione di cui abbiamo parlato fin ora è migrazione primaria. Poi, possiamo avere migrazioni successive: se ci sono movimenti tettonici che fratturano la roccia impermeabile, può esserci un’altra migrazione, detta secondaria.

Come individuare giacimenti di idrocarburi. In passato i primi giacimenti sono stati scoperti per caro: migrazioni arrivavano fino in superficie e palesarsi sotto forma di oli o gas seeps. Abbiamo degli indizi di superficie che ci fanno capire che sotto c’è idrocarburo. Una volta esauriti questi siti, abbiamo usato metodi indiretti di analisi del sottosuolo. Uno dei metodi usati:

1. Si possono realizzare dei pozzi e si osservano gli strati che si attraversano. Ma questo ha un costo
2. Quindi si usano metodi indiretti: la sismica, che sfrutta delle onde sonore per investigare la successione degli strati di roccia e le loro forme. Simile a ecografia: si misurano i tempi di ritorno delle onde che attraversano il mezzo; quando attraversano materiali con diversa densità vengono deviate e riflesse. Col sottosuolo si immettono delle onde sonore in un contesto sia continentale che in mare. Serve una sorgente artificiale per generare le onde: camion con pistone che genera onde. Di solito si usa dinamite o altro esplosivo. Si genera energia con onde che attraversano le onde, le quali vengono in parte riflesse e poi vengono lette da (?). esempio profilo sismico: y= profondità in s convertibili in km, x= superficie terrestre. Si riconoscono delle geometrie: ad esempio le faglie, dove gli strati sono dislocati. È un mestiere, ci sono persone che interpretano questi grafici. Questo è già colorato perché è già stato interpretato. Altro esempio più avanti: disegno giallo e azzurro: in grigio ci sono rocce stratificate. Strato azzurro è stato deformato da forze compressive che hanno formato prima l’anticlinale e poi una frattura. Senza sapere di che roccia si tratta, abbiamo la giusta geometria: è la roccia giusta. Nel nucleo grigio si può trovare idrocarburo. Altro esempio: serbatoi di CH4 in profondità. Sinistra: sul fondo del mare ci sono delle depressioni (pockmarks, che si trovano sul fondale marino, perché c’è gas che esce e sposta i sedimenti). Generiamo come dei piccoli terremoti. Dietro alle navi ci sono dei galleggianti. Risultato: linee sismiche. A destra (rosso): si vede un camino in cui può esserci un serbatoio in profondità. In basso (giallo): c’è un canale.

PER L’ORALE: SAPER DESCRIVERE I PROCESSI CHE PORTANO ALLA FORMAZIONE DELLA ROCCIA CHE è CAPITATA. (durezza, ecc.) SONO FONDAMENTALI

Guardare i due video, soprattutto il primo!!

ESTRAZONE IDROCARBURI

1. Estrazione primaria: estrazione spontanea quando si realizzano dei pozzi e si mettono in comunicazione serbatoi con superficie. Se serbatoi sono in compressione, c’è risalita spontanea dell’idrocarburo. Si estrae solo piccola parte.
2. Estrazione secondaria: permette di recuperare una percentuale + importante. Per stimolare risalita si realizzano 2 pozzi, uno di immissione, l’altro di stimolazione. Nel primo si immettono acqua o gas che generano una pressione che permette risalita

Dove: su terra ferma, zone oceaniche (molte, più qui). Varie tecniche per andare a profondità maggiori. Oggi si realizzano piattaforme galleggianti. Si riesce ad arrivare a profondità sempre maggiori.

Quelli di cui abbiamo parlato sono idrocarburi convenzionali, che si trovano in rocce serbatoio e non sono la sede in cui si generano.

Altra tipologia: non convenzionali. Il loro sfruttamento è molto dibattuto. Sono gli idrocarburi che non si rinvengono in rocce serbatoio ma rimangono intrappolati nelle rocce madri. (non tutto esce, in parte rimane intrappolato in rocce madri). Scisto è termine sbagliato! In realtà è giusto dire shale= argillite, roccia sedimentaria a grana molto fine. (carote di roccia scuri visti in modulo rocce sono di rocce madri). Problematica di questi e perché non sfruttati fino a 20 anni fa? Stati che importavano gas (ad esempio degli stati uniti) vogliono rendersi indipendenti, estrapolando idrocarburi da rocce madri. Queste sono rocce molto impermeabili, diverse da quelle serbatoio. Quindi è necessaria una stimolazione ulteriore delle rocce, generando delle fratture (fracking): si immettono grandi quantità di acqua, sabbia in un pozzo a grande pressione, si causa fratturazione e così si aumenta la permeabilità, rendendo + facile estrazione. In alcuni stati (es usa, Cina, argentina) è pratica comune. Altri paesi (buona parte di UE, tra cui ita) sono contrari perché le conseguenze ambientali di questa stimolazione sono molte.

Argillite sono rocce molto scure laminate (si vedono strati sottili), date da componenti molto fini.

Problemi di questa tecnica: 1. abbiamo bisogno di coppia di pozzi a breve distanza tra di loro (quindi è anche dispendio economico). 2. Grandi quantitativi di acqua servono e queste acque vengono sottratte ad altri utilizzi (magari n zone in cui acqua non è un bene diffuso). 3. Operazione non sicura perché il gas può inquinare le falde idriche sovrastanti: non siamo sicuri che le rocce copertura sopra siano sufficientemente stagne. 4. In schema: vari rischi. Sopra acquiferi, sotto roccia madre. Questo fenomeno può portare anche a generazione di terremoti! Di solito non sono terremoti di grande magnitudo ma comunque possiamo indurre terremoto + importante. Slide con 20 impatti. In ita: oggi c’è crisi di gas per Russia ma ita non ha a disposizione molte di queste risorse (per fortuna). Normative su fraking solo per cultura generale. Guardare video geopop.

Stati uniti con questo metodo sono riusciti ad essere indipendenti col gas.

Situa in ita: in Emilia-Romagna ci sono molti pozzi per esplorazione (anche in Lombardia) mentre in altre (Sardegna e trentino) no perché ci sono rocce soprattutto magmatiche.

In cartina di Milano: pallini neri sono i pozzi. Non distribuiti in maniera uniforme. Dopo sismica, dove si rinvengono delle risorse di idrocarburo se ne fanno altri. Questo perché con sismica non si ha la certezza di trovare idrocarburi. I pozzi isolati sono i primi pozzi di esplorazione in cui si è fatta esplorazione ma in realtà non c’erano idrocarburi.

Province petrolifere in ita. Gas termo genico è nello ionio e in Sicilia. Ita è uno dei paesi d’Europa con maggior potenziale per gas biogenico (maggior parte). Petrolio e gas invece si trovano in adriatico e in Basilicata (tra puglia e Basilicata).

Pianura padana A B e C sono profili in cu hanno generato esplosioni e hanno realizzato linee sismiche. Sotto si vede la C: in profondità, le linee sismiche hanno messo in evidenza delle anticlinali e delle faglie inverse. Ci si trova tra due catene montuose. Ci sono due catene montuose che sono in compressione tra di loro. Vedo le potenziali trappole lungo le quali faccio il primo pozzo. Compressione è ai lati, sinistro e destro. FINE IDROCARBURI!!

04/06

CATTURA E STOCCAGGIO CO2 (NO SUL LIBRO)

Intorno al 2000 si inizia a parlare dello stoccaggio della CO2 nel sottosuolo= nasconderla nel sottosuolo. Non è l’unico modo ma uno dei modi per ridurre CO2.

CO2 è gas serra= emette radiazioni infrarosse. Quando radiazione solare arriva a superficie, più la parte superficiale della terra si riscalda. Conseguenze: aumento temperatura in superficie, risalita livello del mare (conseguenza dello scioglimento dei ghiacci).

Acidificazione delle acque: anidride carbonica viene assorbita dal mare e si dissocia e si combina per formare acido carbonico, che è debole, per cui i legami si rompono con conseguente aumento degli ioni idrogeno nella soluzione. Misurazione si basa proprio su quantità di ioni idrogeno della soluzione.

Ci sono giò stati periodi di diversa concentrazione CO2 in atmosfera? Grafico con concentrazione in ppm (parti per milione). Ci sono già stati dei periodi in cui ci sono stati incrementi della CO2 nell’atmosfera. Questi erano legati a emissioni di gas vulcanici (particolarmente attivi) in atmosfera. Quello di oggi però non ha precedenti: abbiamo superato il tetto dei 300 ppm e il tanno di aumento è vertiginoso.

Grafico a sinistra: come variano quantitativi di CO2 a seconda delle stagioni: emettiamo + co2 nei periodi freddi (per combustibili fossili). Però il trend è sempre in salita. Maggiori emettitori di co2 sono i paesi industrializzati. Tutti hanno ambizioni per mitigare queste emissioni.

Diversi modi per ridurre emissioni: lavorare su incremento di energie rinnovabili, nucleare, efficienza nelle abitazioni, ecc. l’unica attività che riguarda le scienze della terra è il ccs= cattura e stoccaggio co2.

Ccs nel mondo dove si fa? Dove ci sono i puntini nella cartina: concentrati in Europa e in usa, qualcuno in emirati e in Cina. Non è qualcosa che si fa localmente per la singola industria. Si fa per industrie di cui non riusciamo a fare a meno. Ccs ha tre elementi principali:

1. Co2 deve essere catturata perché non viene emessa da sola ma insieme ad altri gas (quindi deve essere separata dagli altri gas)
2. Trasportata
3. Stoccaggio, che prevede la reiniezione di co2 nelle rocce serbatoio del sottosuolo (a profondità superiori a 1 km)

Lo stoccaggio della co2 è anche esso una risorsa, al contrario ma lo è. perché ha un valore ambientale ed economico. Piantina azzurra: 5 gt= miliardi di tonnellate che uno stato calcola di riuscire a stoccare. C’erano dei paesi che non avevano nemmeno fatto questa stima, anche alcuni industrializzati. Nel 2022 c’è stato un aumento, maggiore interesse.

Abbiamo già stoccato ma per poi riutilizzare il gas. Con co2 è diverso perché dovrebbe essere definitivo.

Siti possibili per stoccaggio: noi ne vediamo 3, quelle su cui si fa attualmente:

• Rocce serbatoio di petrolio e gas naturale esauriti.
• Si usa la co2 per migliorare l’estrazione di idrocarburi (enhanced oil recovery) EOR
• Rocce che contengono acque salatine (quindi non utili)
• Di questi non ne parliamo perché sono ancora abbastanza sperimentali: stoccaggio co2 negli strati di carbone che non sono sfruttabili dal punto di vista dell’estrazione

Profondità sono variabili.

CO2 COE MOLECOLA E SUO STATO FISICO:

nel grafico, in alto a destra in azzurro, è il campo in cui la co2 è in uno stato supercritico. Co2 ha una temperatura e pressione al di sopra della quale è un fluido supercritico= ha delle proprietà che sono a metà strada tra quelle di un liquido e un gas, in particolare densità e viscosità: è densa come un liquido e viscosa come un gas. Questo è importante perché i siti di stoccaggio vengono scelti sulla base del fatto che la si vuole stoccare in stato supercritico.

Diagramma con cubi: c’è una curva che mostra evoluzione co2 con la profondità. I cubi rappresentano il volume che la co2 occuperebbe a certe profondità. Fino a 800 metri/1 km questo volume diminuisce in maniera forte. Riusciamo a compattare un grosso volume in un cubetto. A partire da un km circa, il volume specifico della co2 non varia più di tanto. Questo ci interessa perché così possiamo immagazzinare di più: se roccia serbatoio (con 30% di porosità ad esempio) è a 500 m posso mettere un volume minore. Se vado a + profondità posso sfruttare meglio il 30% di porosità della roccia. Grafico si riferisce a zona della terra con gradiente geotermico a 25 grad al km. Questo grafico può cambiare leggermente a seconda di zona/ gradiente. Profondità dipende dal gradiente: dove è maggiore di 25 gradi al km viene raggiunto + in fretta.

Viscosità: se fluido è poco viscoso, questo offre meno attrito. Esempio: immettere miele o un gas: entra + facilmente nei pori. In tabella in basso a sinistra la co2 a stato supercritico comparata con metano e acqua. Vedere i dati.

ACQUIFERI SALINI

Sono rocce serbatoio riempiti di acqua relativamente salata. Sono molto diffusi nei bacini sedimentari. Sono acque inutili, che non usiamo, poco preziosi. Al massimo si usano per industria chimica

IDROCARBURI Già IMPOVERITI

Serbatoi che non contengono più idrocarburi. Sono rocce serbatoio di solito sedimentarie, che non sono + sfruttabili he hanno 2 vantaggi: 1. Questi idrocarburi già sfruttati sono rimasti in rocce serbatoio per milioni di anni. Quindi siamo abbastanza sicuri che la co2 non se ne vada in giro. 2. conosciamo già questi serbatoi. Abbiamo conoscenza delle geometrie, possiamo fare calcoli attendibili su volumi di co2 che possiamo mettere e abbiamo già infrastrutture sul posto (pozzi)

EOR

Nata negli stati uniti. Consiste nell’iniettare co2 nelle rocce serbatoio contenenti idrocarburi, soprattutto nel petrolio. Immettono co2 in roccia e questo innesca velocemente delle reazioni che fanno sì che il petrolio sia meno viscoso e questo permette di recuperarlo + facilmente. All’inizio non veniva fatto per pratiche sostenibili (comprano la co2 per farlo). È il metodo meno efficiente dei tre, la co2 viene riciclata, risale insieme al petrolio. Quando il serbatoio non verrà più sfruttato per il petrolio, viene stoccata.

Alcuni dei grandi siti di stoccaggio di co2: weyburn in Canada (usa serbatoio di idrocarburi vuoto) che immette co2 in rocce carbonatiche; nel mare del nord (sito lontano dalle rocce). È un sito che si trova nelle acque territoriali norvegesi. La roccia serbatoio in cui viene fatto è un acquifero salino, una roccia sedimentaria clastica (arenaria). Sleipner è il suo nome. Un tempo c’era un capo di gas naturale, ch4 ma era un gas inquinato da co2, che veniva portato in superficie. Facevano una separazione quindi sul sito e immettevano co2 in atmosfera. In anni 90, governo norvegese impone di pagare delle tasse per il quantitativo di co2, quindi, questa compagnia pensa a modo diverso: fanno stoccaggio di co2 e la immettono dove prima c’era il metano. È uno sei siti + antichi. In immagine: rossa è la roccia serbatoio. Azzurro acquifero salino, a profondità giusta per stoccaggio. Co2 viene reimmessa in acquifero salino (freccia a destra). Utsira formation è la roccia. Sopra, c’è una roccia copertura, argillite, che fa da tappo.

MECCANISMI DI STOCCAGGIO

Meccanismi attraverso cui si ottiene stoccaggio di co2. Cosa succede alla roccia e all’acqua che c’è dentro quando immetto la co2? Ci sono una serie di reazioni che garantiscono.

Ci sono 2 grandi famiglie:

• Quelle che si appoggiano su intrappolamento di tipo fisico
• Chimico

Tipi di intrappolamento sono riassunti in diagramma verde: asse X= tempo. Dopo poco lo zero, l’intrappolamento è di tipo fisico, poi arriva anche chimico.

FISICO

Processo di intrappolamento in cui la co2 non cambia la sua natura. Rimane una co2, una molecola a sé stante. Si basa su stesso principio idrocarburi. Trappole geologiche possono essere tipo strutturale (in alto a destra, anticlinale, trappola struttural per faglia, di tipo stratigrafico associate a discordanza angolare ecc.) trappole, quindi, possono essere stratigrafiche o strutturali. Devono avere sempre la roccia copertura! Perché? Perché la co2 quando viene immessa in stato critico (o gassoso) è meno densa dell’acqua in cui viene immessa. Co2 tende a migrare verso l’alto perché si trova a contatto con acqua. Co2 è meno denta. Si forma quindi il pennacchio di co2. Scatola in 3d: roccia serbatoio in profondità; pozzo è barretta nera e colori rappresentano co2. Si vene un pennacchio. Se non avessimo roccia copertura sopra, non si riuscirebbe a contenere la co2, che risale per spinta di galleggiamento.

INTRAPPOLAMENTO GEOCHIMICO

Prevede che co2 interagisca con acqua e rocce con cui si trova in contatto. Quindi cambia la sua natura. Tipi di interazione:

in immagine in alto a sinistra: immetto co2 e genero una pressione. Co2 tende a migrare lateralmente e poi verso l’alto (rossa). Poi inizia a dissolversi in acqua. La sua solubilità in acqua dipende da temperatura e pressione a cui si trova roccia e salinità. Se co2 va in soluzione, si acidifica l’acqua. Quindi ci sono delle variazioni di pH, una diminuzione di pH (pH dell’acqua diventa + acido). Questo può portare a tutta una serie di reazioni con la roccia (Solubilità tende ad aumentare col tempo, in grafico verde).

Intrappolamento minerale e residuo. È quello che ha bisogno di più tempo. (in grafico verde, è la parte verde chiaro). È quello + interessante perché le nuove condizioni chimiche (appena viste, con acqua) può generare la precipitazione di minerali. La roccia qui è già litificata. I pori sono tutti imbevuti di acqua. Noi andiamo ad alterare l’equilibrio. Cambiano interazioni con granuli della roccia e si possono creare precipitazioni di nuovi minerali. Dove? Su superficie di granuli che costituiscono la roccia serbatoio (in giallo). Tra questi nuovi minerali troviamo i carbonati: co3 (contiene carbonio e ossigeno). Sto sottraendo dall’acqua carbonio e ossigeno per precipitare calcite, ecc. formo dei cristali di carbonato di calcio in cui viene stoccato in forma minerale la co2. È il + sicuro perché il minerale non ha motivo di sciogliersi di nuovo (a meno che condizioni non cambiano). È sicura perché ad esempio se la faglia si riattiva, la co2 non risale. quando invece galleggia, se faglia si muove, co2 può risalire.

Se parte gialla aumenta, posso creare delle zone non connesse che contengono un fluido acquoso che contiene co2. Questa è ultima forma di stoccaggio possibile.

SICUREZZA DEI SITI DI STOCCAGGIO: si fa manutenzione per controllare che non ci siano delle perdite di co2. Questi canali possono essere i pozzi (perché sono man made) o le faglie. Pozzo è a contatto con materiale che può essere corrosivo. Schema di come è fatto un pozzo: all’esterno le rocce, poi cemento non minerale ma dei muratori, poi camicia di acciaio messa intorno al pozzo. Ci può essere reazione con cemento. Faglie: possono essere ben sigillate ma anche no perché sono delle discontinuità, delle fratture. In basso a sinistra: ci sono dei picchi che ci fano capire che faglia non è completamente a tenuta stagna. A destra ci sono isolinee che fanno vedere elementi lineari che ci sono in profondità attraverso cui co2 risale.

05/06

Energia geotermica

Fonte di energia alternativa. È sottovalutata. Non è più geograficamente limitata ai sistemi idrotermali magmatici.

Grafici che illustrano evoluzione nel corso del tempo del costo della produzione di energia espressa in centesimi di dollaro per kW/h. il meno caro è il carbone (linea nera), grafico in basso a sinistra. Grafico in alto a destra: costo delle risorse rinnovabili: produzione di energia geotermica è meno cara e lo sarà sempre di più.

Nella terra ci sono temperature superiori a 1000 gradi quindi avremmo fonte di energia praticamente illimitata ma non riusciamo a raggiungere queste profondità, solo la prima decina di km. Ci interessano sistemi geotermici che arrivano fino ai primi km. Gradiente geotermico medio: 25/30 gradi al km. Differenza di temperatura tra due punti nella terra si fa corrispondere calore. Ci interessano quelle con gradiente geotermico elevato.

Schema tettonica delle zolle. Isoterma 300 gradi. Questa segna il passaggio litosfera mantello. Nelle zone stabili si trova a 150 km di profondità, la profondità cambia in base alla zona: zone di estensione: 30 km e vulcaniche 50 km.

Gradiente geotermico: come si misura. Si prendono delle misure di temperatura dell’acqua nei pozzi oppure si prendono le temperature al fondo del pozzo (bottom). Grafico a sinistra: pallini colorati sono diverse formazioni geologiche, diversi strati di rocce. Si prende la misura della temperatura in diversi punti (diverse profondità). Temperatura non è costante, si estrapola incremento medio. Linear fit è la media della temperatura.

Come terra trasferisce il calore? Due processi:

1. Conduzione: contatto fisico, processo lento
2. Convezione: veicolato da un fluido. È il responsabile della tettonica delle zolle.

Per sistemi geotermici: convezione ma al posto del fluido del mantello abbiamo l’acqua.

Risorga geotermica: lungo i limiti di placca. Zona rossa e azzurra sono quelle con maggior potenziale per energia geotermica. Tutti i contesti in basso hanno bisogno di una massa di magma in profondità che si sta raffreddando. Però possiamo avere contesti anche nei bacini sedimentari, in Europa ne abbiamo tanti di questo tipo (ad eccezione della toscana). Bacino del Piemonte, bavarese, ecc.

Di cosa abbiamo bisogno per avere sistema geotermico? Abbiamo bisogno di anomalia geotermica, grande differenza tra sottosuolo poco profondo e più profondo. Intrusione magmatica può non essere fondamentale. Abbiamo bisogno di una roccia serbatoio satura (acquifero) di acqua, una zona di ricarica, con cui acquifero è collegato alla superficie, e di una roccia copertura. Differenza rispetto a sistema petrolifero è anomalia geotermica che permette ai flussi di circolare in flussi convettivi. Celle convettive sono quelle che mantengono il movimento, risalgono.

È una risorsa rinnovabile perché le acque vengono riscaldate in tempi relativamente brevi.

Come le estraiamo? Uso pozzo con cui faccio risalire acqua, stessi metodi già visti. Heat exchanger= fluido che fa scambiare calore.

Sistemi geotermici di alta entalpia (alta energia): energia geotermica classica. Diversi da quelli a bassa e media entalpia. Questi ultimi (più nuovi) con lo sviluppo si riesce a produrre energia elettrica.

In capitolo su magmatismo c’è un accenno.

Esempi bacini sedimentari con produzione di energia geotermica importante: bacino ovest canadese. È un bacino flesssurale, che si forma in presenza di catene montuose che vanno in collisione (come in pianura padana).

Italia: uno dei paesi padri di energia geotermica. Primo sfruttamento industriale delle acque: con estrazione del boro. Il primo per elettricità: Larderello.

Due siti + sfruttati in toscana: Larderello e monte Amiata. Invece siamo molto indietro per la produzione di energia termoelettrica.

Attività estrattiva di risorsa geotermica è regolamentata. Società devono avere dei permessi. Oggi si è obbligati a reiniettare il fluido nello stesso acquifero in cui si è fatta l’estrazione. Perché? Perché non sono acque comuni, sono ricche di vari elementi che derivano dal magma in profondità (inquinate da metalli pesanti come piombo e zinco; in toscana arsenico e mercurio; sono elementi che acque normali non contengono). Un tempo si versavano in superficie, nei fiumi.

Oltre a sud toscana abbiamo anche il nord del lazio. Quadri di diverso colore sono zone in cui imprese hanno ottenuto delle concessioni per fare ricerca (gialle) o per estrarre (rosse).

Abbiamo sistemi superficiali che vanno fino a qualche km di profondità e quelli più profondi, associati a presenza di magma in profondità.

Classificazione: sistemi convenzionali sono quelli che non hanno bisogno di essere stimolati per produzione. Ci sono sistemi di alta entalpia da 150 a 375 (dove acqua diventa fluido supercritico) con cui si genera elettricità. Media entalpia vengono usati per la produzione di calore ma con particolari sistemi detti binari, possono produrre elettricità. Entalpia bassa (sotto 90 gradi) solo calore, no produzione di energia. Ci sono anche quelli non convenzionali: sono quelli caratterizzati da fluidi supercritici (+ di 375 gradi) che non sappiamo ancora come gestire. In Italia siamo ancora nella fase di ricerca, non li sappiamo fruttare. L’altro è l’EGS= sistemi geotermici che producono una certa stimolazione, sono stimolati per produzione di elettricità si solito.

Tramite sistemi binari, si riesce a produrre energia elettrica anche con temperature di 90/100 gradi, senza bisogno di avere l’anomalia.

Italia: temperatura delle acque a destra a 3 km di profondità. Per produzione di elettricità, con sistemi classici solo in toscana e in lazio, coi trasformatori dei sistemi binari siamo anche zone che non sono vulcaniche. Quindi potenziale anche in pianura padana, in parte in Piemonte. In appennino meridionale, si produce solo calore. Per sfruttamento di quelle non convenzionali: rosse sono quelle legate ai fluidi supercritici, legati agli apparati vulcanici; verde: quelle con stimolazione.

EGS : 3 condizioni: temperatura, fluidi e permeabilità. Ci sono delle rocce in cui c’è buona temperatura ma non le altre sue condizioni. In questi casi si usa EGS. In caso di poco fluido, si stimola iniettando del fluido dalla superficie e generando fratture al suo interno per creare pori. Nell’altro caso (fluidi non connessi) anche qui iniettiamo dei fluidi in pressione. Fracking (vietato in molti paesi). Nei sistemi geotermici il fracking è consentito: differenza: non andiamo a mobilizzare idrocarburi ma iniettiamo fluidi. EGS hanno grandissimo potenziale perché in Europa ci sono temperature di 200 gradi a poche km. Difficoltà tecnologiche: si possono generare eventi sismici; si generano fratture a poche decine dal pozzo. È un fracking pulito perché non immettiamo prodotti chimici.

Caratteristiche rocce serbatoio: in disegno a sinistra tutti i tipi di porosità giocano un ruolo: ci sono zone impermeabili in basso, l’unica permeabile è quella fratturata; al di sopra, rosa, sono rocce serbatoio dove possiamo avere tutti i tipi di porosità; in questo caso possiamo realizzare pozzi anche a distanza ma sempre sopra, non nella parte impermeabile; in quella di destra ci sono rocce permeabili e porose solo per fratturazione e lateralmente le rocce sono impermeabili, in questo caso la porosità da frattura è l’unica utile perché lateralmente non c’è roccia serbatoio. A destra la parte sfruttabile è solo quella della zona fratturata. In entrambi i casi le fratture sono importanti!

Immagine di campione di roccia: bandature bianche sono delle spaccature che adesso non sono aperte, sono state riempite da calcite. In queste rocce che contengono fratture cementate si immettono degli acidi, acido cloridrico ecc., (pratica non sostenibile a livello ambientale) per far riaprire le fratture.

Impatti ambientali (è rinnovabile, non comporta combustione, quindi è carbon free, ma):

• fratture sono sigillate, quindi bisogna immettere acidi e questo impatta sulla qualità di acqua del sottosuolo.
• Fracking porta a sismicità (Italia non vieta il fracking)
• Emissioni di co2 sono molto ridotte ma possono esserci emissioni di mercurio e acido solfidrico (ma sono molto limitate rispetto a idrocarburi fossili)
• Si può causare risalita di mercuri, ferro, manganese, ecc. unico rimedio: si obbligano le compagnie a reimmetterli nel sottosuolo
• Fenomeni di subsidenza (abbassamenti del suolo) che oggi non c’è grazie all’obbligo di reintrodurre i fluidi nel sottosuolo.

Per minimizzare: monitoraggio sismico, chimico e topografico (monitorare se ci sono abbassamenti del suolo).

06/06

IDROGENO NATURALE

È l’elemento + abbondante nell’universo e sulla terra. Può essere una fonte di energia. Si basa sul principio di celle a combustione di idrogeno. Cella elettrochimica: funzionamento scritto sulla destra. Circolazione di elettroni in un circuito ci fa produrre energia. I prodotti di scarto di questa produzione a idrogeno è solo l’acqua. È una reazione esotermica (emette calore) il cui unico prodotto è l’acqua.

Nel diagramma c’è il consumo dell’idrogeno nei mercati. Come produciamo l’idrogeno puro se di solito è sotto forma di acqua? Ci sono due metodi che sono molto energivori.

1. Metodo + comune è una reazione di steam reforming del metano: si prende la molecola del metano, la si fa reagire ad alte temperature e la si fa scindere acqua.
2. Elettrolisi, ma il suo costo è molto alto, quindi non si usa su larga scala. Quantità di energia richiesta è superiore a quella prodotta.

Produciamo idrogeno partendo da combustibili fossili, quindi è come un cane che si morde la coda.

Diagramma colorato: da alto verso il basso, si va dal più inquinante al meno inquinante. Soluzione sarebbe trovare in natura una molecola di idrogeno che non debba essere divisa dall’acqua.

È una fonte semi rinnovabile non emette co2.

Carta del mondo: punti in cui si sa che ci sono emissioni naturali di idrogeno naturale. (no parti verdi). Dove?

1. In corrispondenza di margini divergenti di placche, esempio in dorsale, abbiamo delle emissioni gassose in corrispondenza delle dorsali che contengono idrogeno fino al 70%. Abbiamo dei condotti dove c’è magmatismo (rocce allo stato fuso che degassano). Problema: siamo molto distanti dalla costa e molto in profondità nel mare, quindi è difficile prenderlo. Da dove viene questo idrogeno? In immagine abbiamo òa circolazione di fluidi, di acqua di mare che entra e si infiltra. In questo stesso schema c’è una reazione che può intervenire: la serpentizzazione, dal nome del minerale, il serpentino, che si forma per interazione tra rocce di crosta oceanica. Queste rocce (basalti e gabbri, minerali femici) contengono l’olivina (silicato presente in modo molto abbondante). Questa interagisce, reagendo forma il serpentino e dell’idrogeno + altri prodotti asciati. Se nell’olivina il ferro è presente in forma 2+, viene ossidato in Fe3+. Quindi il ferro viene trasformato da bivalente a trivalente. Così si forma idrogeno. Possiamo andare a vedere i punti in cui la dorsale emerge, ad esempio in Islanda. Contesto è sempre di placche divergenti. In cartina dell’Islanda si vedono le zone in cui ci sono state emissioni. In Islanda la reazione di serpentinizzazione si fa anche con acque piovane e di scioglimento dei ghiacciai, non solo con acqua del mare.
2. In contesto di margini convergenti (esempio placche litosferiche continentali, come l’arco alpino imalaiano). Ofioliti= rocce che si trovano in fondo del mare che sono state ritrovate in montagna. La crosta oceanica ce c’era tra le due placche si è alzata e sono i testimoni di un antico oceano che poi è sparito perché placche sono andate a convergere. Anche in questo contesto abbiamo la serpentinizzazione. Ad esempio lungo gli archi montuosi. In contesto continentale (reazione ofioliti con le acque): idrogeno non è mai da solo, è associato ad azoto o altro in proporzioni variabili. Ma non possiamo spiegare con questa reazione di serpentinizzazione tutte le emissioni di idrogeno. Ci sono altre emissioni (pallini arancioni, Australia, Russia, sud America) che non corrispondono a nessun margine di placca: si è scoperto che ci sono altre rocce che producono l’idrogeno e non c’entrano con queste.
3. In particolare, in certe rocce sedimentarie ricche di ferro si può creare idrogeno. Siamo lontani dai margini di placca. In zone molto stabili, che non sono state deformate da milioni di anni e sono antiche. Si parla di cratoni (porzioni di rocce molto antiche che si trovano in zone stabili lontane dai margini di placca). Quantitativi di idrogeno, con poche eccezioni, non sono dominanti. Scala di grigi indicano i cratoni precambriani (prima del periodo del cambriano). Quindi l’idrogeno di solito è in concentrazioni minori rispetto agli altri gas. Primissimo articolo che ha parlato di questo: 2014, quindi molto recente. In corrispondenza di queste rocce, si sono osservate emissioni di idrogeno e forme geometriche originali, chiamati faray circles, strutture subcircolari a cui sono associate le emissioni di idrogeno. Sono depressioni di metri di suolo. Dimensioni sono molto variabili e non caratterizzate dall’assenza di vegetazione. Sono connessi con delle faglie profonde, in profondità. Questi flussi si monitorano. Altri esempi: Russia, brasile. In grafico del brasile: stima delle dimensioni dei cerchi di fata per vedere se c’è un nesso tra estensione di cerchi di fata e emissioni di co2. ci interessa perché questo significa che in profondità c’è un posto in cui viene prodotto, e ci sono dei posti che lo raccolgono come nel caso delle rocce serbatoio. Possono essere visti come degli indizi della presenza di idrogeno in profondità.

Come si formano? DOMINIO INTRAPLACCA. In mappa, pallini arancioni sono la distribuzione di miniere di ferro. C’è un’associazione geografica tra emissioni di idrogeno e miniere di ferro. Ferro si trova in rocce che si chiamano BIF, rocce sedimentarie di tipo chimico caratterizzate dall’alternanza di diversi minerali che contengono ferro (questi possono essere di diverse classi, ad esempio silicati). Contengono almeno in 15% di ferro. Si è visto che in corrispondenza delle miniere di ferro ci sono emissioni di idrogeno. Sperimentalmente si riproducono elle reazioni naturali in laboratorio e si è visto che i n queste rocce ricche di ferro avviene una reazione simile alla serpentinizzazione: ferro bivalente e rocce che a contatto con l’acqua si trasformano.

BIF. Sono un’eccezione, non ce ne sono tantissime. Il ferro è contenuto all’interno di diversi minerali. (in base a esperimenti, si riesce a produrre idrogeno in poco tempo, poche settimane) queste rocce si trovano soprattutto in rocce precambriane. Queste BIF hanno una distribuzione temporale limitata al periodo precambriano, sono rocce antiche, che si sono formate in mare quando la composizione dell’atmosfera era molto diversa da oggi. Oggi queste rocce non si formano più. Diagramma sasso: in miliardi di anni, mostra l’abbondanza di queste rocce. In parte si trovano anche in Sudafrica. Altre zone: Australia (è il paese numero uno per miniere di ferro, quindi se le due cose sono veramente associate, è quello con + emissioni di idrogeno). NB: non si pena di estrarre l’idrogeno da questi cerchi di fata! Si vuole usare queste emissioni in superficie come indizi per qualcosa in profondità. (È semi rinnovabile perché si è visto che immettendo dell’acqua si può produrre + idrogeno).

STOCCAGGIO DELL’IDROGENO. Può essere necessario stoccarlo nel sottosuolo. Lo facciamo con l’idrogeno e il metano. Col metano lo facciamo già da tanto tempo. In estate abbiamo meno bisogno di metano, quindi lo compriamo scontato e lo stocchiamo nel sottosuolo per usarlo più avanti. Quindi vogliamo anche recuperarlo quando la domanda sale. Diverso per la co2, vogliamo proprio liberarcene. Per l’idrogeno è simile al metano. Usiamo gli acquiferi, soprattutto quelli salati o rocce di idrocarburi fossili esausti. Per il metano usiamo anche delle caverne che possono essere rinvenute in rocce evaporitiche (rocce sedimentarie chimiche). Queste sono rocce molto impermeabili: si immette il metano nei siti che nìsoono impermeabili e lo si riprende. Anche per l’idrogeno si usano questi metodi del metano. A noi interessa mettere co2 in punti in cui può interagire con roccia, si può stabizare in minerali; quindi, le caverne in rocce evaporiti non vanno bene e non le si usano.

Idrogeno è meno denso dell’acqua quindi crea un pennacchio e si accumula verso l’alto, quindi serve una forma di copertura, una trappola.

Ci può essere competizione dato che i siti di stoccaggio non sono infiniti? Non ci dovrebbe essere una vera competizione tra stoccaggio di co2 e quello degli altri gas perché queste sostanze hanno diverse viscosità e densità con la profondità. L’idrogeno, a parte le prime decine di metri, la sua densità cresce ma non molto, rimane costante con la profondità; viscosità rimane costante. Diverso per la co2: ci sono degli scalini in base alla profondità: al primo gradino del grafico a sinistra, la co2 cambia stato, diventa un fluido supercritico; viscosità si riduce. Non c’è competizione tra questi stoccaggi perché per la co2 dobbiamo andare a un minimo di profondità perché sia supercritico, mentre per gli altri due non abbiamo questa necessità.

DOMANDE ESAME

Interrogazione 1

Rocce metamorfiche

Rocce metamorfiche: differenza tra rocce che hanno struttura orientata e no? Da cosa dipende se la struttura orientata o no? dipende dalla pressione orientata o litostatica. Che tipi di pressione possono subire le rocce? Spiegarlo con un disegno. Range di numeri di metamorfismo? Dai 10 ai 30 km. Temperatura: sopra 200 gradi.

Interrogazione 2

Rocce metamorfiche (gneiss)

Gradiente geotermico. Limite tra rocce metamorfiche: 200-600 gradi e pressione superiore a 200 kilobar. A temperature superiori le rocce diventano magmatiche. Più aumenta la pressione, più la temperatura necessaria sarà minore per avere fondere. Limite è la fusione di una roccia. Metamorfiche non fondono completamente. Chi fonde per primo? La fusione parziale è opposto della cristallizzazione frazionata: prima fonde il quarzo, poi i pirosseni (foto). Fare disegno per rappresentare chi cristallizza prima. La prima è l’olivina. Ultimo minerale che nel gneiss fonde è la mica (minerale femico).

Secondo campione: perché si chiama scistosità? Cosa la dipende da clivaggio, bandatura, ecc.? dipende dalla tipologia di struttura planare. Cosa determina la differenza tra queste tre? Sulla base della granulometria.

Come si origina la struttura della metamorfica? Pressione litostatica quando avviene in tutte le direzioni, in maniera ISO.. ovvero uguale in tutte le direzioni. Struttura massiva. Se pressione è maggiore in una direzione: questa roccia sviluppa cosa? Anche questo dipende da temperatura: duttile se temperatura elevata oppure fragile se bassa. Struttura orientata: disegnarla. Perpendicolare alla direzione di sforzo massimo.

Cosa sono le faglie? Normali, inverse, trascorrenti. Faglia deriva da frattura di una roccia. Due blocchi separati da un piano. Rappresentare faglia inversa: tetto scorre sopra il letto. È una forza di compressione. Tetto va sopra. Come orientiamo i piani in geologia? In base alla giacitura: insieme di direzione e immersione. Come immerge nell’immagine? Direzione= intersezione tra il piano e l’orizzontale. + inclinazione del piano= angolo.

Contesto di tettonica? Compressione. Sono dei margini convergenti che possono essere di diverso tipo. Esempio: crosta oceanica che subduce. Esempio geografico? Altri margini convergenti? Cosa sono i margini di placca passivi? Dove non ci sono forze in gioco in questo momento. Sono fermi. È un limite. In corrispondenza di questo non ci sono vulcani.

Faglie: trappole geologiche. Disegnare la trappola per faglie. Cos’è la trappola? È data da roccia copertura. Trappola è una specie di calco che contiene. Perché il fluido dovrebbe risalire? Risalgono perché la densità è minore rispetto all’acqua. Dove la troviamo ‘acqua? Nelle rocce serbatoio.

IMMAGINE (24) di pozzo, acquiferi. Cos’è l’acquifero? Tipi di porosità delle rocce sedimentarie. Per dissoluzione, fratturazione e intergranulare (che sta tra i granuli). In rocce ignee: intergranulare con bassa (?) porosità? In ignee e metamorfiche per fratturazione.

Cambia la superficie friatica. Cono di depressione. Superfice firatica si abbassa. Se è abbastanza alta, i laghi e i fiumi hanno un afflusso di acqua dal suolo, altrimenti sono essi che alimentano. Perché? Cosa cambia? Gradiente idraulico è più elevato dove? Il punto in cui il gradiente è meno elevato è dove c’è il pozzo (?). Però acque superficiali sono meno pulite di quelle profonde. NO DISSOLUZIONE IN ROCCE IGNEE.

Interrogazione 3.

Rocce metamorfiche: Come abbiamo riconosciuto anfiboli da pirosseni? Com’è un abito lamellare? Disegnarlo: una lamina stretta e lunga, piatta, come una foglia. Prismi sia in anfiboli che pirosseni. Basarsi sull’allungamento dei prismi. Massa di fondo.

Grafico delle rocce: i tre vertici. Differenza tra roccia intrusiva ed effusiva. Effusiva perché c’è una considerevole massa di fondo. K-feldspati. Qualche plagioclasio. Abito.

Formazione di queste rocce. Basalto e gabbro. Dove le collochiamo? Si formano per raffreddamento del magma. Effusiva si forma appena il magma fuoriesce dai vulcani. Grande massa di fondo e pochi cristalli. LE DUE ROCCE, BASALTO E GABBRO, DOVE SI COLLOCANO SULLA CROSTA TERRESTRE? Olivina, ecc. sono minerlai femici= MINERALI CHE SI FORMANO A PARTIRE DA FERRO. DIFFERENZA TRA MAGMA FEMICO E SIALICO? VISCOSITà: silicio è parte della molecola che fa tutti i silicati, ovvero? IONE TETRAEDRO (IONE SILICATO). DA COSA è DATO QUESTO IONE? SILICATI SONO I MINERALI Più ABBONTANTI SU TERRA. È DATO DA UN TETRAEDRO NEL QUALE SI COORDINA IL SILICIO E OSSIGENO CHE SI LEGANO TRA DI LORO. OLIVINA NON SI FORMA DA MINERALI SIALICI!! SAPERE CHE I SILICATI SONO FORMATI DA QUESTA MOLECOLA FONDAMENTALE!!

Interrogazione 4.

Roccia clastica. Struttura gradata quando va da più piccolo a più grande o viceversa.

Cos’è la struttura in generale? È diversa dalla tessitura. È come i diversi strati.. graystone. È granulo sostenuta.

C’è cemento in entrambi. Cos’è un cemento come si forma, dove e perché? Si trova nella fase di litificazione. C’è una fase di compattazione e poi di cementazione. In entrambre c’è una diminuzione della porosità. Immagine: bacino, mare. sedimenti si accumulano. Ci sono vari eventi di sedimentazione. Quelli inferiori subiscono la pressione di quelli superiori. Compattazione fa ridistribuire i granuli per far occupare meno spazio. Fenomeno di isostasia: crosta si abbassa. Non si satura. Cementazione: porta a consolidare i granuli. Avviene perché le acque hanno ioni disciolti: si possono verificare fenomeni di precipitazione chimica. Cosa cambia con aumento profondità? Temperatura e quindi la stabilità. Parlare della porosità. Differenza tra totale. Totale= volume totale dei pori che la roccia presenta. Efficace= volume dei pori interconnessi, che possono ospitare fluidi. Residua= somma di pori isolati, che non possono essere raggiunti da fluidi. Rocce sedimentaria hanno porosità primaria. Esempio di roccia porosa ma non permeabile: argilliti. Queste possono contenere materia organica? Sono rocce madri. Da cosa deriva la materia organica? In zone acquatiche è ormata da organismi viventi che hanno una porzione minerale (ritrovabile nei fossili) e organica. Questa può essere preservata o meno. Fluidi possono danneggiare materia organica, quindi rocce poco permeabili are better. TASSO DI SEDIMENTAZIONE.

IMMAGINE (36): differenza di composizione chimica nelle acque in generale. Confronto tra acque superficiali: pioana, salina. Piovana è povera di Sali disciolti. Acqua marina: tanti, misurati con grandezza di salinità. COSA SONO LE EVAPORITI? TIPO DI ROCCIA SEDIMENTARIA CHIMICA CHE SI FORMA QUANDO CI SONO INTENSE..? ACQUALITI. CRISI DI SALINITà: MEDITERRANEO è EVAPORATO E HA CREATO QUESTE ROCCE. ULTIMI A PRECIPITARE: MAGNESIO. PRIMI: CARBONATI. ULTIMA SALGEMMA. CARBONATI, SILICATI SALGEMMA. Nei sistemi delle risorse del sottosuolo: rocce evaporiti nel sottosuolo. Sedimentaria chimica: ha un ruolo di serbatoio o copertura? Copertura. Roccia copertura principale.

Cos’è piana tidale? Marea. È un ambiente sedimentario transizionale.

IONE SILICATO= IONE TETRAEDRICO FATTO A PIRAMIDE. FORMULA è SIO4-, QUINDI HA CARICA NEGATIVA. IN ILIICATI SI Può DISPORRE IN DIVERSI MODI (AD ESEMPIO A CATENA). CONFERISCE COESIONE ALLA ROCCIA.

Interrogazione 5

Roccia sedimentaria. Differenza ooidi: struttura.

Parlare degli ambienti di sedimentazione. In bacini sedimentari: zone di accumulo, zone ribassate. Maggiore è il deposito, maggiore sprofonda. Ambienti sedimentari si differenziano in base al clima. Tra ambienti continentali (fluviale): glaciale. Principale attore è il ghiaccio che erote e trasporta. C’è una zona marginale tra il ghiaccio e il fiume. Come vengono erosi e trasportati? Erosi nella base del ghiacciaio. C’erano delle striature che definivano il movimento dei clasti verso il basso. Erosione avviene anche ai lati dei ghiacciai. Roccia sedimentaria clastica: selezione del ghiacciaio è scarsa, molto variabile. Trasporta clasti di dimensioni grandi e piccole. Arrotondamento e sfericità: meno arrotondati rispetto a quelli fluviali: il fiume rotolano. Ghiacciaio trasportati sul fondo, sono piuttosto piatti e spigolosi.

Ciclo dell’acqua. BILANCIO TRA ZONA DI ACCUMULO, COME EVOLVE NEL TEMPO. Zona di accumulo in ghiacciaio si trova a monte. Iceberg: ghiacciaio che entra in mare perde delle porzioni. ZONA DI ABAZIONE: ABLAZIONE SUPERA ACCUMULO: COME SI RIFLETTE? Aumenta il volume delle acque a valle. Portata del fiume= quantità di acqua che passa in un certo punto in un’unità di tempo, di solito METRI CUBI AL SECONDO. In corso d’acqua, dove abbiamo le velocità massime? Si ha in mezzo, nella zona in cui non è a contatto con niente. COMPETENZA DI CORSO D’ACQUA= massima grandezza dei clasti che può trasportare. Altra è capacità. PIANE ALLUVIONALI: argilla e limo.

DOVE ABBIMAO MAGGIORI POSSIBILITà DI AVERE ROCCE SERBATOIO, COPERTURA? Difficoltà: fiumi evolvono nel tempo. Quindi c’è una grande ETEROGENEITà DELLE ROCCE. ESEMPIO: PIANURA PADANA.

POZZI PER ACQUA: SILICATI= ARGLLITI E SILTITI. IN PIANURA PADANA. COME RAGIONI SE FOSSI IDROGEOLOGO?. Definire permeabilità e come si misura. Nelle zone permeabili si può visionare gli strati che ci sono sotto. Pozzo nell’esempio interseca 3 livelli di permeabilità. Se si ha falda acquifera, queste vengono messe in comunicazione e acque vengono così mischiate. Quindi si può fare un pozzo parallelo: QUINDI, QUANDO SI REALIZZANO I POZZI NON BISOGNA METTERE IN COMUNICAZIOE DI DIVERSI LIVELLI. Acque salate sono + tipiche per acquiferi profondi. Queste vengono usate per industrie e stoccaggio di co2.

STOCCAGGIO CO2 NEGLI ACQUIFERI PROFONDI. CO2 è UN GAS A TEMPERATURA AMBIENTE. COL CRESCERE DIVENTA FLUIDO SUPERCRITICO CON DENSITà DI UN LIQUIDO E CARATTERISTICHE DI VISCOSITà DI GAS, quindi offre poco attrito e può facilmente essere messo nel sottosuolo. Densità va bene perché occupa meno spazio di un gas e possono metterne di più.

IMMAGINE (8): carsismo. È un acquifero carsico. Carsismo= FENOMENI DI DISSOLUZIONE CHIMICA DI ROCCE SEDIMENTARIE CHIMICHE DEI CALCARI, QUINDI DATI DA CARBONATO DI CALCIO, CHE SI DISCIOLGONO. POSSONO FORMARE MORFOLOGIE. ACQUIFERO CARSICO IN PROFONDITà: superficie che divide parte satura da insatura. È propenso ad essere inquinato. Unità di misura della permeabilità= darcy. C’entra col gradiente idraulico. DARCY è UNA VELOCITà.

GRADIENTE GEOTERMICO= DIFFERENZA DI TEMPERATURA TRA DUE PUNTI. NON è SEMPRE UGUALE. TEMPERATURA NON CAMBIA IN MANIERA UGUALE. Può ESSERE MAGGIORE AD ESEMPIIO NELLE DORSALI perché ESCE IL MAGMA CHE è Più CALDO. IN ZONE OCEANICHE GRADIENTE è Più ELEVATO. GRADIENTE MEDIO: 20/30 km/?

Interrogazione 6.

Roccia clastica e poi biochimica. Differenza tra arenaria e arenite. Come può essere l’arrotondamento di un clasto? Differenza tra matrice e cemento: matrice si fora insieme ai sedimenti, il cemento si forma dopo col processo di cementazione!!

Rocce sedimentarie: parlare dell’origine delle rocce biochimiche. Si formano dalla precipitazione di minerali in soluzione. Elementi principali sono i granuli. Organismi sintetizzano i minerali in soluzione e li fanno precipitare. Esempi: particelle scheletriche, GUSCI (ostriche). Oppure da microorganismi come le alghe che, durante il processo delle piante con cui trasformano ossigeno. SOTTRAENDO CO2 PRECIPITO UN MINERALE. SONO GLI ORGANISMI CHE SOTTRAGGONO CO2. CI SONO DEGLI IONI DISCIOLTI COME IL Ca2+, CaCO3 ovvero il carbonato di calcio. Reticolo cristallino cos’è? alla base ci sono delle celle elementari che si ripetono. Nel caso del carbonato di calcio quali sono? Unità di base è lo ione carbonato, dato da cosa? CARBONATI SONO I Più IMPORTANTI SULLA TERRA. SAPERE CHE ALLA BASE DI OGNI ROCCIA DI QUEL TIPI C’è UN TETRAEDRO SILICATO, COMPOSTO DA 4…

Rocce clastiche: processo di alterazione: tipi. Gradazione meteorica. Fisica o chimica: fisica non c’è intervento in composizione. Chimica porta a scioglimento o alterazione. Minerali reagiscono o con aria o con acqua. Esempi di alterazione chimica: OSSIDAZIONE (quando minerale è ricco di ferro, ferro 2+ viene ossidato in 3+). DISSOLUZIONE= minerali si disciolgono. Porta in soluzione anioni e cationi. Fluido cambia la sua composizione: diventa più concentrato.

IMMAGINE (17 credo): dinamica dei corsi d’acqua. Cos’è il livello di ase di un corso d’acqua e come può evolvere? È la linea al di sotto della quale il fiume non fluisce ulteriormente. Disegno con continente, mare. Abbiamo un corso d’acqua. Rappresentare il livello di base. Al di sotto, il fiume non erode più. È LA QUOTA ALLA QUALE TENDE AD ACCORDARSI IL PROFILO DEL FIUME. IL LIVELLO DI BASE è IL LIVELLO DEL MARE. LO SBARRAMENTO CREA UN LIVELLO DI BASE LOCALE.

SAPERE COME è FATTO IL CARBONATO DI CALCIO, STRUTTURA CRISTALLINA.