La costante a e le forze intermolecolari attrattive a medio raggio


Le molecole, anche quando sono elettricamente neutre, cioè non ionizzate, hanno al loro interno una distribuzione asimmetrica delle cariche elettriche positive e negative. Questa asimmetria può essere permanente, come nel caso della molecola di acqua (rappresentata in figura) o di acido cloridrico, o transitoria, come nell'azoto o nel propene. Tale fatto dà luogo a deboli forze di attrazione elettrostatica tra le molecole, che vanno a formare dipoli. È possibile dimostrare che dette forze sono inversamente proporzionali alla quinta potenza della distanza media tra le molecole. Questo significa che la forza diminuisce rapidamente con la distanza, perché raddoppiando la distanza essa si riduce ad 1/2⁵=1/32 del suo valore.
La presenza di forze attrattive tra le molecole ha l'effetto di ridurre la pressione che il gas esercita sulle pareti del contenitore; il fatto che le molecole si attraggano tra di loro riduce infatti la frequenza dei loro urti con le pareti e quindi anche la pressione. La pressione viene ridotta di una quantità che è proporzionale 1/V² (poiché il volume del gas V è proporzionale al cubo della distanza media tra le molecole () e le forze attrattive sono come si è detto proporzionali a ); alla pressione esercitata dal gas occorre quindi sottrarre la quantità

(ossia nella formula dovremo aggiungere alla pressione subita la medesima quantità, in quanto il gas si comporta effettivamente come se fosse soggetto ad una pressione più elevata). Questo termine viene detto pressione di coesione (ricordiamo che V/n è il volume molare). La costante a è caratteristica per ogni gas ed esprime l'intensità delle interazione tra le molecole di quel gas (dalla tabella precedente vediamo ad esempio che le molecole d'acqua interagiscono tra di loro con un'intensità che è quattro volte maggiore rispetto alle molecole di azoto e ben 160 volte maggiore rispetto agli atomi di Elio). La temperatura di ebollizione del gas cresce all'incirca linearmente al crescere della costante a.

Il fisico svizzero Felix Bloch elaborò la teoria delle bande definendo il legame metallico sulla base di concetti fondamentali della meccanica quantistica. Applicando l'equazione di Schrödinger ad una quantità di atomi metallici tendente a infinito, si ottiene una successione di livelli energetici orbitalici (approssimazione del legame forte): i livelli più bassi contengono elettroni e sono definiti bande di valenza, quelli a energia maggiore sono vuoti e rappresentano le bande di conduzione.
I conduttori metallici hanno una banda di valenza solo parzialmente riempita o una banda di valenza in stretta contiguità, o addirittura sovrapposta, alla banda di conduzione: in questo modo gli elettroni risultano praticamente mobili e possono facilmente passare da un livello di energia E₁ ad un livello E₂, generando una corrente elettrica per imposizione di una differenza di potenziale o per assorbimento di un determinato fotone hν (fotoelettricità). Aumentando la temperatura, aumentano i moti oscillatori degli atomi lungo l'asse del nodo cristallino: in questo modo il flusso libero di elettroni risulta ostacolato e si spiega il perché la conduttanza elettrica diminuisca con l'aumentare della temperatura. La distribuzione degli elettroni segue la statistica di Fermi-Dirac. L'energia di Fermi E_F è il valore dell'energia che separa il più alto livello energetico occupato dal più basso livello non occupato nello stato fondamentale a 0 K.


I semiconduttori possiedono invece una distribuzione orbitalica dove la banda di conduzione è separata dalla banda di valenza da un piccolo gap energetico, minore di un elettronvolt per mole di elettroni. Con il processo di drogaggio è possibile rendere conduttore un siffatto metallo: inserendo lacune elettroniche si può arrivare praticamente ad annullare il gap mentre aumentando artificialmente il numero di elettroni questi, essendo già totalmente piene le bande di valenza, si distribuiranno nella banda di conduzione riempiendola parzialmente e divenendo mobili nel continuum di energia quantizzata. Aumentando la temperatura si fornisce energia agli elettroni che possono così facilmente superare il piccolo gap energetico, questo effetto prevale sul moto oscillatorio degli atomi; la conduttanza di un semiconduttore aumenta all'aumentare della temperatura.
Gli isolanti sono caratterizzati dall'avere un forte gap energetico tra le bande di valenza e quelle di conduzione, dell'ordine di qualche elettronvolt per mole di elettroni, rendendo impossibile il libero fluire degli elettroni.


The constant a and the medium-range intermolecular attractions

The molecules, even when they are electrically neutral, that is not ionized, they have inside an asymmetric distribution of positive and negative electric charges. This asymmetry can be permanent, as in the case of the water molecule (represented in the figure) or hydrochloric acid, or transient, as in nitrogen or in propene. This fact gives rise to weak electrostatic attraction forces between the molecules, which form dipoles. It is possible to demonstrate that these forces are inversely proportional to the fifth power of the average distance between the molecules. This means that the force decreases rapidly with the distance, because doubling the distance it is reduced to 1/25 = 1/32 of its value.
The presence of the attractive forces between molecules has the effect of reducing the pressure that the gas exerts on the walls of the container; the fact that the molecules attract each other reduces the frequency of their collisions with the walls and thus also the pressure . The pressure is reduced by a quantity that is proportional to 1 / V ² (since the gas volume V is proportional to the cube of the average distance between molecules () and the attractive forces are as stated proportional to); to the pressure exerted by the gas therefore necessary to subtract the amount

(Ie in the formula we will add to the pressure suffered the same amount, since the gas actually behaves as if it were subject to a higher pressure). This term is said pressure Cohesion (remember that V / n is the molar volume). The constant a is characteristic for each gas and expresses the intensity of the interaction between the molecules of that gas (from the previous table we see for example that the water molecules interact with each other with an intensity that is four times higher compared to molecules nitrogen and 160 times greater than the He atoms). The boiling temperature of the gas increases approximately linearly with the increase of the constant a.


The Swiss physicist Felix Bloch developed the band theory defining the metal bond on the basis of the fundamental concepts of quantum mechanics. Applying the Schrödinger equation for an amount of metal atoms tending to infinity, we obtain a succession of energy levels orbitalici (approximation of the strong bond): the lowest levels contain electrons and valence bands are defined, those higher energy are empty and represent the conduction bands.
The metal conductors have a valence band only partially filled or a valence band in close proximity, or even overlapped, the conduction band: in this way the electrons are practically mobile and can easily switch from one energy level E1 to a level E2, generating an electric current for imposition of a potential difference or by absorption of a photon determined hn (photoelectricity). By increasing the temperature, increasing the oscillatory motions of the atoms along the axis of the crystalline node: in this way the free flow of electrons is impeded and it explains why the electrical conductance decreases with increasing temperature. The distribution of the electrons follow the Fermi-Dirac. The Fermi energy EF is the energy value that separates the highest occupied energy level of the lowest unoccupied in the ground state at 0 K.

The semiconductor possess instead a distribution orbital where the conduction band is separated from the valence band by a small energy gap, of a lesser electron volts per mole of electrons. With the doping process can make such a metal conductor: inserting gaps electronic you can get practically cancel the gap while artificially increasing the number of these electrons, having already completely filled valence bands, will be distributed in the conduction band filling partially and becoming mobile in the continuum of quantized energy. Increasing the temperature provides energy to electrons that can so easily overcome the small energy gap, this effect prevails over the oscillatory motion of the atoms; the conductance of a semiconductor increases with temperature.
The insulators are characterized by having a strong energy gap between the valence bands and those of conduction, of the order of a few electron volts per mole of electrons, making it impossible for the free flow of electrons.

Il raggio ionico indica il raggio assunto dall'atomo, supposto sferico e definito, dopo essere stato ionizzato, ovvero privato o fornito di un certa quantità di elettroni, gli elettroni di valenza. Esso diminuisce con l'aumentare del numero di ionizzazioni che l'atomo ha subito.Quando un atomo è trasformato in uno ione positivo, si ha una contrazione di volume, poiché si verifica un netto aumento di carica positiva rispetto a quella negativa dovuto alla perdita di elettroni. Invece quando un atomo è trasformato in uno ione negativo, si ha un aumento di volume (e quindi anche del raggio), poiché vi è una diminuzione della carica effettiva del nucleo.Anche i raggi ionici, come i raggi atomici, mostrano andamento periodico con il numero atomico: il raggio ionico aumenta dall'alto verso il basso lungo un gruppo della tavola periodica e diminuisce da sinistra verso destra lungo un periodo.


The ionic radius indicates the radius assumed by the atom, supposed spherical and defined, after being ionized, or private or provided with a certain amount of electrons, the valence electrons. It decreases with the increase of the number of ionizations that the atom has subito.Quando an atom is transformed into a positive ion, there is a contraction of the volume, since there is a net increase in positive charge compared to the negative one due to the loss of electrons. Instead, when an atom is transformed into a negative ion, there is an increase in volume (and therefore also of the radius), since there is a decrease in the effective charge of the nucleo.Anche the ionic radii, such as atomic radii, show periodic behavior with the atomic number: the ionic radius increases from top to bottom along a group of the periodic table and decreases from left to right long a period.

A CONTINENTAL DRIFT

RECONSTRUCTION OF THE CONTINENTS
Euler's theorem states that the movement of a portion of a sphere on its surface is defined solely by a single angular rotation around a pole of rotation. The pole of rotation and its antipode at the opposite end of the diameter are the only two points that remain in a fixed position with respect to the portion in motion.
Consequently, the movement of a continent on the earth's surface up to the position pre-drift can be described by its pole and the angle of rotation.
GEOLOGICAL EVIDENCE OF CONTINENTAL DRIFT
The continental reconstructions are based solely on geometric correspondence of the edges of the continental shelf. If these are really the ancient shapes of the continents, it should be possible to monitor geological continuous from one continent to another through the limits. The continent, breaking, would have interrupted the continuity. Not always, though, the split or rift truncates the oldest geological structures, because sometimes occurs along lines of weakness in the supercontinent that are / / the grain structure, or to the geological features.
Paleoclimatology
The distribution of the provinces climate on Earth is controlled by a complex anterazione of many phenomena, including insolation (ie, latitude), the direction of the winds, ocean currents, altitude and topographic barriers. Most of these phenomena is not well known in the geologic record. In general, however, the main factor is the latitude climate control, ignoring small combinations, the study of climate indicators in ancient rocks can be used to deduce, in general, the ancient latitude. As a result, you can use the paleoclimatology, the study of past climates to prove that the continents have drifted, at least in North-South direction.
The indicators are:
1.Carbonati and deposits on the rocks: they are limited to the presence of hot water
2.Evaporiti: formed under hot and arid regions where evaporation> precipitation
3.Strati red: red continental sediments oxidation
4.Carbone and oil are formed by the accumulation and degradation of organic remains, requires a hot and humid climate
5-6-7-8 phosphorite, bauxite, desert deposits, glacial deposits
The results obtained by applying these techniques paleoclimatic strongly indicate the latitude continents have changed over geological time.
THE CONTINENTAL DRIFT AND Paleontology
The continental drift has influenced the distribution of ancient animals and plants, creating barriers to their dissemination. A clear example of this phenomenon is the growth of an ocean between two parts of a supercontinent ocean would prevent terrestrial life forms to migrate between the two separate blocks. A less obvious diffusion barrier is represented by the climate, such as the movements of the continents in the sense of latitude can create climatic conditions are not suitable for certain organisms.
Paleomagnetism
The science of paleomagnetism is the study of the fossil magnetism preserved in some rocks. If this megnetismo originated at the time when the rock has been formed, you can use the measurement of management to determine the latitude at which the rocks originated.
Paleomagnetic techniques make use of the phenomenon by which certain minerals are able to maintain a record of the direction that the Earth's magnetic field had in the past.
Some paramagnetic compounds containing unpaired electrons in large numbers are called ferromagnetic. The magnetic structure of these substances tends to take place in a number of magnetic domains, in which the atoms are coupled by the interaction of the magnetic fields of the unpaired electrons.
REMAINING NATURAL-MAGNETIZATION
Rocks can acquire a natural magnetization remaining MNR in many ways. If the MNR is formed simultaneously with the rock is called primary if it is acquired during its subsequent history, secondary.
The remainder of the primary igneous rocks is known as magnetization termorimanente MTR, is acquired while the rock cools from the molten layer to below the Curie temperature, which takes place after the solidification. At this point, the ferromagnetic minerals present assume a magnetism in the same direction of the geomagnetic field of the moment which will be retained in the subsequent history of the rock.
The remainder of the primary clastic sedimentary rocks is known as detrital remanent magnetization MRD. Since the sedimentary particles are deposited through the water column, any ferromagnetic minerals present aligns in the direction of the geomagnetic field, if the particle is not too heavy. After the burial, when the sediment, saturated with water, is in a liquid state, the magnetic particles realign to the geomagnetic field following activities microscopic, and this orientation is maintained when the rock solidifies.
The rock may acquire a secondary MNR, possible mechanisms are different.
Is acquired a magnetization chemo-remaining MCR if ferromagnetic minerals are formed as a result of a chemical reaction such as oxidation.
The isothermal remanent magnetization MRI occurs in rocks which have been subjected to strong magnetic fields, such as the outbreak of lightning.
The remanent magnetization viscose MRV can be produced when a rock remains in a relatively weak magnetic field for a long period of time, so that the magnetic domains are loosened and acquire the direction of the external field.
The MCR, MTR, MRD tend to be hard and stable for a long time, as for example the MRV tend to be tender and to be lost quite easily.
-CURVE OF MIGRATION OF APPARENT POLES
The paleomagnetic data can be shown in two ways.
In the first you draw the continent in successive positions according to the age of sampling sites.
In accordance with the continent is considered fixed and there represent the apparent positions of the poles for different times, so as to delineate a path of migration of apparent poles, MAP.
The paths MAP can be used to interpret the movements, collisions and dismemberment of the continents.

THE CYCLE OF WILSON
The Pacific Ocean has opened about 300 million years ago and will close completely between other 200mA, then the lifetime of an oceanic basin is 500 Ma processes of plate tectonics, however, are active from 2500 But perhaps ago as a result, there would have been many cycles of creation and destruction of oceans in Earth's history. Very little remains of these ancient oceans, such as the association of ophiolites.
The frequency of opening and closing of the oceans is known as the Wilson cycle.
Say there are two continents AB and CD. The ocean is expanding AD, BC contracting. A bit 'of time after the ocean BC closes completely, and this phase of the movement of the plates concludes with the collision margins B and C, the construction of a chain-type Himalayan along the suture BC and the formation of a supercontinent AD.
The ocean AD needs to include subduction zones at its edges to maintain the surface area of ​​the globe, even if you do not know the reasons for which the subduction begins: it does not seem, however, that the cause is the sediment load.
The strength of the suction pit undergoes stress the supercontinent AD. If the other conditions are still present, the supercontinent will crack at B'C ', not necessarily along the suture previous BC. Now the two continents AB 'and C'D separate inmiddle with a new ocean expanding B'C' and, to compensate for the newly created oceanic lithosphere, ocean AD must begin to shrink continuously developing subduction zones at the edges Continental A and D. This phase will continue until the collision of A and D.
Vink and others have demonstrated that the resistance of the continental lithosphere decreases with increasing thickness of the crust. Consequently, the great thickness of the crust in the areas of the suture makes probable site of rifting future.
The cycle of Wilson will continue to operate until the concentration of radioactive elements all'inetrno of the Earth will not become too low to provide thermal energy sufficient to power the movement of the plates.
Gurnis performed numerical simulations of the aggregation and dispersion of continents and postulated that the plate motion during the Wilson cycle is intermittent and not continuous.
The author argues that the continents tend to aggregate in excess of cold downdrafts in the mantle, where they act as a blanket insulation. Consequently, the mantle heats up, altering the course of the convention, and the supercontinent breaks as a result of the effort that results. Thus, the fragments of the continent moving towards the new cold downdrafts produced by the new regime convection.
Gurnis Stresses that the continents, except Africa, are moving into cold regions of the mantle characterized by areas of low geoid, a few hot spots and high seismic velocities.

Tectonic activity is limited to sections of the Earth's surface long and relatively narrow: it is an example of the so-called Ring of Fire around the Pacific. For this reason, a rough identification of plate boundaries are he obtained according to the distribution of the epicenters of earthquakes and volcanic activity.
The seismic sections mark the boundaries of the plates. We can distinguish four types of seismic zones.
· The first type is represented by the axis of the mid-ocean ridges, where earthquakes are shallow (less than 70 km) and accompanied by volcanic activity and high heat flow. Along the axes of the ridges began the expansion of the ocean floor and the plates move away from each other.
· The second type of seismic zone is characterized by shallow earthquakes, volcanic activity but is absent. Examples are the San Andreas Fault in California and the Anatolian fault in northern Turkey. Along both of these fractures have been documented considerable horizontal displacements.
· The third type of seismic zone is closely connected with the ocean trenches and island arcs systems such as those that border the Pacific Ocean. In these areas may experience earthquakes surface (up to 70 km), intermediate (70 to 300 km) or deep (300 to 700 km). The depth of earthquakes increases with distance from the pit, following a hypothetical inclined plane, said plane of Benioff, highly active from seismic point of view.
· The fourth type of seismic zone is represented by the band, across Asia, stretching from Burma to the Mediterranean. It is a vast continental zone with diffuse seismicity where earthquakes, generally superficial, are associated with high mountain ranges clearly originate from the effects of compression.
Seismic zones define a mosaic of plates in motion relative to one another, separated by three types of margins:
Divergent margins, along which two plates move away from each other, leaving room for the ascent of magma from the mantle to form new oceanic crust, so I'm also known as constructive. The increase in margins, are delimited by ridges. The actual direction of the relative motion is not necessarily perpendicular to this line, although it often is.
Margins converging, along which two plates move toward each other, causing the subduction of one plate beneath the other, in the case in which at least one or both margins are constituted by oceanic lithosphere (in the first case is the oceanic plate to dive), or causing the collision of the two plates, in the case in which the facing edges are both constituted by continental lithosphere. The margins in consumption, also known as destructive because it absorbs lithosphere (only one of the two plates sinks), are marked by oceanic trenches or mountains recently. Even in this case, the direction of the relative motion is not necessarily perpendicular to this line, and in general it is not.
Margins transform, along which two plates slide horizontally relative to one another, without the formation or destruction of lithosphere, for this are said also conservative. Since the relative motion along the fault is exactly parallel to the direction of the fault itself, it follows that transform faults are the only lines that give us the direction of the relative motion between the plates.
Typically, a plaque is limited by a combination of margins belonging to these three categories. Any movement along one of the edges of a plate has the consequence readjustments along other margins. Where there are three plaques identify the so-called triple junctions. The margins of the continents may be located distant from the plate margins, or coincide with the plate boundaries. In the first case you may have rifted continental margins or turn in the second case you have active continental margins.
The rifted margins are characterized by absence of seismic and volcanic phenomena. Are typical of the continents that are located at the edges of the ocean basins expanding as the Atlantic Ocean. These margins mark the boundary between the continent and ocean of the same plate. Respect to the direction of motion of the plate, they are "in the rear", that is on back of the continent. For this reason they are tectonically inactive. The main phenomenon that occurs in these margins is the sedimentation of materials of continental origin, which accumulate undisturbed.
The continental margins correspond to abrupt turn discards or deviations in the initial split, at which will be implemented then the continental separation. These margins are typical of the oceans expanding and characterize the edge of the continent in the rear with respect to the direction of movement.
The active continental margins are subject mainly to efforts compression and are affected by endogenous phenomena. These margins are situated on the edge of the continents in the front position with respect to the direction of movement, and coincide with the boundary of the plate. It is tectonically active margins that characterize oceans in decline, such as the Pacific Ocean.

The rocks
Rock aggregate of minerals on the basis of variations in size, shape and proportion of the presence of the constituent minerals, rocks recognize different origin and composition. The structure of a rock, that is, the physical relationship between the individual minerals, allows to obtain information on the physical conditions of the environment of formation.

The rocks are classified according to their origin and subdivided into:
- Igneous (or igneous or magmatic or endogenous)
- Sedimentary
- Metamorphic

Igneous rocks


Magmatic process
 Is realized through the cooling of magma (a mixture of molten rock mixed with gaseous substances).
Depending on the depth in which the magma originates, of its initial temperature and processes chimicofisici
that it will experience during the ascent you will get extrusive and intrusive igneous rocks.
During the cooling of magma crystallizes the minerals, assuming variable size and shape, giving the structure magmatic features. The minerals present in this type of rocks are predominantly silicates.

Definition of Magma
• The magma is a mixture at high temperature (from 700 to 1500 ° C).
It is a question of a chemical-physical system to many components consisting of a liquid phase (molten) and
a number of solid phases (crystals) in suspension; may also be present a gaseous phase.
• It 's more or less viscous and capable of movement; There are several theories about the origin of the magma:
1. from primordial terrestrial material in the molten state;
2. fusion, total or partial, of pre-existing rocks;
3. by modifications of the original magma contamination.

• The main components of magma are:
silica (40-75%, values ​​expressed as percentages by weight),
alumina (10-20%),
iron oxides (2-12%),
calcium (1-12%),
magnesium (trace-12%), sodium (1-8%) and potassium (traces-7%).
In the gas phase is present mainly water; dioxide
carbon, hydrogen chloride, sulfur dioxide, etc.. are
present in minor amounts.

Depending on the amount of silica present, a magma is defined:
Acid (persilicico,% silica
greater than 65%) or
Basico (iposilicico,% silica
less than 52%)
Neutral (intermediate or mesosilicico,
% Of silica between 52% and 60%).
The viscosity of a magma is related to the temperature and pressure to which it is subjected and to its chemical composition: A magma poor silica, is less viscous (or more fluid) of a magma rich in silica.




6
Series of Bowen
The minerals that crystallize first (olivine, plagioclase calcium) are immersed
in a liquid that allows to develop crystals with a regular shape and well-defined
(Mineral idiomorfi).
The minerals that crystallize last (quartz) should be adapted to space debris and
not have well-defined shape (mineral allotriomorfi). For this reason, in the rocks
magmatic quartz has never its typical form of hexagonal prism.

Types of igneous rocks
• If the magma is formed by the merger of materialidella the uppermost mantle, will have a basic nature, is characterized by a high percentage of iron and magnesium, but poor
silica. This magma reaches high temperatures (1200-1500 ° C) and is very fluid. Femiche rocks.
• If the concentration relates rocks of the continental crust drag in depth to tectonic phenomena, originates a magma of acidic nature, rich in silica and very viscous, as there are abundant components which, although
being immersed in a molten mass, are still in the solid state. The temperature is between 700 and 900 ° C. Sialic rocks.
• The merger of the crust and oceanic sediments derived magmas with intermediate composition compared to acidic and basic magmas.

Structure magmatic rocks
• The term structure indicates the shape of individual mineral components of a rock,
their size, how to join and their interdependencies.
The structure mainly depends on the cooling rate of the magma.
• With the term weaving it indicates the arrangement of the components on a large scale in
space and define those aspects determined by the orientations of the crystals
(All the characteristics of a rock in a geological scale).
Granular or holocrystalline faneritica: all fragments minerals are visible to the naked eye and
are essentially the same size. (Intrusive rocks)
Afanitica: typical of extrusive rocks, is characterized by the fact that all fragments are minerals
invisible to the naked eye.
Glass: mineral fragments are so small that the rock has the appearance of a glass. The rocks
vitreous are effusive.
Porphyric: in the rock fragments are present minerals of various sizes due to different
cooling rate. The minerals that constitute the largest fragments are called
phenocrysts and others constitute the matrix.
Pyroclastic: present in many rock fragments produced by explosive volcanic activity
Pegmatitica: characterized by the presence of very large fragments minerals. The pegmatitic rocks are intrusive.
Vesicular: characterized by the presence of many cavities (vesicles) formed by the escape of gas
which give the rock a spongy appearance. The rocks are vesicular effusive.
Depending on their chemical composition, characterized by the percentage of silica, igneous rocks are distinguished:
- Acidic or persiliciche (more than 65% silica)
- Neutral and mesosiliciche (from 52% to 65% silica)
- Basic or iposiliciche (from 45% to 52% silica)
If the chemical composition is taken into account in the percentage of oxides of alkali metals and alkaline earth metals, igneous rocks are divided into two series:
- Alkaline
- Alkali-calcic
Based on their mineralogical constitution characterized by essential minerals, which are the main components in addition to accessory minerals that are not important for the purposes of classification, igneous rocks are distinguoni in:
- Rocks Containing leucocrate in as much mineral sialic white or clear, however,
- Rocks Containing melanocrate in as much mineral Phoenicians dark, brown, green or black
The subdivision of igneous rocks in families is based on the different composition chemical and mineralogical composition which are linked with each other to which the rocks are acidic and basic leucocrate are melanocrate.


Sedimentary rocks
Are in most of the aggregates of mineral granules more or less rounded, whose interstices are filled with finer material. The dimensions of the granules are an index of mechanical energy environment of deposition.




FORMATION OF A SEDIMENTARY ROCK
The formation of a sedimentary rock can be divided into four phases, which represent the "cycle
sedimentary. "
- Phase I: alteration of pre-existing rocks on the Earth's surface with formation of solid deposits and
substances in solution.
- Phase II: transport of detrital material and the current solution by rivers, wind, glaciers, etc..
- Phase III: deposition (sedimentation) of the material in different environments (continental, marine, etc.).. The
sedimentation occurs for successive layers.
- Phase IV: formation of the rock (lithification of sediments) due to pressure from other
sediments which accumulate gradually over them. The processes together are called diagenesis
(Diagenetic processes).


ALTERATION
When any rock comes into contact with the atmosphere begin the alteration processes. These processes can be physical, chemical and biological. Physical processes cause the disintegration of the rock
without modifying the chemical and mineralogical composition (eg, temperature, glacier erosion, abrasion, wind). The chemical processes lead to changes in the composition of the rock and its properties with loss of original characters (eg karst, acid rain). Biological processes have a significant influence on altering facilitate both the physical phenomena that chemical phenomena (eg, lichens, mosses, algae).

Physical weathering processes
• thermoclastism: expansion-contraction-crushing
1) temperature
2) color of the rocks
breakdown can be made:
- Block or flakes (homogeneous rocks such as limestone and
clay)
- Granular (due to expansion and contraction of individual
minerals)
• Crioclastismo or gelivazione: change in volume
water-porosity-fracturing
• Aloclastismo: erosion by crystallization of
salts.
• Humidification and drying clays expand
absorbing water and contract selling it.

TRANSPORT

The transport of detrital material is due to:
1) gravity (landslides, castings, etc..) 2) continental waters (rivers)
3) ocean currents 4) glaciers 5) wind
The transport of the material in solution takes place by means of
waters.
The transport action produces a arrontondamento of the edges
in the elements detrital (clasts), a classazione of the material
(Classification according to the homogeneity of the scale), a
preferential orientation (in the presence of clasts in the form
stretched).
When the alteration is in place, that is without transport of
materials, there is the formation of a soil.

DEPOSIT

Sedimentation may be mechanical, chemical, biochemical.
The sedimentation mechanics regards the debris and differs depending on the environment in which it occurs (marine, fluvial, glacial, etc.).
The sedimentation chemical regards the material transported in solution to changes in the medium (temperature rise, the absence of motion, etc..).
The sedimentation biochemistry still regards the material transported in solution (eg calcium carbonate) which can be fixed by aquatic organisms (molluscs, brachiopods,
corals, foraminifera) for the formation of the shell. The shells, after the death of the animal, are deposited and accumulate in sedimentary basins.
Diagenesis

Set of chemical and physical processes leading to the formation of real rock (lithification).
The temperature which can be reached during diagenesis is less than 200 ° C (at higher temperatures is already talk of metam orphism). The total duration of the processes is equal to some tens of millions of years.
There are different processes in the course of diagenesis. Compaction is caused by the weight of overlying sediments, causes the release of pore water and the approach of the individual grains. Recrystallization involves some unstable minerals present in the sediment. The dissolution and replacement affecting some minerals which can dissolve or be replaced by other minerals, this is a very important process in the formation of rocks of chemical precipitation (transformation
calcite in dolomite - dolomitization). The new precipitation of minerals in the space between the grains of the sediment is called autigenesi; whether precipitation is abundant you get the cementation of
sediment itself.


Chemical or evaporitic rocks
Are formed within a sedimentary basin from chemical components dissolved in seawater. The latter, by coming in contact with rocks, dissolve the salts present in them and carries them with it. If water collects in a closed basin, the concentration of the salts will gradually increasing until it reaches the saturation point: when this point is exceeded (for addition of other salts, or by evaporation of the water), the salts begin to precipitate and settle to the bottom, giving rise, in more or less
long to real rocks.

The evaporite rocks are formed as a result of chemical precipitation of calcium sulphate, sodium chloride and other salts of lesser importance in lagoon basins with hot and arid climates.
Organogenic rocks

• They are formed as a result of the activity of living organisms. Many marine organisms (some molluscs,
some unicellular algae, corals, corals) subtract its salts and water with them
build shells and 'skeletons': When these organisms die, their parts and sidepositano minerals accumulate on the seabed. These activities, among other things, give rise to the atolls and coral reefs. In the course of Earth's history, many coral deposits were raised by endogenous forces and went on to form rock formations surface. Examples are the Dolomites (dolomite) and the Gran Sasso, formed by limestone organogenic origin.

• With regard to the classification of limestones when considering the origin of the materials can be distinguished: native limestone, material generated from local limestone allochthonous, containing material from other areas. The c. natives are generated from marine organisms therefore have names like: c. reef (corals and coral) c. conchigliari (shells of molluscs) c. pelagic (plankton) c. bituminous (layers of limestone
alternating with layers of bitumen); c. asphalt (impregnated oxidized hydrocarbons) c. ammonitici (consisting of ammonites, extinct mollusks with typical spiral shell) c. nummulitici (with nummulites foraminifera
with shell-shaped coin).
Organogenic rocks: silica

The silica gives origin to rocks by precipitation mediated by microorganisms. Bodies deposited silica in amorphous form (opal) and diagenesis of quartz microcrystals are formed through intermediate steps
(Chalcedony).
Geyserite is a rock abiancastra silica that is deposited at the mouth of the geyser and is the only example of direct precipitation of the silica without the intervention of organisms.
Diatomaceous earth (diatomite) is formed in the marine environment by siliceous shells of diatoms mixed with foraminifera. Are deposited in a lacustrine diatoms only giving rise to diatomaceous earth. If these rocks on the compaction mechanism is pushed they become harsh and generate the jasper.
Metamorphic rocks

The metamorphism is the recrystallization in the solid state of a pre-existing rock as a result of important
variations of temperature and pressure. Result of this process precisely the metamorphic rocks are formed from pre-existing rocks that have undergone changes in the mineralogical composition, or at least in structure and texture, due to the change of temperature and pressure to the baseline condition in which they were formed. It 'well known that, up to a certain depth, there is a
increase of temperature varying between 10 ° C and 30 ° C for each kilometer and this is called the geothermal gradient. Parallel to the temperature also increases the value of the pressure.

In the interior of the Earth may also act, in some cases the pressures oriented according to particular
also called stress directions which give rise to various structures visible on the rock as the foliations
(Separation of the mineralogical components into layers of alternating light and dark color due to the different
concentration), lineations (orientation of the mineralogical components along lines parallel) and schistosity '(orientation of the mineralogical components second parallel surfaces).
Contact metamorphic rocks

Rocks are formed when any are in contact with magmatic masses in lifts. The heat
which is liberated during the cooling of magmatic mass causes a recrystallization of
minerals, more or less thrust depending on the temperature, without reaching the melting
of the rocks.

Metamorphic rocks cataclastiche
• They are rocks that are formed as a result of the pressures associated with movements oriented fracture of the earth's crust. During an earthquake along the fault plane along which rivers materials, the crystals undergo transformations due precisely to the pressure in the slip. The mylonites are rocks characteristics of this group.


Regional metamorphic rocks
The regional metamorphism, product contemporary and gradual rising of temperature and pressure in
result of the movement of subsidence and dislocation of the rocks of a wide area subject to subsidence, where the rocks are folded and uplifted to form mountain ranges. The roots of the great mountain ranges are mainly formed by rocks that have had this origin. The most characteristic feature of the rocks is the regional schistosity.

Le rocce
Roccia: Aggregato di minerali; in base alle variazioni di dimensione, forma e percentuale di presenza dei minerali costituenti, si riconoscono rocce diverse per origine e composizione. La struttura di una roccia, cioè la relazione fisica tra i singoli minerali, permette di ottenere informazioni sulle condizioni fisiche dell'ambiente di formazione.

Le rocce si classificano in base alla loro genesi suddividendole in:
- eruttive (o ignee o magmatiche o endogene)
- sedimentarie
- metamorfiche

Rocce eruttive

Processo magmatico

 Si realizza con il raffreddamento del magma (un miscuglio di rocce fuse mescolate a sostanze gassose).
A seconda della profondità in cui si origina il magma,della sua temperatura iniziale e dei processi chimicofisici
a cui andrà incontro durante la risalita si otterranno rocce magmatiche effusive ed intrusive.
Durante il raffreddamento del magma i minerali presenti cristallizzano, assumendo dimensioni e forme variabili, dando alle rocce magmatiche strutture caratteristiche. I minerali presenti in questo tipo di rocce sono prevalentemente silicati.

Definizione di Magma
• Il magma è un miscuglio ad altissima temperatura (da700 a 1500 °C).
Si tratta cioè di un sistema chimico-fisico a molti componenti consistente di una fase liquida (fuso) e di
un certo numero di fasi solide (cristalli) in sospensione; può anche essere presente una fase gassosa.
• E’ più o meno viscoso e suscettibile di movimento; Diverse sono le ipotesi sull'origine del magma:
1. da materiale terrestre primordiale allo stato fuso;
2. da fusione, totale o parziale, di rocce preesistenti;
3. da modificazioni di un magma originario per contaminazione.

• I principali componenti del magma sono:
silice (40-75%, valori espressi come percentuali in peso),
allumina (10-20%),
ossidi di ferro (2-12%),
calcio (1-12%),
magnesio (tracce-12%), sodio (1-8%) e potassio (tracce-7%).
Nella fase gassosa è presente principalmente acqua; anidride
carbonica, acido cloridrico, anidride solforosa, ecc. sono
presenti in quantità minori.

In funzione della quantità di silice presente, un magma viene definito:
Acido (persilicico, % di silice
superiore al 65%) o
Basico (iposilicico, % di silice
inferiore al 52%)
Neutro (intermedio o mesosilicico,
% di silice fra 52% e 60%).
La viscosità di un magma è legata alla temperatura ed alla pressione cui è sottoposto ed alla sua composizione chimica: Un magma povero di silice, è meno viscoso (o più fluido) di una magma ricco di silice.




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Serie di Bowen
I minerali che cristallizzano per primi (olivine, plagioclasio di calcio) si trovano immersi
in un liquido che permette di sviluppare cristalli con una forma regolare e ben definita
(minerali idiomorfi).
I minerali che cristallizzano per ultimi (quarzo) si devono adattare agli spazi residui e
non hanno forma ben definita (minerali allotriomorfi). Per questo motivo, nelle rocce
magmatiche, il quarzo non ha mai la sua tipica forma di prisma esagonale.

Tipi di rocce magmatiche
• Se il magma si forma dalla fusione di materialidella parte superiore del mantello, avrà natura basica, sarà caratterizzato da un’alta percentuale di ferro e di magnesio, ma povero
di silice. Questo magma raggiunge temperature elevate (1200-1500 °C) e risulta molto fluido. Rocce Femiche.
• Se la fusione riguarda rocce della crosta continentale trascinate in profondità per fenomeni tettonici, si origina un magma di natura acida, ricco di silice e assai viscoso, in quanto vi abbondano componenti che, pur
essendo immersi in una massa fusa, si trovano ancora allo stato solido. La temperatura è compresa tra 700 e 900 °C . Rocce Sialiche.
• Dalla fusione della crosta e dei sedimenti oceanici derivano magmi con composizione intermedia rispetto ai magmi basici e a quelli acidi.

Struttura delle rocce magmatiche
• Con il termine struttura si indica la forma dei singoli minerali componenti una roccia,
le loro dimensioni, il modo di aggregarsi e le reciproche relazioni.
La struttura dipende principalmente dalla velocità di raffreddamento del magma.
• Con il termine tessitura si indica la disposizione su larga scala dei componenti nello
spazio e si definiscono quegli aspetti determinati dalle orientazioni dei cristalli
(insieme delle caratteristiche di una roccia a scala geologica).
Granulare olocristallina o faneritica: tutti i frammenti minerali sono visibili ad occhio nudo e
sono essenzialmente della stessa dimensione. (Rocce intrusive)
Afanitica: tipica di rocce effusive, è caratterizzata dal fatto che tutti i frammenti minerali sono
invisibili ad occhio nudo.
Vetrosa: i frammenti minerali sono così piccoli che la roccia ha l’aspetto di un vetro. Le rocce
vetrose sono effusive.
Porfirica: nella roccia sono presenti frammenti minerali di varie dimensioni a causa delle diverse
velocità di raffreddamento. I minerali che costituiscono i frammenti più grandi sono chiamati
fenocristalli e gli altri costituiscono la matrice.
Piroclastica: presente in molti frammenti di roccia prodotti da attività vulcanica esplosiva
Pegmatitica: caratterizzata dalla presenza di frammenti minerali molto grandi. Le rocce pegmatitiche sono intrusive.
Vescicolare: caratterizzata dalla presenza di molte cavità (vescicole) formate dalla fuga dei gas
che conferiscono alla roccia un aspetto spugnoso. Le rocce vescicolari sono effusive.
In base alla loro composizione chimica, caratterizzata dalla percentuale di silice, le rocce eruttive si distinguono in:
- Acide o persiliciche (oltre il 65% di silice)
- Neutre e mesosiliciche (dal 52% al 65% di silice)
- Basiche o iposiliciche (dal 45% al 52% di silice)
Se nella composizione chimica si tiene conto della percentuale in ossidi dei metalli alcalini e dei metalli alcalino-terrosi, le rocce eruttive si suddividono in due serie:
- Alcalina
- Alcali-calcica
In base alla loro costituzione mineralogica caratterizzata dai minerali essenziali, che sono i componenti principali accanto ai minerali accessori che non hanno importanza al fine della classificazione, le rocce eruttive si distinguoni in:
- Rocce leucocrate Contenenti in maggior quantità minerali sialici di colore bianco o comunque chiaro
- Rocce melanocrate Contenenti in maggior quantità minerali fenici di colore scuro, bruno, verde o nero
La suddivisione delle rocce eruttive in famiglie è basata sulla diversa composizione composizione chimica e mineralogica che risultano legate tra di loro per cui le rocce acide sono leucocrate e le basiche sono melanocrate.


Rocce sedimentarie
Sono nella maggior parte degli aggregati di granuli minerali più o meno arrotondati, i cui interstizi sono riempiti da materiale più fine. Le dimensioni dei granuli sono un indice dell'energia meccanica dell'ambiente di deposizione.

FORMAZIONE DI UNA ROCCIA SEDIMENTARIA
La formazione di una roccia sedimentaria può essere suddivisa in quattro fasi, che rappresentano il "ciclo
sedimentario".
- I fase: alterazione delle rocce preesistenti sulla superficie terrestre con formazione di detriti solidi e di
sostanze in soluzione.
- II fase: trasporto del materiale detritico e di quello in soluzione ad opera dei fiumi, dei venti, dei ghiacciai, ecc.
- III fase: deposizione (sedimentazione) del materiale in ambienti diversi (continentale, marino, ecc.). La
sedimentazione avviene per strati successivi.
- IV fase: formazione della roccia (litificazione dei sedimenti) dovuta alla pressione esercitata da altri
sedimenti che si accumulano via via sopra di essi. I processi nel loro insieme prendono il nome di diagenesi
(processi diagenetici).


ALTERAZIONE
Quando una qualsiasi roccia entra in contatto con l'atmosfera iniziano i processi di alterazione. Tali processi possono essere di tipo fisico, chimico e biologico. I processi fisici causano la disintegrazione della roccia
senza però modificarne la composizione chimica e mineralogica (es.: temperatura, erosione ghiacciai, abrasione , vento). I processi chimici portano a cambiamenti nella composizione della roccia e nelle sue proprietà con perdita dei caratteri originari (es.: carsismo, piogge acide). I processi biologici hanno una notevole influenza sull'alterazione favorendo sia i fenomeni fisici che i fenomeni chimici (es.: licheni, muschi, alghe).

Processi di alterazione fisici
• Termoclastismo: dilatazione- contrazione-frantumazione
1) escursioni termiche
2) colore delle rocce
la disgregazione può avvenire:
- a blocchi o scaglie (rocce omogenee come calcari e
argilla)
- granulare (dovuta a dilatazione e contrazione dei singoli
minerali)
• Crioclastismo o gelivazione: variazione del volume
d’acqua- porosità- fratturazione
• Aloclastismo: sgretolamento per cristallizzazione dei
sali.
• Umidificazione ed essiccazione: le argille si dilatano
assorbendo acqua e si contraggono cedendola.

TRASPORTO

Il trasporto del materiale detritico avviene a causa di:
1) gravità (frane, colate, ecc.) 2) acque continentali (fiumi)
3) correnti marine 4) ghiacciai 5) vento
Il trasporto del materiale in soluzione avviene ad opera delle
acque.
L'azione di trasporto produce un arrontondamento degli spigoli
negli elementi detritici (clasti), una classazione del materiale
(suddivisione in base all'omogeneità delle dimensioni), una
orientazione preferenziale (in presenza di clasti in forma
allungata).
Quando l'alterazione avviene in posto, senza cioè trasporto dei
materiali, si ha la formazione di un suolo.

DEPOSITO

La sedimentazione può essere meccanica, chimica, biochimica.
La sedimentazione meccanica riguarda il materiale detritico e si differenzia in base all'ambiente in cui avviene (marino, fluviale, glaciale, ecc.);
La sedimentazione chimica riguarda il materiale trasportato in soluzione per variazioni intervenute nel mezzo (aumento di temperatura, assenza di moto, ecc.).
La sedimentazione biochimica riguarda ancora il materiale trasportato in soluzione (ad esempio il carbonato di calcio) che può essere fissato da organismi acquatici (molluschi, brachiopodi,
coralli, foraminiferi) per la formazione del proprio guscio. I gusci, dopo la morte degli animali, si depositano e si accumulano nei bacini sedimentari.
DIAGENESI

Insieme di processi chimici e fisici che portano alla formazione della vera e propria roccia (litificazione).
La temperatura che si può raggiungere durante la diagenesi è inferiore ai 200°C (a temperature superiori si parla già di metam orfismo). La durata complessiva dei processi è pari ad alcune decine di milioni di anni.
Si distinguono diversi processi nel corso della diagenesi. La compattazione è dovuta al peso dei sedimenti sovrastanti, provoca la fuoriuscita delle acque interstiziali e l'avvicinamento dei singoli grani. La ricristallizzazione coinvolge alcuni minerali instabili presenti nel sedimento. La dissoluzione e la sostituzione interessano alcuni minerali che possono disciogliersi o essere rimpiazzati da altri minerali; è questo un processo molto importante nella formazione di rocce di precipitazione chimica (trasformazione
della calcite in dolomite - dolomitizzazione). La precipitazione di nuovi minerali nello spazio fra i grani del sedimento è detta autigenesi; se la precipitazione è abbondante si ottiene la cementazione del
sedimento stesso.


Rocce chimiche o evaporitiche
Si formano all’interno di un bacino sedimentario da componenti chimici sciolti nell’acqua del mare. Quest'ultima, venendo a contatto con le rocce, scioglie i sali in esse presenti e li trasporta con sé. Se l'acqua si raccoglie in un bacino chiuso, la concentrazione dei sali andrà via via aumentando, fino a raggiungere il punto di saturazione: quando questo punto viene superato (per aggiunta di altri sali o per evaporazione dell'acqua), i sali cominciano a precipitare e a depositarsi sul fondo, dando origine, in tempi più o meno
lunghi, a vere e proprie rocce.

Le evaporiti sono rocce formatesi in seguito alla precipitazione chimica del solfato di calcio, del cloruro di sodio e di altri sali di minore importanza, in bacini lagunari con climi caldi e aridi.
Rocce organogene

• Si formano in seguito all'attività degli organismi viventi. Molti organismi marini (alcuni molluschi,
alcune alghe unicellulari, i coralli, le madrepore) sottraggono all'acqua i suoi sali e con essi
costruiscono gusci e 'scheletri': quando questi organismi muoiono, le loro parti minerali sidepositano e si accumulano sui fondali. Tali attività, tra l'altro, danno origine agli atolli e alle barriere coralline. Nel corso della storia della Terra, molti depositi corallini sono stati sollevati dalle forze endogene e sono andati a costituire formazioni rocciose superficiali. Ne sono esempio le Dolomiti (dolomite) e il Gran Sasso, formati da calcari di origine organogena.

• Per quanto riguarda la classificazione dei calcari se si considera la provenienza dei materiali si distinguono:
calcari autoctoni, generati da materiale locale; calcari alloctoni, contenenti materiale proveniente da altre zone. I c. autoctoni sono generati da organismi marini quindi hanno nomi del tipo: c. di scogliera (coralli e madrepore) ; c. conchigliari (conchiglie dei molluschi); c. pelagici (plancton); c. bituminosi (strati di calcari
alternati a strati di bitume); c. asfaltici (impregnati di idrocarburi ossidati); c. ammonitici (formati da
ammoniti, molluschi estinti con tipica conchiglia spiraliforme); c. nummulitici (con nummuliti, foraminiferi
con guscio a forma di moneta).
Rocce organogene: silicee

La silice dà origine a rocce per precipitazione mediata da microrganismi. Gli organismi depositano la silice in forma amorfa (opale) e per diagenesi si formano microcristalli di quarzo attraverso passaggi intermedi
(calcedonio).
Geyserite è una roccia silice abiancastra che si deposita all'imboccatura dei geyser ed è l'unico esempio di precipitazione diretta della silice senza l'intervento di organismi.
Diatomite (tripoli) si forma in ambiente marino da gusci silicei di diatomee mescolati con foraminiferi. In ambiente lacustre si depositano solo diatomee che danno origine alla farina fossile. Se su queste rocce il meccanismo di compattazione è spinto esse diventano durissime e si generano i diaspri.
Rocce metamorfiche

Il metamorfismo è la ricristallizzazione allo stato solido di una roccia preesistente a seguito di importanti
variazioni di temperatura e pressione. Da questo processo derivano appunto le rocce metamorfiche che si formano da rocce preesistenti che hanno subito modificazioni nella composizione mineralogica o, almeno, nella struttura e nella tessitura, in seguito al cambiamento della temperatura e della pressione rispetto alle condizioni originarie in cui si erano formate. E' noto che, fino ad una certa profondità, vi è un
aumento di temperatura variabile tra i 10°C e i 30° C per ogni chilometro e questo prende il nome di gradiente geotermico. Parallelamente alla temperatura cresce anche il valore della pressione.

Nell'interno della Terra possono anche agire, in alcuni casi delle pressioni orientate secondo particolari
direzioni chiamate anche stress che danno vita a varie strutture visibili sulla roccia come le FOLIAZIONI
(separazione di componenti mineralogici in livelli alternati di colore chiaro e scuro a causa della diversa
concentrazione), LINEAZIONI (orientazione dei componenti mineralogici secondo linee parallele) e SCISTOSITÀ’ (orientazione dei componenti mineralogici secondo superfici parallele).
Rocce metamorfiche di contatto

Si formano quando rocce qualsiasi vengono a contatto con masse magmatiche in risalita. Il calore
che si libera durante il raffreddamento della massa magmatica provoca una ricristallizzazione dei
minerali, più o meno spinta a seconda della temperatura presente, senza arrivare alla fusione
delle rocce.

Rocce metamorfiche cataclastiche
• Sono rocce che si formano per effetto delle pressioni orientate associate ai movimenti di frattura della crosta terrestre. Durante un terremoto, lungo il piano di faglia lungo cui scorrono i materiali, i cristalli subiscono trasformazioni dovute appunto alle pressioni esercitate nello slittamento. Le miloniti sono rocce caratteristiche di questo gruppo.


Rocce metamorfiche regionali
Il metamorfismo regionale, prodotto dall’aumento contemporaneo e graduale di temperatura e pressione in
seguito a movimenti di sprofondamento e dislocazione delle rocce di una vasta regione sottoposta a subsidenza, dove le rocce vengono ripiegate e sollevate a formare catene di montagne. Le radici delle grandi catene montuose sono prevalentemente formate da rocce che hanno avuto questa origine. L'elemento più caratteristico delle rocce regionali è la scistosità.

L'attività tettonica è limitata a fasce della superficie terrestre lunghe e relativamente strette: ne è un esempio la cosiddetta cintura di fuoco che circonda il Pacifico. Per questo motivo, una prima approssimativa individuazione dei margini delle placche si ricavò in base alla distribuzione degli epicentri dei terremoti e dell'attività vulcanica.
Le fasce sismiche segnano i confini delle placche. Si possono distinguere quattro tipi di zone sismiche.

·         Il primo tipo è rappresentato dall'asse delle dorsali medio-oceaniche, dove i terremoti sono poco profondi (meno di 70 km) e accompagnati da attività vulcanica e alto flusso di calore. Lungo gli assi delle dorsali ha inizio l'espansione dei fondali oceanici e le placche si allontanano l'una dall'altra.

·         Anche il secondo tipo di zona sismica è caratterizzato da terremoti poco profondi, ma l'attività vulcanica è assente. Ne sono esempi la faglia di San Andreas in California e la faglia dell'Anatolia nella Turchia settentrionale. Lungo entrambe queste fratture sono stati documentati considerevoli spostamenti orizzontali.

·         Il terzo tipo di zona sismica è strettamente connesso con le fosse oceaniche e i sistemi di archi insulari come quelli che bordano il Pacifico occidentale. In queste zone possono verificarsi terremoti superficiali (fino a 70 km), intermedi (da 70 a 300 km) o profondi (da 300 a 700 km). La profondità dei sismi aumenta con la distanza dalla fossa, seguendo un ipotetico piano inclinato, detto piano di Benioff, fortemente attivo dal punto di vista sismico.

·         Il quarto tipo di zona sismica è rappresentato dalla fascia che, attraverso l'Asia, si estende dalla Birmania fino al Mediterraneo. Si tratta di una vasta zona continentale con sismicità diffusa in cui i terremoti, generalmente superficiali, sono associati ad elevate catene montuose chiaramente originate da fenomeni di compressione.

Le zone sismiche definiscono un mosaico di placche, in movimento relativo tra loro, delimitate da tre tipi di margini:
Margini divergenti, lungo i quali due placche si allontanano l'una dall'altra, lasciando spazio per la risalita di magma dal mantello che forma nuova crosta oceanica, per questo sono detti anche costruttivi. I margini in accrescimento, sono delimitati dalle dorsali oceaniche. L'effettiva direzione del moto relativo non è necessariamente perpendicolare a questa linea, anche se spesso lo è.
Margini convergenti, lungo i quali due placche si muovono l'una verso l'altra, provocando la subduzione di una placca sotto l'altra, nel caso in cui almeno uno o entrambi i margini siano costituiti da litosfera oceanica (nel primo caso è la placca oceanica ad immergersi), oppure provocando la collisione delle due placche, nel caso in cui i bordi affacciati siano costituiti entrambi da litosfera continentale. I margini in consunzione, detti anche distruttivi perché si riassorbe litosfera (solo una delle due placche sprofonda), sono delimitati da fosse oceaniche o catene montuose recenti. Anche in questo caso la direzione del moto relativo non è necessariamente perpendicolare a tale linea, e in generale non lo è.
Margini trasformi, lungo i quali due placche scivolano orizzontalmente l'una rispetto all'altra, senza formazione o distruzione di litosfera, per questo si dicono anche conservativi. Siccome il movimento relativo lungo la faglia è esattamente parallelo alla direzione della faglia stessa, ne segue che le faglie trasformi sono le uniche linee che ci danno la direzione del moto relativo tra le placche.
In genere, una placca è limitata da una combinazione di margini appartenenti a queste tre categorie. Qualunque movimento lungo uno dei margini di una placca comporta come conseguenza riaggiustamenti lungo altri margini. Dove si incontrano tre placche si individuano le cosiddette giunzioni triple. I margini dei continenti possono trovarsi distanti dai margini di placca, oppure coincidere con i margini di placca. Nel primo caso si possono avere margini continentali passivi o margini continentali trasformi; nel secondo caso si hanno margini continentali attivi.
I margini continentali passivi sono caratterizzati da assenza di fenomeni sismici e vulcanici. Sono tipici dei continenti che si trovano ai bordi dei bacini oceanici in espansione, come l'oceano Atlantico. Questi margini segnano il confine tra continente e oceano della medesima placca. Rispetto alla direzione del moto della placca, essi si trovano «in retroguardia», cioè sull'orlo posteriore del continente. Per questo motivo essi sono tettonicamente inattivi. Il principale fenomeno che si verifica in questi margini è la sedimentazione di materiali di origine continentale, che si accumulano indisturbati.
I margini continentali trasformi corrispondono a bruschi rigetti o deviazioni nella spaccatura iniziale, in corrispondenza della quale si attuerà poi la separazione continentale. Anche questi margini sono tipici degli oceani in espansione e caratterizzano l'orlo del continente in posizione posteriore rispetto alla direzione dello spostamento.
I margini continentali attivi sono soggetti prevalentemente a sforzi compressivi e sono interessati da fenomeni endogeni. Questi margini sono situati sul bordo dei continenti in posizione anteriore rispetto alla direzione dello spostamento e coincidono con il confine della placca. Si tratta di margini tettonicamente attivi, che caratterizzano oceani in contrazione, come l'oceano Pacifico.