Geologia

UNIVERSITA’ DEGLI STUDI DI BARI
II Facoltà di Scienze Matematiche Fisiche e Naturali
Corso di laurea in
GESTIONE DELLE RISORSE DEL MARE E DELLE COSTE
Modulo di GEOLOGIA
Prof. Francesco Loiacono
professore ordinario GEO 02 [email protected]
AVVISO
I presenti appunti non costituiscono una sostituzione o un’alternativa al libro di testo che consiglio
caldamente, sono solo appunti creati da me (basandomi sulle lezioni e sui vari testi consigliati)
che non sono stati sottoposti ad alcuna verifica da parte di persone competenti in materia e quindi
potrebbero contenere degli errori sia nella forma che nel contenuto.
Declino ogni responsabilità sull’utilizzo di questi appunti.
1
INDICE
Indice
Oggetto di studio e campi della geologia e relazioni con altre scienze
L’origine del sistema solare
Origine e composizione della Terra
Formazione dei continenti degli oceani e dell’atmosfera
pag.
pag.
pag.
pag.
pag.
2
3
3
3
5
Tempo geologico e scala dei tempi geologici
pag.
6
Espansione dei fondi oceanici e tettonica delle placche
Margini delle placche
La deriva dei continenti
Il mosaico delle placche
La grande ricostruzione: dalla Pangea ad oggi
Il motore della tettonica delle placche
pag.
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pag.
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pag.
7
7
9
9
11
14
Campo magnetico terrestre e paleomagnetismo
pag.
14
La composizione della crosta terreste: minerali e rocce – I minerali
I minerali che costituiscono le rocce
Proprietà fisiche dei minerali
Proprietà chimiche dei minerali
pag.
pag.
pag.
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16
17
19
21
Le rocce
Rocce ignee
Classificazione rocce ignee
Serie intrusiva ed effusiva
La serie di Bowen
Rocce sedimentarie
Trasporto dei sedimenti
Sedimentazione
Diagenesi e litificazione
Classificazione delle rocce sedimentarie
Rocce sedimentarie clastiche
Rocce chimiche – biochimiche
pag.
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pag.
pag.
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22
23
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29
32
35
36
37
Rocce metamorfiche
pag.
39
Il ciclo delle rocce
pag.
40
Ciclo geochimica
pag.
41
Principi di stratigrafia: la stratificazione
Deformazione delle rocce: elementi di tettonica
Pieghe
pag.
pag.
42
43
2
Oggetto di studio della geologia. Campi della geologia e relazioni con
altre scienze
Per Geologia si intende quella scienza che studia la composizione, la struttura, la storia ed i
processi evolutivi del pianeta Terra a partire dal suo consolidamento fino ai giorni nostri,
esaminandone i fenomeni fisici, chimici e biologici intercorsi.
Data la vastità e complessità delle problematiche legate a questo campo di studio, la Geologia è
integrata con altre discipline, che sono apparentate nell'insieme delle Scienze della Terra, quali:
•
•
•
•
la Geofisica per lo studio dell'interno della Terra tramite la misurazione di parametri fisici
con strumenti posti prevalentemente sulla superficie terrestre, entro pozzi perforati fino ad
una profondità di pochi chilometri dalla superficie e rilevamenti da satelliti, integrati con
concetti di fisica e scienza dei materiali;
la Mineralogia per l'analisi dei minerali contenuti nelle rocce integrandosi con chimica e
fisica;
la Paleontologia per lo studio e l' evoluzione degli organismi vissuti sulla superficie del
pianeta integrandosi con la Biologia e la Botanica;
l' Astronomia, quando alcuni fenomeni sono direttamente generati dall'interazione della
Terra con altri corpi planetari o stellari (ad esempio l'impatto con un meteorite).
L'origine del sistema Solare
Si ritiene che il Sole e i pianeti si siano formati da una nebulosa di gas interstellari in contrazione,
in un periodo di tempo compreso tra 5 e 4,6 miliardi di anni fa. L'ipotesi di un'origine comune
trova conferma nell'analisi di alcune regolarità di comportamento dei pianeti, che ruotano attorno
al Sole muovendosi tutti nello stesso verso e percorrendo orbite sostanzialmente complanari.
Secondo le attuali teorie, la nebulosa primordiale aveva una temperatura molto bassa ed era
costituita da idrogeno, da elio, da una grande varietà di elementi chimici più pesanti e da polveri.
Circa 5 miliardi di anni fa al centro della nebulosa si sarebbe creata una parte più densa e di
conseguenza la nube, sotto la spinta della forza gravitazionale, avrebbe cominciato a contrarsi. In
pochi milioni di anni, nella zona centrale, la densità e la temperatura sarebbero aumentate e si
sarebbe formato il proto-Sole. Contemporaneamente, la contrazione avrebbe causato un aumento
della velocità di rotazione e della forza centrifuga del sistema. Così la nube si sarebbe appiattita,
assumendo un aspetto simile a un disco rotante intorno a Sole. Il collasso gravitazionale della
massa del proto-Sole avrebbe causato un incremento della temperatura nella zona più centrale.
Nelle fasi finali del processo, un forte vento solare avrebbe trascinato verso le regioni più esterne
tutti gli elementi leggeri, soprattutto idrogeno ed elio. Mentre il nucleo del proto-Sole si riscaldava
fino a raggiungere le temperature necessarie per le reazioni termonucleari, nel disco circostante
accrescevano alcuni corpi attraverso delle collisioni e attirando frammenti più piccoli presenti nello
spazio circostante. Si sarebbero formati così i proto-pianeti, dai quali sarebbero derivati gli attuali
pianeti, mentre il proto-Sole si trasformava in una stella gialla e stabile.
L’origine e la composizione della Terra
La Terra è un pianeta differenziato, cioè un pianeta il cui interno è suddiviso in strati con differenti
caratteristiche fisiche e chimiche. La Terra ha un’età di circa 4,6 miliardi di anni, ed ha iniziato ad
originarsi quando si sono realizzate le condizioni per l’accrescimento del pianeta come
conseguenza dei continui impatti di nuovi planetesimi che si saldavano ai precedenti.
Tre processi iniziarono a far riscaldare il pianeta in accrescimento:
•
•
•
la collisione di planetesimali
la compressione del pianeta in accrescimento
la radioattività
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ogni collisione planetesimale, nella sua caduta verso il pianeta, lo urtava ad alta velocità. Ad un
corpo in moto è associata una forma di energia detta energia cinetica, la quale è direttamente
proporzionale alla massa del corpo e al quadrato della sua velocità. Quando i planetesimi urtavano
contro la Terra primitiva, la maggior parte di questa energia cinetica si convertiva in calore, altra
forma di energia. Man mano che il pianeta si accresceva, si contraeva al suo interno per il suo
proprio peso e anche la compressione determinava un aumento di temperatura.
Infine va detto che alcuni elementi sono radioattivi. Gli atomi degli elementi radioattivi si
disintegrano spontaneamente emettendo particelle atomiche; quando queste vengono assorbite
dalla materia circostante, la loro energia cinetica si converte in calore.
All’inizio della sua storia la Terra era un pianeta omogeneo, che presentava all’incirca gli stessi tipi
di materiale a tutte le profondità. In seguito il pianeta subì una forte riorganizzazione dopo che il
suo riscaldamento aveva raggiunto all’incirca la temperatura di fusione del ferro. Poiché il ferro è
più pesante (ossia più denso) degli altri elementi comuni, quando esso si fuse, circa 1/3 del
materiale primitivo sprofondò verso il centro dove si formò un nucleo di ferro. A differenza del
ferro altri materiali fusi erano più leggeri delle sostanze di partenza da cui si erano separati e
quindi migrarono verso l’alto e si raffreddarono formando una crosta primitiva.
Con la formazione del nucleo iniziò la differenziazione della Terra: un denso nucleo centrale di
ferro una crosta superficiale di materiali più leggeri e un mantello interposto fra essi costituito da
densità intermedia.
CROSTA
MANTELLO
NUCLEO ESTERNO
NUCLEO INTERNO
0 – 40
40 – 2891
2891 – 5150
5150 – 6371
km
Km
km
km
La differenziazione portò gli elementi più leggeri verso gli strati esterni della Terra e iniziò la fuga,
dal suo interno, di gas ancora più leggeri che finirono per formare l’atmosfera, gli oceani e i mari.
Nel suo insieme, la composizione della Terra ordinata secondo la massa dei costituenti è:
•
•
•
•
•
•
•
•
•
35% ferro
30% ossigeno
15% silicio
13% magnesio
2,4% nichel
1,9% zolfo
1,1% calcio
1,1% alluminio
<1% altri
4
Profondità media degli oceani
Raggio medio terrestre
Mari
Terre
3808 m
6371 km
71%
29%
Formazione dei continenti degli oceani e dell’atmosfera
La Terra è dominata da due grandi “motori”, uno interno e l’altro esterno.
Il motore termico interno della Terra è alimentato dall’energia termica interna della Terra. Il
motore termico esterno è alimentato dall’energia solare che raggiunge la Terra per irraggiamento
del Sole e si converte in calore.
Il calore interno fonde le rocce, da origine ai vulcani e fornisce l’energia per formare e spostare i
continenti e per sollevare le catene montuose,
il calore esterno è responsabile del clima e delle condizioni meteorologiche e da origine alla
pioggia e al vento che erodono le montagne e modellano il paesaggio.
Continenti. Si ritiene che all’inizio, roccia fusa (magma) cominciò a fluire verso la superficie
dall’interno della Terra parzialmente fuso, si raffreddò e si solidificò formando una crosta sottile.
Questa crosta primitiva tornò a fondersi e solidificarsi ripetutamente, mentre i materiali più
leggeri, separatisi gradualmente da quelli più pesanti, andava alle parti più esterno della crosta,
formano i nuclei primitivi dei continenti. La degradazione meteorica delle rocce per opera delle
precipitazioni e degli altri agenti atmosferici determinò la frammentazione e l’alterazione delle
rocce; l’acqua il evento ed il ghiaccio misero in movimento i frammenti derivati dalla
disgregazione delle rocce e li trasportarono verso luoghi a minore altezza come le spiagge, i delta
e il fondo di mari adiacenti. Il risultato di tale attività furono i continenti che si andavano
accrescendo man mano che il processo descritto si ripeteva attraverso numerosi cicli successivi.
Oceani e atmosfera. La maggior parte dei geologi ritiene che l’origine degli oceani e dell’atmosfera
possa essere fatta risalire alla Terra stessa, come conseguenza del riscaldamento e della
differenziazione dell’interno del pianeta. Altri invece ritengono che l’involucro costituito dagli
oceani e dell’atmosfera si origino all’esterno della Terra. Sappiamo che le cometa sono costituite in
gran parte da ghiacci di sostante come acqua mista ad anidride carbonica e altri gas; innumerevoli
comete possono aver bombardato la Terra all’inizio della sua evoluzione trasportandovi acqua e
gas che formarono gli oceani e l’atmosfera primitivi.
Il “ritorno” dell’acqua (soffiata via dalla radiazione del giovane Sole) ad opera delle comete,
sarebbe avvenuto nella fase di aggregazione del pianeta., mentre la fase di liberazione di gas e
vapori sarebbe avvenuta più tardi nel corso della differenziazione dell’interno del pianeta.
Inizialmente l’acqua era “bloccata”, cioè i suoi componenti, ossigeno ed idrogeno, erano legati
chimicamente in certi minerali. Quando la Terra si riscaldò e i suoi materiali si fusero
parzialmente, il vapore acqueo, l’azoto, l’anidride carbonica e altri gasi si liberarono e furono
trasportati verso la superficie dai magmi e rilasciati attraverso le eruzioni vulcaniche. Per questo
l’atmosfera più antica era completamente diversa da quella in cui viviamo oggi.
La produzione di rilevanti e persistenti quantità di ossigeno nell’atmosfera è avvenuta dopo che si
era evoluta la vita al livello delle alghe fotosintetizzanti. Le alghe utilizzano anidride carbonica e
acqua come materie prime e energia dalla luce solare per fabbricare sostanza organica e liberare
ossigeno come prodotto di rifiuto. L’ossigeno cominciò quindi ad accumularsi nell’atmosfera e
gradualmente ha raggiunto le concentrazioni attuali.
I processi che avvengono per il calore interno della Terra sono detti fattori endogeni. Energia
trasmessa dal centro della Terra verso la crosta, crea assottigliamento e rotture (terremoti
registrati fino a 600/700 km di profondità) o modificazioni (sollevamento delle catene montuose).
I fattori esogeni sono esterni e sono dovuti al Sole, ai processi biologici, chimici (dissoluzione
soluzione, evaporazione) e fisici (gravità, vento, acqua, ghiaccio).
5
Attualismo. La geologia moderna è ormai concorde sul significato del concetto di uniformsmo (o
attualismo), inteso come uniformismo metodologico e cioè:
a) uniformità delle leggi delal natura nel tempo e nello spazio
b) uniformità dei processi geologici, che non esclude, però, l’esistenza nel passato di processi
diversi da quelli attuali.
Secondo questo principio, i processi geologici che oggi modificano la crosta terrestre hanno
operato all’incirca nello sesso modo durante il tempo geologico.
Tempo geologico
In geologia è necessario allargare il proprio concetto di tempo, che i basa sui cicli della vita
personale. Ad esempio l’universo si è formato 15 miliardi di anni fa, la Terra circa 4,6 miliardi di
anni fa, un catena montuosa può venire sollevata o erosa in milioni di anni, le prime cellule viventi
si svilupparono circa 3,6 miliardi di anni fa, ma l’origine dell’uomo risale solo a qualche milione di
anni fa, pari a poco più di un millesimo del tempo trascorso dalla comparsa della vita sulla Terra.
La scala dei tempi geologici rappresenta un modo per suddividere il tempo trascorso dalla
formazione della Terra . Concettualmente ogni suddivisione raggruppa una fase della storia della
Terra caratterizzata da determinati organismi spesso estinti al termine dell'era geologica di
appartenenza.
EONE
Adeano
Archeano
Proterozoico
Fanerozoico
ERA
PERIODO
Paleozoico
Cambriano
Ordoviciano
Siluriano
Devoniano
Carbonifero
Permiano
Triassico
Giurassico
Cretaceo
Paleogene
Neogene
Pleistocene
Olocene
Mesozoico
Cenozoico (Terziario)
Cenozoico (Quaternario )
6
M.A.
4650
3800
2500
570
510
438
410
355
290
250
205
135
65
23
1,8
0,13
3800
2500
570
510
438
410
355
290
250
205
135
65
23
1,8
0,13
Attuale
Espansione dei fondi oceanici e tettonica delle placche
La classificazione e la distribuzione delle rocce, la posizione e le caratteristiche dei vulcani, delle
fasce sismiche, dei sistemi montuosi e dei bacini oceanici erano trattati in modo più o meno
indipendente, oggi si è in grado di discuterli nel contesto di una teoria unificante, al teoria della
tettonica delle placche, ovvero una singola teoria generale che spiega molti dei principali fenomeni
geologici della Terra. Questa teoria si applica al più esterno degli involucri concentrici che formano
il nostro pianeta. I termini forte e debole sono usati nel senso in cui un elemento forte è rigido,
cioè non si deforma facilmente, ma può rompersi, mentre un elemento debole è plastico e si
deforma facilmente. La litosfera (crosta e parte sommitale del mantello) è rappresentata come lo
strato più esterno solido, forte, spesso 50 / 100 km. I continenti sono inclusioni simili a zattere,
incastrate nella litosfera. La litosfera galleggia sull’astenosfera, una zona debole, parzialmente
fusa. La litosfera è forte perché è relativamente fredda, essendo molto vicina alla superficie,
mentre l’astenosfera è debole poiché è calda, quasi alla temperatura di fusione e soggetta ad una
grande pressione, giacendo a grande profondità sotto la superficie. Il fatto che le differenti zone
abbiano differenti resistenze meccaniche determina come la litosfera si rompa in frammenti che si
muovono quando sono soggetti alle forze geologiche.
La teoria della tettonica delle placche. Secondo la teoria della tettonica delle placche, la litosfera
non è uno strato continuo, ma è suddivisa in 12 grandi placche (o zolle) rigide che si spostano
sulla superficie della Terra. Ciascuna placca si sposta come un’unità distinta che galleggia
sull’astenosfera. Le placche si muovono perché il mantello al di sotto della litosfera è caldo e
deformabile. Questa combinazione di alta temperatura e deformabilità permette ai materiali del
mantello di muoversi per convenzione. Il moto convettivo ha luogo in un materiale capace di fluire
o scorrere, sia esso un liquido o un solido deformabile (plastico), quando il materiale caldo sale dal
fondo verso la superficie (poiché meno denso del materiale sovrastante), mentre il materiale
freddo scende dalla superficie verso il fondo (poiché è più denso del materiale sottostante). È il
lento movimento del mantello per convenzione che trascina con se le placche ad una velocità di
qualche centimetro l’anno.
Margini delle placche
Luogo in cui i margini delle placche interagiscono l’una con l’altra e si verificano molti fenomeni
geologici a grande scala. Esistono tre tipi di margine fra placche adiacenti in movimento: lungo
margini divergenti le placche si separano e si allontanano l’una dall’altra; lungo margini
convergenti le placche collidono; e lungo margini costruiti da faglie trasformi le placche scivolano
l’una rispetto all’altra.
7
Un margine divergente è semplificato da una fossa tettonica o rift valley, tipicamente localizzate
lungo la cresta di un lungo settore sottomarino sollevato, detto dorsale oceanica. La dorsale, per
esempio, si estende quasi al centro dell’Oceano Atlantico e raggiunge la superficie in più luoghi.
I margini divergenti sono caratterizzati da attività sismica e da vulcanismo poiché lo spazio che si
forma fra le placche che si stanno allontanando viene via via colmato da magma che risale dalla
zona posta sotto la litosfera. Il materiale fuso solidifica come roccia nella fossa, per cui le placche
litosferiche si accrescono per accumulazione di questa roccia neoformata a mano a mano che si
separano. Con il progressivo separarsi delle placche, può formarsi o accrescersi un bacino
oceanico. Poiché si forma un nuovo fondo oceanico, questa parte del processo e denominata
espansione dei fondi oceanici.
Se le placche si separano in un luogo, esse devono convergere da qualche altra parte e questo è
proprio ciò che avviene. Le placche collidono frontalmente l’una contro l’altra lungo i margini
convergenti.
La litosfera oceanica discende nel mantello al di sotto della litosfera continentale, con un processo
noto come subduzione. Questo incurvamento verso il basso produce una fossa abissale, cioè una
struttura lunga e stretta (lunga circa 100 km e larga circa 100 km) in cui l’oceano raggiunge circa
le sue massime profondità (circa 10 km). Il margine della placca continentale sotto cui avviene la
subduzione viene piegato e sollevato a formare una catena montuosa che corre parallelamente
alla fossa; le enormi forze che intervengono nella collisione producono violenti terremoti. Mentre
la placca oceanica discende sprofondando nel mantello caldo, parti di essa possono iniziare a
fondere. La roccia fusa, o magma, che così si forma migra verso l’alto e una parte di essa
raggiunge la superficie sottoforma di lava eruttata dai vulcani. Questi margini convergenti in cui
viene consumata la litosfera, sono detti zone di subduzione. Le zone di divergenza sono dunque
sorgenti di nuova litosfera mentre le zone di subduzione sono pozzi in cui vengono consumati
materiali in quantità corrispondenti.
Alcune placche non collidono, ma scivolano l’una rispetto all’altra rispetto ad una faglia trasforme.
La famosa faglia di San Andreas in California ne è un esempio: la placca del Pacifico scivola
rispetto alla placca Nordamericana in direzione nord-occidentale. Lo scivolamento non avviene in
modo uniforme e regolare ma a scatti; un episodio di scivolamento improvviso produce un
terremoto.
Se le placche possono muoversi e i continenti sono incastonati nelle placche, la geografia del
pianeta può essere stata diversa nel passato geologico. Circa 200 milioni di anni fa tutti i
continenti erano riuniti a formare un supercontinente unico chiamato Pangea.
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La deriva dei continenti
Il concetto di deriva dei continenti è quello di movimenti su grande scala dei continenti sul globo.
Il meteorologo tedesco Alfred Wegener teorizzò che un tempo tutti i continenti attuali facessero
parte di un super continente chiamato Pangea (tutto terra). Citò come ulteriore prova della
frammentazione e della deriva dei continenti la notevole somiglianza tra le rocce, le strutture
geologiche e i fossili sui due lati opposti dell’Atlantico.
Nel 1928, Arthur Holmes propose come forza motrice della deriva dei continenti il meccanismo
della convenzione termica del mantello. Secondo questa ipotesi, correnti convettive subcrostali
hanno trascinato, separandole, le due metà del continente originario, con la conseguente
formazione di catene montuose lungo i fronti di avanzamento e lo sviluppo oceanico tra lo spazio
aperto fra le due parti, dove le correnti sono in risalita.
Successive generazione di geologi ampliarono i concetti sulla mobilità della litosfera, identificando
le singole placche litosferiche e discutendo i loro relativi movimenti e i fenomeni che si svolgono ai
loro margini.
Il mosaico delle placche
Secondo la teoria della tettonica delle placche, la litosfera è suddivisa in circa 12 placche rigide. Le
placche scivolano su un’astenosfera plastica, parzialmente fusa, e i continenti, incastonati nelle
placche in movimento, vengono trasportati passivamente. La deriva dei continenti è
fondamentalmente una conseguenza dei movimenti delle 12 placche.
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Rocce associate ai margini divergenti
Associazioni di rocce che affiorano in aree continentali costituite da sedimenti di mare profondo,
lave basaltiche sottomarine e intrusioni ignee femiche, sono note come successioni ofiolitiche.
Quando le placche si separano, mantello caldo risale e comincia a fondere, tanto che, quando
giunge a piccole profondità, è ormai una sorta di poltiglia e da esso si separa un fuso basaltico che
riempie una camera magmatica poco profonda. Il magma proveniente da tale camera si intrude
ripetutamente nel rift tra le placche in espansione e si solidifica. Il basalto che arriva a fluire sul
fondo dell’oceano solidifica con le tipiche strutture a cuscino (pillow lava) caratteristiche del
vulcanismo sottomarino.
Rocce lungo i margini convergenti
Il termine orogenesi designa l’insieme dei fenomeni geologici che portano al sollevamento di
catene montuose per piegamento e deformazione di strati rocciosi, spesso accompagnati da
attività magmatica. Esistono tre tipi di margini convergenti che, in funzione della natura delle due
placche coinvolte, vengono brevemente definite: oceano-oceano, oceano-continente, continentecontinente.
Oceano – oceano. Quando una placca oceanica entra in collisione con un’altra placca oceanica e
sovrascorre su di essa, si avviano alcuni complessi processi; i sedimenti oceanici della placca che
sprofonda vengono in gran parte asportati e si accumulano lungo il margine della placca sotto cui
avviene la subduzione. La litosfera subdotta fredda discende nel mantello caldo sottostante.
Il materiale del mantello riscaldato e ora soggetto ad una spinta di galleggiamento, risale e con il
diminuire della pressione litostatica, fonde ancora più estesamente, dando luogo alla formazione
di un magma ultrafemico che si accumula alla base della crosta della placca.
Oceano – continente. Quando una placca che trasporta un continente sul proprio margine in
avvicinamento entra in collisione con una placca oceanica, sovrascorre su di essa e ne determina
la subduzione. Sul margine continentale si sviluppa una catena montuosa, edificata da molteplici
intrusione di rocce ignee ed eruzioni di lava.
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Contemporaneamente possono verificarsi numerosi fenomeni di sovrascorrimento che, spingendo
intere successioni di rocce le une sulle altre, contribuiscono alla costruzione di una catena
montuosa.
Le Ande, vicino alla costa occidentale dell’America meridionale, sono il prodotto di una collisione
tra una placca oceanica e una placca continentale: la placca di Nazca è da tempo entrata in
collisione con la placca Sudamericana e viede subdotta sotto di essa.
Continente – continente. Poiché le placche posso trasportare continenti, un continente può entrare
in collisione con un altro. Entrambi possono restare a galla e lungo l’intero margine di collisione si
forma un’ampia zona di intensa deformazione, contrassegnata da una catena montuosa.
Risultato di una collisione fra continenti è l’Himalaya, che cominciò a formarsi circa 50 milioni di
anni fa, quando una placca che trasportava l’India entro in collisione con la placca Eurasiatica.
Oggi i geologi ritengono che gran parte della geologia dei continenti si possa spiegare con episodi
di rifting (luogo in cui la crosta terrestre e la litosfera vengono separate per trazione) continentale
e separazione delle placche e con collisioni delle placche dei tipi descritti.
La grande ricostruzione: dalla Pangea ad oggi
Alla fine del paleozoico, circa 250 milioni di anni fa, esisteva un unico super continente, la Pangea
che si estendeva da un polo all’altro e che si era formato a spese dei continenti più piccoli entrati
in collisone in vari momenti del Paleozoico. Sul fondo oceanico le testimoniane di questo periodo
sono state distrutte dalla subduzione.
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I tipi di rocce e i fossili, indicano la distribuzione di antichi mari, ghiacciai, bassopiani e montagne
e permettono anche di ricostruire antiche condizioni climatiche.
Oggi si è arrivati a proporre la ricostruzione di un altro super continente più antico del Pangea, il
Rodinia.
Questo supercontinente, che comprende la quasi totalità delle masse continentali odierne, si è
formato circa 1100 milioni di anni fa. I movimenti continentali prima della sua formazione sono
poco sconosciuti. 750 milioni di anni fa Rodinia si divise in otto continenti, la cui deriva formò il
supercontinente Pangea.
Meglio conosciuto è un processo più recente: la frammentazione della Pangea. La Pangea era una
massa di terre emerse di forma irregolare, circondata da un unico grande oceano detto Pantalassa
(tutto mare). Il mare Tetide, compreso fra l’Africa e l’Eurasia era antenato di una parte del
Mediterraneo attuale.
La frammentazione della Pangea è stata segnata dall’apertura di rift dai quali fuoriuscivano lave
basaltiche. Le datazioni radiometriche indicano che la prima frammentazione è l’inizio della deriva
avvennero circa 200 milioni di anni fa, nel periodo Triassico.
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La geografia della Terra all’inizio del Giurassico dopo 20 milioni di anni di deriva: l’Atlantico si va
aprendo, il mare Tetide riprende ad espandersi dopo l’apertura e un tentativo di chiusura e le
terre settentrionali (Laurasia) si sono separate da quelle meridionali (Gondwana). La formazione
di un nuovo fondo oceanico ha anche separato l’Antartide – Australia dall’Africa – Sudamerica,
l’India ha iniziato un lungo viaggio verso nord. Alla fine del Giurassico, 135 milioni di anni fa, la
deriva è ormai in atto da 60 milioni di anni. L’avvenimento saliente di quel tempo è la separazione
dell’America meridionale dall’Africa, che segna la nascita dell’Atlantico meridionale. L’oceano
Atlantico settentrionale e l’oceano Indiano continuano ad ampliarsi, ma la Tetide, prima in
espansione comincia a contrarsi e il continente africano va verso l’europeo.
La fine del Cretaceo, 65 milioni di anni fa, registra un allargamento dell’oceano Atlantico
meridionale, la separazione del Madagascar dall’Africa, e la riduzione della Tetide, che diventa, un
mare mediterraneo, i cui resti sono oggi costituiti solo dall’Adriatico e dal Mediterraneo Orientale.
Dopo 135 milioni di anni di deriva, si comincia a intravedere la configurazione attuale dei
continenti. Il mondo attuale si è delineato nel corso degli ultimi 65 milioni di anni. L’India ha
terminato la sua migrazione verso nord. L’Australia si è separata dall’Antartide. Quasi la metà
dell’attuale fondo oceanico si è formata nel corso di questo periodo.
13
Il motore della tettonica delle placche
Le placche sono trascinate da correnti convettive in atto nella sottostante astenosfera.
Occorre considerare il processo non in modo frammentario, ma come uno scorrimento convettivo
complesso, che coinvolge la risalita dei materiali caldi e parzialmente fusi, e la discesa di materiali
solidi e freddi, in diverse condizioni, che vanno dalla fusione alla solidificazione alla rifusione. Nel
fenomeno deve essere coinvolta una parte notevole del mantello, dal momento che lembi di
litosfera riescono a spingersi a profondità di circa 700 chilometri prima di venire riassorbiti
completamente.
Campo magnetico terrestre e paleomagnetismo
La Terra ha una campo magnetico.
Il campo magnetico della Terra, o campo geomagnetico, si comporta come se un magnete
permanente a sbarra, piccolo ma potente, fosse localizzato vicino al centro della Terra e inclinato
di circa 11° rispetto all’asse geografico. Un campo magnetico si può visualizzare per mezzo di
linee di forza, o linee del campo, che indicano la presenza di una forza magnetica in ogni punto
dello spazio circostante un corpo magnetico.
Dove esiste all’interno della Terra una “dinamo” con la capacità di generare una corrente elettrica
di intensità sufficiente per spiegare il diffuso e potente campo magnetico che si osserva in
superficie?
Secondo alcune ipotesi, il luogo dove cercare questa “dinamo” potrebbe essere il nucleo di ferro
allo stato liquido, perché il ferro liquido può muoversi facilmente e il ferro è un buon conduttore;
inoltre è ipotizzato che il ferro liquido venga agitato in moti convettivi dal calore generato dalla
radioattività del nucleo. Questo moto genererebbe sai le correnti elettriche sia il campo magnetico
necessari per mantenere una “dinamo” nel nucleo.
Il campo magnetico così generato dal nucleo raggiunge la superficie e si manifesta nello spazio
circostante. L’esistenza del campo magnetico, a sua volta, è un ulteriore prova del fatto che il
nucleo della terra è formato da ferro allo stato liquido.
Paleomagnetismo
Il paleomagnetismo consente lo studio del campo magnetico terrestre del passato.
Gli scienziati hanno scoperto come determinare direzione e verso del campo geomagnetico del
passato. Le temperature elevate distruggono il magnetismo. Una proprietà importante di molti
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materiali magnetizzabili che vengono a trovarsi a temperature molto elevate è il fatto che, quando
si raffreddano al di sotto di circa 500 °C, si magnetizzano nella direzione orientata del campo
magnetico in cui sono immerse. Il motivo di questa magnetizzazione è il fatto che, quando il
materiale è ancora molto caldo, gruppi di atomi del materiale si allineano nella direzione del
campo magnetico esterno. Quando il materiale si raffredda, questi atomi rimangono bloccati nelle
posizioni che hanno assunto e quindi risultano per sempre magnetizzati nella stessa direzione
orientata. Questo fenomeno è detto magnetizzazione termorimanente o termoresiduale.
Le rocce sedimentarie marine si formano quando particelle di sedimenti che si sono depositate sul
fondo oceanico subiscono la litificazione. I granuli magnetici presenti fra le particelle tendono ad
assumere la direzione orientata del campo geomagnetico man mano che si decantano e questa
orientazione magnetica diviene quella dell’intera roccia quando le particelle subiscono la
litificazione. La magnetizzazione detritica rimanente di una rioccia sedimentaria sarebbe quindi
dovuta all’allineamento parallelo e concorde di tutti questi minuscoli magneti, allineati nella
direzione del campo geomagnetico dominante al momento in cui è avvenuta la sedimentazione.
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La composizione della crosta terreste: minerali e rocce
I minerali
I geologi definisco un minerale come una sostanza solida cristallina naturale inorganica, con
composizione chimica specifica. Per essere qualificata come minerale, una sostanza deve essere
presente in natura.
Quando si dice che un minerale è cristallino, si intende che le minuscole particelle di materia, gli
atomi, che lo costituiscono, sono organizzate in una configurazione tridimensionale che si ripete
nello spazio secondo un ordine definito. I materiali solidi che non presentano questa
configurazione ordinata degli atomi sono detti vetrosi o amorfi (privi di forma).
Ciò che rende unico ogni minerale è la combinazione della sua composizione chimica e della
disposizione dei suoi atomi in una struttura tridimensionali. La composizione può essere fissa o
variare in un campo definito
Struttura atomica dei minerali, cristalli e cristallizzazione
Come abbiamo visto una sostanza per essere un minerale, deve avere una composizione chimica
specifica e una struttura cristallina. Le sostanze sono formate da legami chimici tra atomi e ioni.
I minerali sono formati dal processo di cristallizzazione, l’accrescimento di un solido a partire da
un materiale i cui atomi costituenti possono riunirsi nei rapporti chimici appropriati e secondo una
precisa configurazione cristallina.
reticolo cristallino del cloruro di sodio
La cristallizzazione comincia con la formazione di microscopici cristalli singoli, corpi con cui i
confini sono superfici piane naturali. Queste superfici, dette facce, sono la caratteristica esterna
che definisce un cristallo.
Durante la cristallizzazione i cristalli inizialmente microscopici si ingrandiscono, conservando le
loro facce finche esse sono libere di accrescersi. I cristalli con grandi dimensioni, con facce ben
formate, si formano quando l’accrescimento è lento e costante e dispone di spazio per svolgersi
senza interferenza da parte di altri cristalli vicini. Perciò la maggior parte dei cristalli di minerali si
formano in spazi aperti nelle rocce, come fessure o cavità.
Se gli spazi fra i cristalli in accrescimento vengono colmati o la cristallizzazione procede troppo
rapidamente, le facce dei cristalli si accrescono l’una sull’altra e i precedenti cristalli si uniscono
per formare una massa solida di particelle cristalline, dette granuli. Nella massa cristallizzata pochi
granuli o nessuno di essi presenta facce.
Quando cristallizzano i minerali? Un modo per cui il processo si avvii è un abbassamento della
temperatura di un liquido al di sotto della sua temperatura di solidificazione.
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Polimorfi
Alcune sostanze chimiche aventi esattamente la stessa composizione chimica, hanno più di un tipo
di struttura chimica e quindi formano differenti minerali detti polimorfi. I polimorfi che si
rinvengono nelle rocce che affiorano, rispecchiano le condizioni geologiche del momento e del
luogo in cui si formarono.
I minerali che costituiscono le rocce
Anche se si conoscono molte migliaia di minerali, se ne incontrano un numero relativamente
piccolo, circa 30. questi sono i minerali che formano la maggior parte delle rocce della crosta
terrestre e quindi sono detti minerali costituenti le rocce.
Tra i più abbondanti sono i silicati, formati dai due elementi più abbondanti nella crosta terrestre,
l’ossigeno (O) e il silicio (Si). Altri importanti minerali costituenti le rocce sono gli ossidi, costituiti
di solito da ossigeno combinato con un elemento metallico, come l’ematite (Fe2O3), i carbonati,
costituiti da calcio e magnesio in combinazione con carbonio e ossigeno, come la calcite (CaCO3), i
solfuri e i fosfati, basati sull’elemento zolfo, come la pirite (FeS2) e alcune altre combinazioni di
elementi.
Silicati
La base di tutte le strutture dei silicati è un tetraedro formato da 4 ioni ossigeno che circondano
uno ione silicio, con il quale condividono alcuni elettroni.
I silicati vengono classificati e denominati secondo il modo in cui sono legati i loro tetraedri.
Tetraedri singoli, uniti tra loro mediante un legame tra ogni ione ossigeno dei tetraedri e un
catione diverso da Si
Anelli di tetraedri, collegati tra loro dal legame tra due ossigeni di ciascun tetraedro con gli
ossigeni dei tetraedri adiacenti, a formare anelli chiusi
Catene singole, ogni tetraedro risulta collegato con altre due mediante ossigeni messi in comune
Catene doppie, che sono legate fra loro da ossigeni condivisi
Strati di tetraedri, ciascun tetraedro condivide tre dei propri ossigeni con tetraedri adiacenti in
modo da formare strati
Intelaiature tridimensionale di tetraedri, ogni tetraedro mette in comune tutti i propri ossigeni con
altri tetraedri.
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Il silicato chimicamente più semplice è il biossido si silicio, detto anche silice (SiO 2), che si trova il
più delle volte come minerale quarzo. Il silicio non si trova mai in natura come elemento puro, ma
è sempre combinato con l’ossigeno, perché ha una forte tendenza a legarsi con esso.
Carbonati
Il minerale calcite, costituito da carbonato di calcio, è uno dei minerali abbondanti nella crosta
della Terra ed è il principale costituente di un gruppo di rocce note come calcari.
Struttura tridimensionale dello ione carbonato, che evidenzia anche la risonanza con ciascun
atomo di ossigeno (sfere rosse) che condivide un doppio legame e con carica negativa
delocalizzata sui tre atomi.
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Solfati
I solfati contengono l'anione solfato (SO4). I solfati si formano negli ambienti sottoposti a forte
evaporazione dove acque molto saline evaporano lentamente permettendo la formazione di solfati
e alogenuri sulla superficie dei sedimenti. I solfati più comuni sono l'anidrite (solfato di calcio), la
celestina (solfato di stronzio) e il gesso (solfato di calcio idrato).
Alogenuri
Gli alogenuri sono il gruppo di minerali che formano i sali naturali e comprendono la fluorite, il
sale comune (conosciuto come salgemma) ed il sale di ammonio (cloruro d'ammonio). Gli
alogenuri, come i solfati, si trovano frequentemente negli ambienti sottoposti a forte evaporazione
come il Mar Rosso.
Solfuri
I Solfuri sono composti chimici in cui lo zolfo è combinato con elementi metallici e semimetallici.
Molti solfuri sono importanti economicamente per l'estrazione dei metalli. I solfuri più comuni sono
la calcopirite (solfuro di rame e ferro) e la galena (solfuro di piombo). Molti solfuri hanno
lucentezza metallica, sono teneri e con elevato peso specifico. Alcuni hanno lucentezza non
metallica o sono più duri. Cristalli ben formati e con elevato grado di simmetria costituiscono la
regola.
Fosfati
Il gruppo dei fosfati include minerali con l'unità tetraedrica AO4 dove A può essere fosforo,
antimonio, arsenico o vanadio. Il fosfato di gran lunga più comune è l'apatite che è un minerale
importante anche in biologia perché si trova nei denti e nelle ossa di molti animali.
Ossidi
I minerali del gruppo degli ossidi sono, per definizione, composti in cui l’ossigeno è legato ad
atomi o a cationi di altri elementi, di solito metalli come il ferro (Fe).
Questo gruppo comprende i minerali della maggior parte dei metalli., hanno legami ionici e le loro
strutture variano con le dimensioni dei cationi metallici.
Proprietà fisiche dei minerali
Sfaldatura
La sfaldatura è la tendenza dei minerali a rompersi parallelamente a piani di atomi.
La sfaldatura riflette la struttura interna poiché entro una struttura la forza del legame chimico è
in generale diversa nelle differenti direzioni. Questo fatto è mostrato particolarmente bene nelle
strutture a strati (nelle miche e nella grafite) nelle quali il legame entro gli strati è molto forte ma
è molto più debole tra gli strati stessi. In queste strutture esiste una sfaldatura perfetta parallela
alla stratificazione. La sfaldatura può essere molto ben sviluppata in alcuni cristalli, come appunto
nella sfaldatura basale delle miche o essere piuttosto incerta, come nel berillo. È completamente
assente in alcuni minerali, come ad esempio nel quarzo. La grafite, ha una sfaldatura lamellare
ben sviluppata parallela al piano basale. Alcune specie presentano una sola direzione di sfaldatura
ma possono esservene anche due, tre quattro o addirittura sei. Entro queste lamelle di sfaldatura
esiste un forte legame covalente fra gli atomi di carbonio, ma tra le lamelle è debole il legame di
Van der Waals che finisce per essere la causa della sfaldatura. Un debole legame è accompagnato
generalmente da una grande distanza interplanare poiché la forza attrattiva non può tenere molto
ravvicinati i piani. Il diamante ha un solo tipo di legame, il legame covalente, e la sua eccellente
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sfaldatura parallela alle facce dell' ottaedro si verifica lungo piani atomici con la maggiore distanza
interplanare.
Scala di Mohs
Talco
Gesso
Calcite
Fluorite
Apatite
Feldspato
Quarzo
Topazio
Corindone
Diamante
Si possono scalfire
con l'unghia
Si possono scalfire
con l'acciaio
Scalfisce l'acciaio con difficoltà
Scalfiscono facilmente l'acciaio
Frattura
La frattura in cui i minerali si rompono lungo superfici irregolari diverse dai piani di sfaldatura,
offre un altro metodo per raggruppare i minerali e identificarli. La frattura può essere concoide,
cioè presentare superfici curve lisce, simili a quelle di una spessa lastra di vetro rota. Una comune
superficie di aspetto simile a quello di una scheggia di legno è detta fibrosa o scheggiosa. La
forma e l’aspetto di molti tipi di frattura irregolare dipendono dalla particolare struttura e
composizione del minerale. Il tipo è l’irregolarità della frattura hanno una relazione complessa con
la rottura dei legami in direzioni che attraversano i piani del cristallo.
Lucentezza
Il modo in cui la superficie di un minerale riflette la luce gli conferisce una lucentezza
caratteristica. La qualità della lucentezza dipende dai tipi di atomi presenti e dai loro legami, che
influenzano il modo in cui la luce attraversa il minerale o viene riflessa dalla sua superficie.
aspetto e lucentezza
poco riflettenti, lucentezza grassa-oleosa
molto riflettenti, lucentezza vitrea
molto riflettenti, con aspetto resinoso
fortemente riflettenti, lucentezza
adamantina
lucenti, con aspetto metallico
esempio
opale, talco
actinolite
vesuviana
indice di rifrazione
1.3 - 1,4
1,5 - 1,8
1,6 - 1,9
diamante, sfalerite, cassiterite 1,9 - 2,5
rutilo
2,5 ed oltre
Colore
Il colore di un minerale può essere caratteristico, ma non è un indizio molto attendibile della sua
identità.
Il colore può essere una proprietà del minerale puro oppure può essere dovuto ad impurità.
Il colore delle sostanze pure dipende dalla presenza di certi ioni che assorbono fortemente certi
colori della luce.
Il colore delle sostanze impure, che molto spesso sono così piccole da essere visibili solo al
microscopio, impartiscono un colore ad un minerale altrimenti incolore.
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Abito cristallino
La forma in cui si accrescono singoli cristalli o aggregati di cristalli è detta abito cristallino del
minerale. Un cristallo aghiforme si accresce molto rapidamente in una direzione e molto
lentamente in tutte le altre. Un cristallo laminare, invece, si accresce rapidamente in tutte le
direzioni perpendicolare a una singola direzione di accrescimento lento. I cristalli fibrosi sono quelli
che cristallizzano formando molteplici fibre lunghe e sottili; sono sostanzialmente aggregati di
lunghi aghi.
Proprietà chimiche dei minerali
La composizione chimica dei minerali costituisce la base della principale classificazione del regno
minerale.
La maggior parte dei minerali vengono classificati in base ai loro anioni (ioni negativi). Elementi
puri non ionizzati sono classificati come elementi nativi. In questo modo tutti i minerali sono stati
raggruppati in 8 classi.
Alcune classi chimiche dei minerali:
Classe
Elementi nativi
Ossidi e idrossidi
Alogenuri
Carbonati
Solfati
Silicati
Anioni che li definiscono
Nessuno
Ione ossigeno (O2-)
Ione ossidrile (OH-)
Cl-, F-, Br-, IIone carbonato CO2-3
Ione solfato (SO2-4)
Ione silicato (SiO4-4)
Esempio
Rame (Cu)
Ematite (Fe2O3)
Brucite (Mg[OH]2)
Salgemma (NaCl)
Calcite (CaCO3)
Anidrite (CaSO4)
Olivina (Mg2SiO4)
Tutti i minerali naturali contengono impurità e a volte è difficile decidere se una quantità
estremamente piccola di un elemento sia una parte essenziale del minerale o sia semplicemente
un contaminante.
Riassumendo, i minerali presentano un’ampia varietà di proprietà fisiche e chimiche derivanti
dalla loro composizione chimica e dalla loro struttura atomica.
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Le rocce
Per roccia si intende un aggregato naturale di sostanze minerali cristalline o amorfe; a seconda del
processo di litogenesi che dà loro origine, le rocce vengono distinte in tre grandi categorie.
Le rocce magmatiche o ignee o vulcaniche sono le rocce generate per raffreddamento del magma.
Queste rocce vengono a loro volta suddivise in rocce magmatiche intrusive e effusive; le prime si
formano all'interno della crosta terrestre e sono caratterizzate da un lento raffreddamento che
favorisce la crescita dei cristalli al loro interno, le seconde invece si formano in seguito ad un
eruzione o a una colata lavica e pertanto subiscono un raffreddamento rapidissimo che "congela"
parte della roccia in uno stato amorfo. Ci sono poi le rocce filoniane o ipoabissali, che solidificando
in sotto la superficie terrestre ma in piccole cavità hanno un raffreddamento abbastanza veloce.
Le rocce magmatiche costituiscono la quasi totalità della crosta e del mantello terrestre. Esempi
ne sono il basalto ed il granito.
Le rocce sedimentarie sono le rocce generate per sedimentazione di detriti inorganici, organici e
sali minerali, consolidati dalla successiva o contemporanea deposizione/precipitazione di una
sostanza cementante. Si tratta in sostanza di antichi sedimenti litificati. Sono le rocce più diffuse
sulla superficie terrestre in quanto coprono oltre l'80% delle terre emerse. Alcuni esempi sono la
dolomia e il conglomerato.
Le rocce metamorfiche sono rocce magmatiche o sedimentarie che sono state portate in condizioni
termodinamiche (pressione e temperatura) diverse da quelle presenti al momento della
litificazione della roccia. In seguito a questi cambiamenti la roccia subisce trasformazioni chimiche
e fisiche che ne alterano ad esempio la composizione mineralogica o l'isotropia. Alcuni esempi
sono le filladi e il marmo.
L’aspetto di queste rocce è determinato in parte dalla loro mineralogia, ossia dalle percentuali
relative dei minerali costituenti e, in parte, dalla loro tessitura, ossia delle dimensioni e dalle
forme dei granuli e dei cristalli e dal modo in cui risultano aggregati.
I granuli o i cristalli che nella maggior parte delle rocce hanno un diametro di qualche millimetro,
vengono di solito classificati come grossolani (visibili a occhio nudo) o fini (non visibili ad occhio
nudo). Il principale fattore che controlla la mineralogia e la tessitura di una roccia è la sua origine
geologica, cioè come e dove si è formata.
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Rocce ignee
Le rocce ignee, dette anche magmatiche, si formano per cristallizzazione da magma, una massa di
rocce fuse che si origina in profondità all’interno della crosta o nel mantello superiore, dove le
temperature raggiungono 700°C o più, necessari per determinare la fusione della maggior parte
delle rocce.
I geologi distinguono due tipi principali di rocce ignee sulla base delle dimensioni dei loro cristalli.
Quando i magmi si raffreddano lentamente all’interno della crosta, una parte dei cristalli
microscopici che cominciano a formarsi quando si passa al di sotto della temperatura di fusione,
hanno il tempo di accrescersi fino a qualche millimetro o più prima che l’intera massa cristallizzi
sotto forma di roccia ignea a grana grossa. Per contro quando il magma erutta da un vulcano
fluendo sulla superficie terrestre, non c’è tempo perché singoli cristalli si accrescano
gradualmente; si formano invece, simultaneamente, molti cristalli di piccole dimensioni ed il
risultato è una roccia ignea a grana fine.
Rocce come il granito, che si formano per lenta cristallizzazione dei fusi all’interno della Terra,
sono dette rocce ignee intrusive o plutoniche; si riconoscono in virtù dei loro grandi cristalli
compenetrati, che si sono accresciuti gradualmente mentre il magma si andava lentamente
raffreddando. I magmi si raffreddano lentamente nell’interno della crosta terrestre poiché sono
circondati da masse rocciose che lasciano passare molto lentamente il calore; inoltre le
temperature delle rocce circostanti possono essere non molto più basse di quelle del magma.
Rocce come i basalti, che provengono da un magma che è arrivato in superficie allo stato liquido o
pastoso e , quindi, si è raffreddato rapidamente, sono dette rocce ignee effusive o vulcaniche. Si
riconoscono per la loro tessitura vetrosa o a grana fine. Le rocce ignee effusive vanno da particelle
di cenere cristallizzate quasi istantaneamente alle lave, che non cristallizzano altrettanto
rapidamente e fluiscono allo stato liquido in superficie per una certa distanza prima di solidificarsi.
La maggior parte dei minerali delle rocce ignee sono silicati, in parte perché il silicio è molto
abbondante nella Terra e in parte perché i silicati fondono a temperature e a pressioni che
vengono facilmente raggiunte in alcune parti della crosta e del mantello.
Oggi è noto che nella profondità della crosta e del mantello della terra le rocce fondono e risalgono
verso la superficie e, talvolta, erompono attraverso di essa. Nella ricerca dell’origine di questi
processi si è scoperto che la formazione di un’ampia varietà di rocce ignee è in relazione con i
movimenti delle placche, specialmente con lo sprofondamento del margine di una placca
convergente al di sotto di un’altra e con la separazione dei margini di due placche divergenti.
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Classificazione delle rocce ignee (Composizione chimica e mineralogica)
Oltre alle categorie generali delle rocce effusive e delle rocce intrusive, le rocce ignee vengono
suddivise sulla base della loro composizione chimica e mineralogica. I minerali usati per
classificare le rocce ignee più comuni sono tutti silicati: quarzo, feldspati (potassico e plagioclasi),
pirosseni, olivina, miche (biotite e muscovite) e anfiboli. Le rocce ignee vengono classificate sulla
base del contenuto relativo di questi silicati.
Le rocce ricche di silice contengono quantità abbondanti di quarzo e di feldspato sodico –
potassico, minerali ricchi di silice.
I minerali poveri di silice sono i pirosseni e le olivine, ma questi sono ricchi di magnesio e ferro.
Le rocce più ricche di silice sono comunemente dette sialiche o felsiche, mentre le rocce più
povere di silice sono dette rocce femiche o mafiche.
La peridotite, una roccia costituita interamente da pirosseni ed olivina, è detta roccia ultrafemica o
ultramafica.
I minerali e le rocce sialici tendono ad essere di colore chiaro, i minerali e le rocce femiche
tendono ad essere di colore scuro.
Minerali femici:
Olivina
Pirosseni
Anfiboli
Biotite (mica)
Minerali sialici:
Muscovite (mica)
Plagioclasio (feldspato)
Feldspato potassico
Quarzo
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Dal granito al gabbro: la serie intrusiva
Il granito è la roccia ignea intrusiva meglio conosciuta. Con il 70% di silice il granito contiene una
quantità abbondante di quarzo e di feldspato potassico e una minore quantità di plagioclasi. Questi
minerali sialici di colore chiaro conferiscono al granito il suo colore rosa o grigio.
Man mano che decresce la percentuale di silice, si incontra la granodiorite, una roccia sialica di
colore chiaro simile al granito; essa contiene un’abbondante quantità di quarzo, ma il feldspato
predominante è ora il plagioclasio.
Ancora più povera di silice è la diorite, una roccia costituita in prevalenza da plagioclasio e
contenente una quantità scarsa di quarzo.
A percentuali di silice ancora minori si trova il gabbro, una roccia di colore grigio scuro ricca di
minerali femici, specialmente pirosseni, ma priva di quarzo e contenente soltanto moderate
quantità di plagioclasi.
A percentuali ancora più basse di silice (circa il 45%) si trova la peridotite, una roccia di colore
grigio – verdastro scuro, costituita principalmente da pirosseni ed olivina.
Dalla riolite al basalto: la serie effusiva
Le rocce effusive vengono classificate allo stesso modo delle rocce intrusive.
All’estremo siliceo si trova la riolite, l’equivalente effusivo del granito. Ha la stesa composizione
sialica e spesso anche la stessa colorazione chiara del granito, ma gran molto più fine.
Dopo la riolite nella serie si trovano la dacite, l’equivalente della granodiorite e l’andesite,
l’equivalente della diorite.
Il basalto, all’estremo femico della serie, di colore grigio scuro a nero, è l’equivalente a grana fine
del gabbro.
Tipi effusivi con tessitura speciale
Le tessiture speciali di alcune rocce vulcaniche sono in relazione con i molti modi in cui vengono
effuse. Molte di esse solidificano da colate di lava e assumono un aspetto che varia secondo la loro
composizione e la fluidità del magma originario. Altre rocce vulcaniche vengono frammentate da
eruzioni più violente. Queste rocce piroclastiche, costituite da frammenti di lava e vetro lanciati in
aria fino a quote elevate, sono prodotte da esplosioni vulcaniche. I più fini frammenti di questo
detrito costituiscono le ceneri vulcaniche, particelle estremamente piccole che si accumulano
sottoforma di strati di materiale sciolto e non cementato.
Tutte le rocce vulcaniche che subiscono la litificazione a partire da strati di ceneri e da altre
varietà di materiali piroclastici sono designate con il nome collettivo di piroclastiti.
Il vetro vulcanico può essere sia un componente delle lave solidificate sia delle piroclastiti. Un tipo
comune di roccia vetrosa è la pomice, una massa minutamente porosa per la presenza di
numerose piccole cavità dette vescicole, che si forma per degassazione del fuso.
Un’altra roccia vulcanica interamente vetrosa è l’ossidiana che, a differenza della pomice, è priva
di vescicole e quindi è compatta e densa.
Una roccia vulcanica di tessitura mista che sembra in prevalenza a grana cristallina fine, ma che
contiene numerosi grandi cristalli “in sospensione” nella matrice fine è detta profirica. Si forma
quando un magma comincia a raffreddarsi lentamente all’interno della crosta terrestre poi
all’improvviso riesce a raggiungere la superficie attraverso un’eruzione vulcanica. I grandi cristalli,
detti fenocristalli, sono stati i primi a formarsi mentre il magma era a ancora all’interno della
crosta.
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Origine dei magmi
Sappiamo che la massa del pianeta è solida per migliaia di chilometri sino al nucleo, ma esistono
alcune regioni liquide da dove possono risalire i magmi. In profondità sotto i vulcani attivi, sono
localizzate le camere magmatiche, che corrispondono a sacche di magma in regioni, per il resto
solide, e che hanno volumi fino ad alcuni chilometri cubi.
La serie di reazioni di Bowen
La serie di reazioni di Bowen comincia con il raffreddamento di un magma basaltico ad alta
temperatura che gradualmente si differenzia per cristallizzazione frazionata lungo due percorsi
simultanei. Uno è quello continuo dei plagioclasi feldspatici, che parte dal feldspato ricco di calcio
ad alta temperatura, e procede fino al felpato ricco di sodio a temperatura inferiore. L’altro è il
percorso discontinuo dei materiali femici, che parte dall’olivina, all’estremo ad alta temperatura,
poi procede fino al pirosseno, all’anfibolo e alla mica biotite man mano che il magma si raffredda.
I percorsi delle due serie convergono verso un magma finale a bassa temperatura, circa 600°C.
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Rocce sedimentarie
I sedimenti, precursori delle rocce sedimentarie, si trovano sulla superficie terrestre sottoforma di
strati di particelle incoerenti, come la sabbia, il silt e i gusci di certi organismi. Particelle come i
granuli di sabbia e ciottoli, si formano sulla superficie terrestre quando le rocce subiscono
degradazione meteorica, cioè vengono disgregate in frammenti di dimensioni variabili.
le particelle sedimentarie che si depositano, come i granuli di quarzo e feldspati derivanti dalla
degradazione meteorica di un granito. Sono detti elementi clastici. Essi vengono depositati
dall’acqua corrente, dal vento e dal ghiaccio; durante questo processo si formano strati di sabbia,
silt e ghiaia.
Mentre una roccia viene degradata da agenti meteorici, alcuni dei suoi componenti possono
sciogliersi e venire trasportati dalle acque fluviali al mare, dove possono precipitare nuove
sostanze chimiche.
Le rocce sedimentarie si formano quando i sedimenti incoerenti subiscono la litificazione, cioè
subiscono un processo che li trasforma in roccia consolidata. I sedimenti subiscono la litificazione
sia per costipamento, quando i granuli vengono compressi a formare una massa più densa di
quella iniziale, sia per cementazione, quando minerali precipitano attorno ai granuli dopo la
deposizione e legano tra loro le particelle.
I sedimenti vengono costipati (o compattati) e cementati dopo essere stati sepolti sotto altri strati
di sedimenti.
I sedimenti e le rocce sedimentarie sono caratterizzati da stratificazione, ossia la formazione di
strati in genere fra loro paralleli. La stratificazione può riflettere variazioni nella composizione
mineralogica, come avviene quando un’arenaria si alterna con un calcare, o differenze di tessitura,
come quando un’arenaria a grana grossolana è interstratificata con arenaria a grana fine.
I minerali più comuni dei sedimenti clastici sono i silicati: ciò rispecchia la grande abbondanza di
silicati nelle rocce che vengono degradate dagli genti atmosferici per formare particelle
sedimentari. Per questo, i minerali più abbondanti nelle rocce sedimentari sono il quarzo, i
feldspati e i minerali argillosi. Il più abbondante minerale che precipita nel mare per effetto di
processi chimici o biochimici è la calcite, costituita per la maggior parte da resti di gusci di
organismi marini, e principale costituente dei calcari.
Il gesso e il salgemma si formano per precipitazione durante l’evaporazione dell’acqua di mare.
La maggior parte delle rocce presenti sulla superficie terrestre sono sedimentarie, anche se
rappresentano solo una piccola parte di tutte le rocce che costituiscono la crosta. Essendo il
27
risultato di processi superficiali, le rocce sedimentarie si estendono su gran parte della Terra come
una sottile copertura al di sopra delle rocce ignee e metamorfiche.
Degradazione meteorica
Il processo generale con cui le rocce vengono dagli agenti atmosferici presenti sulla superficie
terrestre è detto degradazione meteorica. Si riconoscono due meccanismi con cui le rocce
vengono degradate.
Si ha degradazione fisica, detta disgregazione, quando la roccia viene ridotta in frammenti da
processi fisici (meccanici) che non ne alterano la composizione.
Invece si ha degradazione chimica, detta alterazione o dissoluzione, quando i minerali presenti in
una roccia vengono alterati o disciolti per opera di processi chimici.
Trasporto dei sedimenti
Dopo che la degradazione meteorica ha dato origine alle particelle clastiche (frammenti solidi) e
agli ioni disciolti, questi iniziano il loro viaggio verso l’area di sedimentazione.
Con eccezione del vento e di alcune correnti marine, tutti glia genti di trasporto trasferiscono i
materiali verso il basso. Anche se i venti posso trasportare materiali da un luogo a quota inferiore
a una altro a quota più elevata e riportarlo al luogo di partenza, in tempi lunghi la forza di gravità
agisce inesorabilmente, e la sabbia e la polvere trasportate dal vento si depositano in risposta
all’attrazione gravitazionale. Dopo che una particella è stata trasportata nell’oceano e si è
depositata sul fondo, vi resta intrappolata. Può essere prelevata di nuovo soltanto da una corrente
marina.
Trasporto per opera di correnti
Gran parte del trasporto dei sedimenti è opera di correnti, cioè di movimenti fluidi come l’aria o
l’acqua. Una volta che particelle di materiale vengono catturate e tenute in sospensione nel fluido,
la corrente le trasporta a valle o sottovento; il più “forte” è la corrente, cioè maggiore è la sua
velocità, più grandi sono le particelle che essa è capace di trasportare. Alla capacità di una
corrente di trasportare una particella si oppone la tendenza della particella a depositarsi sul fondo
per effetto della gravità. La velocità di sedimentazione di una particella risulta direttamente
28
proporzionale sia alla sua densità che alla sue dimensioni. Se una corrente che trasporta particelle
di vari dimensioni comincia a rallentare, non è più capace di mantenere in sospensione le
particelle più grandi e queste, di conseguenza si depositano; se la corrente rallenta ulteriormente
si depositano anche particelle più piccole; infine se la corrente si arresta si depositano pian piano
anche le particelle di minime dimensioni. Le particelle perciò si depositano in funzione della loro
dimensioni; questa tendenza segregazione dei sedimenti secondo le dimensioni è detta
classazione.
Trasporto dei materiali disciolti
Le sostanze chimiche che si sciolgono nell’acqua durante la degradazione meteorica vengono
trasportate dall’acqua stessa come una soluzione omogenea. Si trasformano in particelle solida
soltanto se ha luogo una reazione chimica, come avviene quando il calcio reagisce con gli ioni
carbonati.
Trasporto per opera dei ghiacciai
Mentre si muovono verso la valle per effetto di gravità, i ghiacciai incorporano e trasportano con
se quantità di materiali clastici solidi erosi dal suolo e dalla roccia in posto. Il ghiaccio trasporta
quindi un miscuglio di clasti di dimensioni eterogenee. Dove il ghiaccio fonde al fronte di un
ghiacciaio, questi materiali vengono depositai e asportati dai torrenti glaciali.
Trasporto e degradazione meteorica
I processi di degradazione meteorica proseguono anche durante il trasporto, poiché i materiali
clastici continuano ad essere in contatto con i principali agenti di alterazione chimica.
La maggior parte della degradazione meteorica avviene durante i lunghi periodi intermittenti in cui
il sedimenti è temporaneamente depositato prima di venire di nuovo preso in carico dalla
corrente. In questo modo episodi di trasporti possono alternarsi con episodi di degradazione
meteorica.
Effetti del trasporto dei materiali clastici
Il trasporto ad opera delle correnti d’acqua e del vento modifica i materiali in due modi: riduce le
loro dimensioni e arrotonda i frammenti prima spigolosi, nel corso del trasporto, i materiali
rotolano e si urtano l’uno con l’altro o sfregano contro la roccia in posto. I materiali di maggiori
dimensioni perdono una maggior percentuale del loro volume e si arrotondano in misura maggiore
rispetto a quelli di dimensioni minori.
Sedimentazione: la fine del viaggio
La sedimentazione inizia dove termina il trasporto. Le particelle clastiche vanno a formare strati di
sedimento laddove le correnti si arrestano e le particelle si depositano. Le particelle sedimentarie
chimiche o biochimiche si formano dopo che vengono soddisfatte le condizioni fisico – chimiche
necessarie per la loro precipitazione.
La maggior parte delle particelle clastiche prodotte dalla degradazione meteorica e dall’erosione
delle terre emerse raggiungono il fondo del mare, che viene ricoperto da numerosi tipi di
sedimenti. Quantità minori di sedimenti clastici vengono depositate lungo il tragitto verso gli
oceani e i mari. Tuttavia, solo una piccola parte dei sedimenti depositati sulle terre emerse viene
sepolta e si conserva, poiché l’erosione finisce sempre per asportare gran parte dei sedimenti che
si trovano sulle superfici emerse. Una percentuale molto maggiore dei sedimenti depositati sul
fondo degli oceani e dei mari, viene invece sepolta e conservata, principalmente perché la
29
maggior parte delle correnti sul fondo degli oceani e dei mari non hanno sufficiente energia per
erodere i sedimenti una volta che questi si sono depositati.
Sedimentazione clastica
I tipi di sedimenti clastici che si accumulano dipendono dalla natura delle correnti che li
trasportano e dall’abbondanza e dai tipi di sedimenti forniti dalla degradazione meteorica e
dall’erosione.
Le ghiaie vengono depositate da correnti sufficientemente veloci per far rotolare e scivolare i
ciottoli di varie dimensioni e i massi.
Le sabbie vengono depositate da correnti con velocità moderata.
I fanghi, formati da particelle più fini, possono venire trasportati anche da correnti con velocità
molto basse.
Sedimentazione chimica e biochimica
La forza motrice della sedimentazione chimica e biochimica è rappresentata da processi chimici
anziché dalla forza di gravità. Enormi quantità di sostanze chimiche sottratte alle rocce per
dissoluzione nel corso della degradazione meteorica vengono trasportate fino al mare, dove
entrano in ambienti salini che sono chimicamente molto diversi dalle acque più o meno dolci dei
suoli e dei corsi d’acqua.
Ambienti sedimentari
L’ambiente sedimentario è definito come una località geografica caratterizzata da una particolare
combinazione di condizioni ambientali e di processi geologici.
Le condizioni ambientali comprendono il tipo e la quantità di acqua, la topografia e l’attività
biologica. I processi geologici tengono conto della natura delle correnti che trasportano e
depositano i sedimenti.
Ambienti sedimentari continentali
Sono:
• Glaciale (ghiacciai continentali)
• Fluviale (correnti fluviali dominanti)
di conoide alluvionale (elevato gradiente topografico ed alta anergia del mezzo)
di piana alluvionale (Pianura, area con basso gradiente topografico e bassa energia)
• Lacustre ( laghi, deposizione per decantazione)
• Desertico (deserti, correnti eoliche dominanti)
30
Ambienti sedimentari costieri
Sono:
•
•
•
•
•
Deltizi (i fiumi si immettono nei laghi o nel mare)
Laguna (moto ondoso; localmente correnti fluviali e tidali o di marea)
Piana di marea (correnti di marea prevalenti)
Estuario (interazione tra correnti fluviali e correnti di marea)
Aperto o di spiaggia (moto ondoso e correnti litorali prevalenti)
Ambienti sedimentari marini
Sono:
•
Di piattaforma continentale o neritico (correnti litorali, correnti iperpicnali, correnti di
tempesta)
• Di mare profondo pelagico (sedimentazione prevalente per decantazione; localmente
precipitazione di sali metallici in condizioni idrotermali o correnti torbide non legate a
margini continentali; rielaborazione dei sedimenti ad opera delle correnti oceaniche di
fondo)
torbiditico (sedimentazione da correnti torbide legate a margini continentali; spesso i depositi
sono rielaborati dalle correnti oceaniche di fondo)
• Di piattaforma carbonatica e scogliera organogena (accumulo di spoglie organogene e/o
costruzione attiva per opera di organismi viventi)
Ambienti sedimentari clastici
Gli ambienti sedimentari clastici sono quelli in cui prevalgono i sedimenti clastici e comprendono
glia ambienti alluvionali, desertici, lacustri e glaciali continentali, nonché gli ambienti litorali di
transizione tra gli ambienti continentali e marini: delta, spiagge e piane di marea. Gli ambienti
sedimentari clastici comprendono anche gli ambienti marini. I sedimenti di questi ambienti sono
detti sedimenti terrigeni, per indicare che la loro origine è sulle terre emerse.
Ambienti sedimentari chimici e biochimici
Gli ambienti sedimentari chimici e biochimici sono quelli caratterizzati da precipitazione chimica e
biochimica. Molto spesso contengono piccole quantità di sedimenti clastici che, se abbondanti,
possono diluire sedimenti chimici o modificare i processi sedimentari chimici.
Di gran lunga più abbondante sono gli ambienti carbonatici, ambienti marini in cui il principale
sedimento è il carbonato di calcio di origine prevalentemente biochimica.
Eccettuati quelli dei fondi oceanici, glia ambienti carbonatici sono presenti nelle più calde regioni
tropicali o subtropicali, dove le condizioni chimiche sono favorevoli alla precipitazione del
carbonato di calcio.
Gli ambienti sedimentari evaporatici marini sono caratterizzati dall’accumulo di sali precipitai
dall’acqua di mare per evaporazione. Di solito il minerale che precipita per primo nelle evaporati
marine è il carbonato di calcio; con il proseguire dell’evaporazione, precipita il gesso seguito dalla
cristallizzazione del salgemma.
Gli ambienti sedimentari silicei sono ambienti di mare profondo che devo il loro nome ai resti di
gusci silicei ivi depositati.
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Diagenesi e litificazione
Si indicano con il termine diagenesi tutte le modificazioni postdeposizionali delle proprietà di un
sedimento o di una roccia sedimentaria, quali la composizione mineralogica e il volume dei vuoti
fra granuli. La diagenesi comincia appena termina la deposizione e prosegue finché il sedimento o
la roccia sedimentaria viene esposta alla degradazione meteorica o subisce metamorfismo ad
opera del calore e della pressione. I processi litologici che danno luogo alla diagenesi sono detti
diagenetici.
La cementazione è il processo di litificazione in cui alcuni minerali precipitano chimicamente negli
interstizi (pori) dei sedimenti, spesso saldando fra lori i granuli. Essa determina una diminuzione
della porosità, la percentuale relativa del volume di una roccia che è occupata da pori interposti
fra i granuli. La cementazione determina anche la litificazione.
La litificazione è l’insieme dei processi diagenetici che trasformano indurendolo un sedimento in
una roccia sedimentaria.
La principale modificazione fisica che interviene nel corso della diagenesi è il costipamento, una
diminuzione della porosità che si produce quando i granuli si avvicinano l’uno all’latro per effetto
del peso dei sedimenti sovrastanti.
Mentre le sabbie si addensano già piuttosto bene durante la deposizione e quindi in esse il
costipamento non ha grandi effetti, i fanghi appena depositati sono molto porosi con molta acqua
negli interstizi e, di conseguenza, i fanghi subiscono un notevole costipamento.
Il costipamento è accompagnato spesso dalla precipitazione dei materiali cementati.
Le modificazioni chimico-fisiche che si producono durante la diagenesi sono causate la
seppellimento; quando un sedimento viene sepolto, viene sottoposto a temperature sempre più
alte all’aumentare della profondità. Un’altra fattore che causa la diagenesi è l’aumento della
pressione al crescere della profondità di seppellimento. Questa pressione, tra l’altro è responsabile
del costipamento dei sedimenti.
Cemento e matrice
Le rocce terrigene derivano, come tutte le rocce sedimentarie, dalla litificazione di sedimenti
incoerenti. Oltre alla componente detritica, in esse si possono riconoscere una componente
autigena, data dal cemento, ed una allotigena costituita dalla matrice. La matrice è un materiale
di granulometria più fine di quella dei granuli, che riempie più o meno completamente gli spazi
intergranulari; può anche differire in composizione rispetto ai granuli, dai quali si distingue
essenzialmente in termini granulometrici (cioè tessiturali). Il cemento (quarzo, opale, calcite,
gesso, barite, siderite ecc.) sovente ha la stessa composizione chimica della frazione clastica.
32
Tessitura e Strutture sedimentarie
La tessitura è il modo di organizzarsi dei granuli nello spazio e dipende dalle loro dimensioni e
forma. Se i granuli sono a contatto tra loro costituiscono uno scheletro o impalcatura che si
sostiene da sé, indipendentemente dalla presenza di materiali intergranulari (tessitura granulosostenuta). Ciò che varia è l’orientamento nello spazio degli elementi e il modo con cui essi
vengono a contatto, talora, fino a indentarsi o compenetrarsi, soprattutto per processi postdeposizionali. I pori di una roccia a tessitura granulo-sostenuta possono essere più o meno
completamente occlusa da materiale detritico più fine di deposizione contemporanea o
penecontemporanea (matrice) o anche, e talora soltanto, da precipitati chimici (cementi).Nei
depositi silicoclastici e in molti depositi carbonatici se la sedimentazione si verifica a causa di un
processo di trasporto in massa (esempio correnti di torbida, colate di fango) la percentuale di
matrice può essere alta, tanto che i granuli non sono più in contatto tra loro ma immersi nella
matrice (tessiture fango-sostenute). In questo caso un sedimento si dice tessituralmente
immaturo. Quando infine la frazione fangosa è totalmente prevalente si dice che le rocce hanno
una tessitura.
33
Granulometria
Gli elementi granulari, oltre che per la loro natura mineralogica, sono distinti in base alle loro
dimensioni; una classificazione granulometrica, basata sulle dimensioni (diametro medio) dei
granuli, molto usata è quella di Udden-Wentworth. La taglia dei granuli di una roccia è la proprietà
tessiturale più importante per la classificazione delle rocce particellari.
Assortimento granulometrica
La distribuzione della taglia, cioè il grado di selezionamento dei granuli (sorting) viene stabilito
sulla base di istogrammi della distribuzione della taglia dei granuli. Spesso si visualizzano usando
carte come quelle riprodotte nella figura allegata. Questo parametro è utilizzato per determinare
la maturità tessiturale.
34
Classificazione delle rocce sedimentarie
Le principali categoria sono quella clastica e quella chimica – biochimica. I sedimenti clastici e le
rocce sedimentarie clastiche vengono classificati secondo le dimensioni delle loro particelle. I
sedimenti chimici – biochimici e le rocce sedimentarie chimiche vengono classificate in base alle
sostanze chimiche presenti nelle soluzioni da cui si originano.
In base all’origine
•
Particellari o terrigene
Si ottengono attraverso processi di trasporto, erosione e sedimentazione
•
Cristalline (chimiche)
Si ottengono attraverso precipitazione di sale (evaporitche)
•
Biocostruite
Con organismi in posizione di vita (fisiologica)
•
Residuali
Si ottengono attraverso alterazione chimico – fisica di rocce antiche
Modo per classificare le particellari
Granulometria e tipo di composizione
Modo per classificare le cristalline
Chimismo (composizione solfatica – gesso; carbonatica – calcite)
Modo per classificare le biocostruite
In base al carattere biologico
Modo per classificare le residuali
In base al tipo di roccia da cui provengono
35
Sedimenti clastici e rocce sedimentarie clastiche
I sedimenti clastici e le rocce sedimentarie clastiche vengono classificate sulla base delle loro
tessiture, principalmente sulla base delle dimensioni dei granuli, ossia della loro granulometria.
Vengono divisi in:
sedimenti/rocce a granulometria grossolana: ghiaia
i loro equivalenti litificati, i conglomerati > 2mm
Costituiti in prevalenza da ciottoli di varie dimensioni. Questi clasti grossolani indicano che la
sedimentazione è avvenuta per opera di correnti fluviali che scorrevano a elevata velocità sulle
pendici di rilievi montuosi o per il frangersi violento di onde su un’alta costa rocciosa.
sedimenti/rocce a granulometria media: sabbie
i loro equivalenti litificati, le arenarie < 2 mm
Questi sedimenti sono trasportati da correnti con velocità moderata, come quelle dei fiumi, delle
onde sui litorali e dei venti che trasportano sabbia accumulandola in dune.
sedimenti/rocce a granulometria fine: silt
i loro equivalenti litificati, siltiti 0,062 mm
argille e fanghi
i loro equivalenti litificati le argilliti 0,0039 mm
Queste particelle fini indicano che la sedimentazione è avvenuta in acque calme che hanno
permesso alle particelle più fini di sedimentare sul fondo sottoforma di strati di silt e di fango.
Ghiaie e conglomerati
I ciottoletti, i ciottoli grossolani o i massi sono i principali costituenti dei sedimenti a granulometria
più grossa, le ghiaie e dei loro equivalenti litificati, i conglomerati. Sono relativamente pochi gli
ambienti in cui le correnti possiedono velocità tanto alta da trasportare i ciottoli: i torrenti
montani, le spiagge con forte moto ondoso e le acque di fusione dei ghiacciai. Le correnti con
velocità elevata trasportano anche sabbie, e quasi sempre, si trova sabbia fra i ciottoli. A
differenza dei conglomerati alcune rocce clastiche a grana grossa contengono frammenti spigolosi,
acuminati, che presentano scarsi segni di abrasione o non li presentano affatto. Sono dette brecce
sedimentarie. L ebracce sedimentarie si trovano in depositi vicini alla area – sorgente, dove i
sedimenti sono stati depositati prima di essere trasportati a grande distanza.
Sabbie ed arenarie
Le particelle di sabbia sono abbastanza grandi da poter essere osservate ad occhio nudo, mentre
molte delle loro caratteristiche si possono distinguere facilmente già con una comune lente con
modesti ingrandimenti. Le particelle di sabbia possono essere fini, medie o grossolane. Se le
dimensioni di tutti i granuli sono vicino alle dimensioni medie, la sabbia è ben classata. Se le
dimensioni di molti granuli sono molto maggiori o molto minori delle dimensioni medie, la sabbia è
mediocremente classata. Il grado di classazione può aiutare a distinguere tra sabbie di spiaggia
(ben classata) e sabbie miste a fango depositate dai ghiacciai (mediocremente classate).
I granuli spigolosi implicano brevi distanze di trasporto; quelli arrotondati indicano lunghi tragitti
lungo un grande sistema fluviale. I granuli di sabbia si arrotondano anche quando vengono
continuamente spostati avanti ed indietro dalle onde sulle spiagge. Dalla mineralogia delle sabbie
e delle arenarie si riesce a dedurre la natura dell’area di origine (area – sporgente) che fu erosa
per dare luogo alla formazione dei granuli di sabbia. Inoltre si possono tenere informazioni su
fattori, come il clima, che influenzano la degradazione meteorica nell’area d’origine. Le arenarie
vengono classificate in alcuni gruppi principali sulla base della loro mineralogia e della loro
tessitura. Alcune, dette quarzoareniti, sono costituite quasi esclusivamente da granuli di quarzo, di
solito ben classati ed arrotondati. Queste sabbie di quarzo puro derivano da un’intensa
degradazione meteorica. Un altro gruppo di arenarie, dette arcose, contengono più del 25% di
feldspati; i granuli tendono ad essere scarsamente arrotondati e meno classati rispetto alle
arenarie di quarzo puro.
36
Fanghi, silt, argilliti e siltiti
Il termine fango designa un sedimento clastico in cui la maggior parte delle particelle ha un
diametro minore di 0,062 mm.
Il silt è un sedimento clastico in cui la maggior parte dei granuli ha un diametro di 0,0039 – 0,062
mm.
Le particelle delle tipiche argille hanno invece un diametro minore di 0,0039 mm. Gli equivalenti
litificati dei fanghi sono le argilliti.
Le rocce costituite esclusivamente da particele delle dimensioni delle argille sono dette rocce
argillose. L’equivalente litificato dei silt sono le siltiti che, di solito, hanno un aspetto simile a
quello delle argilliti, ma possono presentare affinità con un’arenaria a grana molto fine.
Sedimenti chimici – biochimici e rocce chimiche – biochimiche
I sedimenti chimici – biochimici e le rocce sedimentarie chimiche vengono classificate in base alla
loro composizione chimica. Gli elementi più abbondanti sono:
•
•
•
•
•
•
•
•
Il cloro (sottoforma di cloruro)
Il sodio
Il potassio
Il calcio
Il magnesio
Lo zolfo (sottoforma di sofalto)
Il carbonato
Silice e fosforo (presenti in quantità minori nell’acqua di mare).
Più abbondanti sono i sedimenti carbonatici e le rocce sedimentarie carbonatiche, composte da
carbonato di calcio o da carbonato di calcio e magnesio.
I sedimenti evaporatici e le rocce sedimentarie evaporitche si depositano per precipitazione
inorganica causata dall’evaporazione dell’acqua di mare e contengono minerali formati dalla
cristallizzazione del cloruro di sodio, del solfato di calcio e di altre combinazione degli ioni presenti
nell’acqua di mare.
Gli altri sedimenti chimici e rocce sedimentarie chimiche comprendono le formazioni ferrifere
(ossidi, silicati e carbonati di ferro) e le fosforiti.
Il carbon fossile, una roccia sedimentaria ricca di carbone organico, è classificato come una roccia
sedimentaria organogena.
Calcari e dolomie
Le rocce sedimentarie biochimiche più diffuse sono i calcari, costituiti principalmente da carbonato
di calcio. I calcari sono sedimenti cartonatici litificati, formati da gusci di organismi morti. Oltre
alla calcite, la maggior parte dei sedimenti carbonatici contengono aragonite, una forma di
carbonato di calcio meno stabile. Altre rocce carbonati che abbondanti sono le dolomie, costituite
dal minerale dolomite, composto da carbonato di calcio e magnesio.
I gusci di calcite di foraminiferi, organismi unicellulari che vivono nelle acque superficiali, si
depositano sul fondo oceanico quando gli organismi muoiono e vi si accumulano come sedimenti.
Le scogliere coralline nei mari caldi sono costruite con gli scheletri carbonatici di milioni di coralli
coloniali. Il carbonato di calcio dei coralli e di altri organismi marini, forma una struttura rigida
resistente alle onde, un sostegno cementato di calcare solido, costruito fino a superare appena il
livello del mare. Sopra e attorno a queste scogliere vivono centinaia di specie di altri organismi
secernenti carbonati. Secernano carbonato anche le alghe marine, organismi unicellulari che si
accrescono su tratti di scogliera e in altri ambienti carbonatici.
37
Evaporiti
I salgemma e il gesso sono il principali componenti delle evaporiti marini, i sedimenti chimici e le
rocce sedimentarie chimiche formate dall’evaporazione dell’acqua del mare. Quando l’acqua del
mare evapora diventando via via più concentrata, i composti chimici disciolti in essa cristallizzano
in minerali secondo una precisa successione: alcuni di essi come precipitati primari (come i
salgemma), mentre latri (come la dolomite) come prodotto di una reazione diagenetica. Man
manco che gli ioni disciolti precipitano per formare ciascuno di questi minerali, cambia la
composizione dell’acqua di mare che sta evaporando. I precipitati che si formano per primi quando
l’acqua di mare sta evaporando sono i carbonati, prima la sola calcite, poi la dolomite per reazione
diagenetica. Con il proseguire dell’evaporazione precipita il gesso; a questo punto nell’acqua, non
sono più presenti ioni di carbonato. Dopo un ulteriore evaporazione, comincia a formarsi il
salgemma. Negli stadi finali dell’evaporazione. Dopo che è scomparso il cloruro di sodio,
precipitano anche i cloruri e i solfati di magnesio e di potassio , tutti sali molto solubili. La maggior
parte degli evaporiti della Terre consistano in spesse sequenze di dolomite, gesso e salgemma.
Selci
La selce è una roccia sedimentaria formata da silice precipita chimicamente o biochimicamente.
Nelle maggior parti delle selci la silice è sottoforma di quarzo a grana cristallina estremamente
fine; alcune selci geologicamente giovani sono costituite da opale, un a forma di silice cristallizzata
molto bene. Parte dei sedimenti silicei sono precipitati biochimicamente , secreti sottoforma di
gusci da organismi marini; alla loro morte, questi organismi si depositano sul fondo oceanico,
dove i loro gusci si accumulano in strati di sedimenti silicei che, sepolti da sedimenti successivi,
vengono cementati nel corso della diagenesi per formare la selce.
Stratificazione e strutture sedimentarie
I sedimenti e le rocce sedimentarie presentano vari ti pi di stratificazione. La maggior parte della
stratificazione è orizzontale, ma vi sono alcune eccezioni. Un tipo di stratificazione non orizzontale,
detta stratificazione a festoni, consiste in un insieme di strati di piccolo spessore con angolo di
inclinazione fino a 35° rispetto all’orizzontale. La stratificazione gradata è una formazione
caratterizzata dalla diminuzione graduale, dal basso verso l’alto, delle dimensioni dei granuli in
ciascuno strato, da granuli grossolani alla base e granuli fini alla sommità. La gradazione
rispecchia una diminuzione della velocità della corrente. Tutti i tipi di stratificazione e varie altre
forme prodotte nel processo di sedimentazione sono detti collettivamente strutture sedimentarie.
I ripples sono strutture sedimentarie comune sia nelle sabbie recenti sia nelle arenarie antiche: si
tratta di sottili e lunghe increspature alte uno o due centimetri, separate da avvallamenti poco più
ampi.
In un processo detto bioturbazione, organismi scavano gallerie attraverso le sabbie ed i fanghi,
ingerendo sedimento per assorbirne le particelle di sostanza organica che esso contiene e
lasciandosi dietro il sedimento rimaneggiato che riempie la galleria.
Un’altra caratteristica importante delle rocce sedimentarie è rappresentata dalle sequenze
sedimentarie, costituite da un’alternanza di arenarie, argilliti e altri tipi di rocce sedimentarie.
38
Rocce metamorfiche
Le rocce metamorfiche sono prodotte da trasformazioni mineralogiche e tessiturali di tutte i tipi di
rocce sotto l’influenza di alte temperature e pressioni che agiscono all’interno della Terra. Le rocce
vengono metamorfosate da temperature abbastanza elevate da indurre nelle rocce trasformazioni
allo stato solido per ricristallizzazione e reazioni chimiche. Le rocce metamorfosate possono subire
variazioni nella mineralogia, nella tessitura e nella composizione chimica. Nel caso in cui alte
pressioni e temperature agiscano su ampie regioni, le rocce sono soggette a metamorfismo
regionale. Se le alte temperature sono limitate ai margini di intrusioni ignee, le rocce attorno
all’intrusione e in contatto con essa vengono trasformate dal metamorfismo di contatto.
Molte rocce che hanno subito metamorfismo regionale, come gli scisti, si riconoscono per la loro
foliazione, consistente nella presenza di superfici ondulate o piane prodotte nella roccia dalla
deformazione che determina la formazione di pieghe. I silicati sono i più abbondanti minerali delle
rocce metamorfiche essendo trasformazioni di altre rocce ricche di silicati. Minerali tipici delle
rocce metamorfiche , sono i quarzo i feldspati, le miche, i pirosseni e gli anfiboli, gli stessi tipi di
silicati che sono caratteristici delle rocce ignee.
Facies metamorfiche
Il termine facies descrive le caratteristiche litologiche, paleontologiche e petrografiche di una
roccia. Ciascuna facies, oltre a raggruppare rocce formate in un certo intervallo di temperatura e
pressione, è un insieme di caratteri litologici e strutturali di una roccia, in quanto dipende
dall'ambiente in cui la roccia si è formata.
Si distinguono 5 grandi gruppi:
•
•
•
•
•
Scisti verdi: basse temperature (100°C) e basse pressioni
Scisti blu: basse temperature e pressioni medio-alte
Anfiboliti: medie temperature (500°-700°C) e pressioni medio-basse
Eclogiti: medie temperature e alte pressioni
Granuliti: alte temperature (800°-900°C) e medie pressioni
Alcune roccie metamorfiche vengono impiegate come materiale da costruzione. Fra le più comuni
vi sono: il marmo, la cui resistenza all'usura dipende dalla provenienza, l'ardesia, resistente agli
agenti atmosferici e facilmente divisibile in lastre.
Marmo
Il marmo è una roccia metamorfica composta prevalentemente di carbonato di calcio. Il marmo si
forma attraverso un processo metamorfico da rocce sedimentarie, quali il calcare o la dolomite
(roccia), che provoca una completa ricristallizazione del carbonato di calcio di cui sono in
prevalenza composte e danno luogo ad un mosaico di cristalli di calcite o di dolomite (minerale). L'
azione combinata della temperatura e la pressione, durante la trasformazione della roccia
sedimentaria in marmo, porta alla progressiva obliterazione delle strutture e tessiture
originariamente presenti nella roccia, con la conseguente distruzione di qualsiasi fossile o
stratificazione sedimentaria presenti nella roccia originaria. Il colore del marmo dipende dalla
presenza di impurità minerali (argilla, limo, sabbia, ossidi di ferro, noduli di selce), esistenti in
granuli o in strati all'interno della roccia sedimentaria originaria. Nel corso del processo
metamorfico tali impurità vengono spostate e ricristallizzate a causa della pressione e del calore. I
marmi bianchi sono invece esito della metamorfizzazione di rocce calcaree prive di impurità.
Ardesia
L'ardesia è un particolare tipo di roccia metamorfica allotigena. Frutto della sedimentazione
progressiva di un limo finissimo dovuto alla frammentazione di rilievi, e caratterizzata da
particolare resistenza agli agenti atmosferici, è facilmente divisibile in lastre.
39
Il ciclo delle rocce
I tre grandi gruppi di rocce sono legati dal ciclo delle rocce, o ciclo litogenetico, u processo
circolare in cui ciascun tipo di roccia si forma a partire dagli altri.
Possiamo iniziare il ciclo con le rocce ignee , che si possono formare per cristallizzazione a partire
da un magma posto in profondità all’interno della Terra. Il magma si forma per fusione di rocce
preesistenti di qualsiasi tipo: questo evento è detto episodio plutonico. La fusione distrugge tutti i
minerali delle rocce preesistenti, omogeneizzando i loro elementi chimici nel liquido caldo che ne
risulta. Si origina una nuova roccia ignea quando il magma si raffredda e si formano nuovi
minerali per cristallizzazione del fuso. Le rocce ignee che si formano durante questi eventi
vengono poi sollevate per formare alte catene montuose. Il sollevamento che avviene in
corrispondenza di alcuni margini delle placche, accompagnato da corrugamento e deformazione
della crosta, fa parte del processo di deformazione della crosta e formazione delle catene
montuose noto come orogenesi. Dopo il sollevamento, le rocce della crosta terrestre che si
trovano al di sopra delle rocce ignee sollevate, vengono gradualmente degradate dagli eventi
atmosferici, erose e asportate, finché le rocce ignee vengono esposte sulla superfici e terrestre. A
questo punto, in un ambiente freddo e umido, lontano dal loro luogo d’origine nel caldo interno
della Terra, anche le rocce ignee vengono degradate dagli agenti atmosferici e alcuni dei loro
minerali si trasformano in altri. I detriti delle rocce, costituiti da minerali alterati e inalterati, e le
sostanze disciolte prodotte dalla degradazione meteorica, vengono trasportati dai fiumi al mare,
dove si depositano sottoforma di strati di sabbia, fango e altri sedimenti. Quando questi sedimenti
depositati in mare vengono sepolti da successivi strati di sedimenti, litificato gradualmente
trasformandosi in rocce sedimentarie. Il seppellimento è accompagnato da subsidenza, un
abbassamento della crosta terrestre causato in parte dal peso stesso dei sedimenti depositati. Con
il procedere della subsidenza, si accumulano altri strati sedimentari. Quando le rocce sedimentarie
ormai litificate vengo seppellite a maggiore profondità, si riscaldano; se la temperatura supera i
300°C, i minerali delle rocce cominciano a trasformarsi in nuovi tipi di minerali che sono più stabili
alle alte temperature e pressioni presenti nella parte più profonda della crosta. Questo è i
processo del metamorfismo, che trasforma le rocce sedimentarie in rocce metamorfiche.
Sottoposte ad ulteriore riscaldamento, le rocce possono fondere, formando un nuovo magma da
cui cristallizzano rocce ignee, avviando di nuovo il ciclo.
40
Ciclo Geochimico
Il ciclo geochimico è la circolazione degli elementi sulla terra. Un tipico esempio è dato dal Ciclo
geochimico del Sodio. Il sodio (Na) viene asportato dalle rocce e trasportato al mare in soluzione
o in sospensione (fiumi e vento). Ivi si depositerà per precipitazione chimica (ad es. formando
NaCl) e incorporato nel sedimento entra a far parte del ciclo litologico. Il sodio portato dal vento,
in gran parte nella schiuma marina, può ritornare sulla terraferma per aggiungersi alle rocce
originarie o per disperdersi nei sedimenti. Il Ciclo dell’Ossigeno, qui illustrato, è tra quelli più
studiati.
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Principi di stratigrafia: la stratificazione
La stratificazione è la disposizione a strati tipica delle rocce sedimentarie.
Il primo principio, detto principio dell’orizzontalità originaria, stabilisce che i sedimenti vengono
depositati come strati sostanzialmente orizzontali.
Se si trova una sequenza di strati di roccia sedimentaria che sono stai piegati o inclinati, se ne
deduce che le rocce sono state deformate da sforzi tettonici dopo che i sedimenti da cui derivano
sono stati depositati.
Il secondo principio, detto principio di sovrapposizione, stabilisce che ogni strato di roccia
sedimentaria in una sequenza non perturbata da processi tettonici è più giovane di quello
sottostante e più antico di quello sovrastante e uno strato più giovani non può scivolare al di sotto
di quello che è già stato depositato.
Questi due principi della stratigrafia, la branca della geologia che studia la successione cronologia
delle rocce nella crosta terrestre, permettono di considerare un insieme verticale di strati, detto
successione stratigrafica, come registrazione cronologica della storia geologica di una regione.
Ci sono però numerose complicazioni che impediscono di misurare con qualche precisione il tempo
assoluto basandosi sulla stratigrafia.
In primo luogo, i sedimenti non si accumulano a velocità costante in un dato ambiente
sedimentario, inoltre la velocità con cui si deposita un sedimento, varia ampiamente a seconda dei
differenti ambienti sedimentari.
In secondo luogo, tra le testimonianze fornite dalle rocce non vi è alcuna indicazione di quanti anni
sia no trascorsi tra due periodi successivi di deposizione.
Nel corso della storia della Terra, in vari luoghi, sono trascorsi lunghi intervalli di tempo, a volte
della durata di milioni di anni, durante i quali non si è depositato alcun sedimento. In altri luoghi e
in altri tempi, invece, le rocce sedimentarie possono essere state asportate dall’erosione.
La chiave per individuare gli intervalli di tempo mancanti e per correlare le età delle rocce in
differenti località geografiche sta nella presenza di fossili.
Indipendentemente dalla localizzazione di ogni nuovo affioramento, si può identificare la posizione
stratigrafica di ciascuno strato in base alle associazioni di fossili che si rinvengono. Questa
distribuzione stratigrafica dei fossili è oggi nota e ampiamente impiegata come successione
faunustica. Questo modo può essere usato per correlare rocce appartenenti ad ogni affioramento.
In ogni affioramento si possono così identificare una o più formazioni distinte. Una formazione è
costituita da una serie di strati che ha dovunque all’incirca le stesse caratteristiche fisiche (litologia)
e contiene le stesse associazione di fossili.
Il segno del tempo mancante
Nel correlare sequenze di formazioni, spesso i geologi trovano località in cui manca una
formazione, o perché non vi è mai stata depositata, oppure perché asportata dall’erosione prima
che si depositassero gli strati successivi.
La superficie lungo la quale vengono a contatto le due formazioni esistenti è detta discordanza
stratigrafica, o discontinuità stratigrafica: una superficie fra due strati o due pacchi di strati che non
si sono depositati in una sequenza continua. In molte sequenze può formarsi una discordanza
quando la sedimentazione riprende dopo che un pacco di strati sono stai piegati da processi
tettonici e poi modellati e tagliati dall’erosione fino al formarsi di una superficie suborizzontale più o
meno uniforme; in tale situazione la serie successiva si depone al di sopra della superficie di
erosione in strati orizzontali.
La discordanza angolare che ne risulta è una superficie di erosione che separa due insieme di strati
i cui piani di stratificazione non sono paralleli fra loro, ma formano angoli anche vistosi.
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Deformazione delle rocce: elementi di tettonica
Le pieghe e le faglie sono le forme più comuni di deformazione che costituiscono la crosta terrestre.
Le forze tettoniche possono anche fratturare una formazione rocciosa e provocare lo scivolamento,
ossia lo spostamento relativo delle due parti lungo piani paralleli: in questo caso si tratta di una
faglia.
Una fonte fondamentale di informazione è costituita dall’affioramento, dove la roccia in posto è
esposta e non è celata dal suolo o da coperture di detriti.
Spesso le rocce piegate, possono essere parzialmente esposte in un affioramento e presentarsi
soltanto come uno strato inclinato.
La direzione di uno strato è la direzione della retta orizzontale che risulta dall’intersezione del piano
dello strato con un piano orizzontale; essa è determinata dall’angolo azimutale che detta
intersezione forma con la direzione del nord.
L’inclinazione o pendenza di uno strato è l’angolo zenitale formato dalla retta di massima pendenza
del piano dello strato orizzontale.
La retta di massima pendenza del piano dello strato, detta immersione dello strato, è
perpendicolare alla direzione dello strato e definisce la direzione verso cui lo strato “immerge”,
ossia affonda entro terra; è definita dall’angola azimutale.
Per poter ricostruire le forme originarie degli strati di roccia , anche quando l’erosione ne ha
asportato delle parti, occorre partire dall’osservazione degli strati sedimentari, tenendo presente
che, in origine, si devono essere depositati sottoforma di strati orizzontale sul fondo del mare. Se
oggi gli strati risultano inclinati, questa inclinazione viene considerata come prova del fatto che
eventi successivi hanno costretto le rocce a inclinarsi o piegarsi.
I dati relativi all’inclinazione delle formazioni ci consentono poi di costruire una sezione geologica
lungo un piano verticale perpendicolare.
Come si deformano le rocce
Le rocce possono essere piegate dalle forze tettoniche o fratturate lungo le faglie. Le forze
tettoniche possono essere di tre tipi:
•
•
•
forze di compressione, che tendono a schiacciare e accorciare un corpo
forze di distensione, che tendono ad allungare un corpo e ad assottigliarlo
forze di taglio, che tendono a deformare un corpo in modo che una parte scorra rispetto alla
parte opposta
Struttura di taglio
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Se per esempio uno strato di un particolare marmo fosse soggetto a forze tettoniche in prossimità
della superficie terrestre, tenderebbe a deformarsi per fatturazione e fagliazione; ma a una
profondità maggiore di alcuni chilometri si comporterebbe come un materiale plastico e
cambierebbe forma deformandosi gradualmente. Se si riscaldano le rocce mentre si applica una
forza esterna, la deformazione plastica avviene più rapidamente. Quindi le rocce, come la maggior
parte dei solidi, si possono classificare come fragili oppure duttili, in base al loro modo di
deformazione quando vengono sotto poste a forze esterne. Al crescere della forza applicata un
materia fragile subisce una piccola deformazione finche non si rompe all’improvviso; i materiali
duttili invece subiscono una deformazione plastica regolare e continua.
La roccia può essere fragile a piccole profondità nella crosta terrestre e duttile a grandi profondità.
Ciò può variare da un tipo di roccia ad un altro.
Quindi le pieghe e le fratture sono manifestazioni delle deformazioni, e forniscono indizi per
comprendere il più vasto sistema di forze che deriva dalla tettonica delle placche.
Pieghe
Il termine piega, implica che una struttura che originariamente era piana, come uno strato
sedimentario, si è incurvata. Le deformazioni possono essere prodotte da forze verticali o da forze
orizzontali che agiscono nella crosta terrestre.
Il piegamento è una deformazione comune nelle rocce stratificate e si manifesta tipicamente nelle
catene montuose. Il piegamento può essere debole o forte, secondo l’intensità delle forze applicate,
l’intervallo di tempo durante il quale sono applicate e la capacità degli strati di resistere alla
deformazione.
Le pieghe convesse verso l’alto sono dette anticlinali, mentre le pieghe convesse verso il basso
sono dette sinclinali.
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I due lati di una piega sono detti fianchi. La superficie assiale è una superficie che divide una piega
in due parti quanto più possibile simmetriche, con un fianco su ciascun lato della superficie.
La linea determinata dall’intersezione della superficie assiale con gli strati è detta asse della piega.
Se l’asse di una piega non è orizzontale, la piega e detta piega immergente.
Non tutte le pieghe hanno una superficie assiale verticale, con i fianchi inclinati simmetricamente
rispetto a tale superficie: al crescere degli sforzi orizzontali le pieghe possono essere costrette ad
assumere forme asimmetriche, con un fianco inclinato più dell’altro. Quando la deformazione è
intensa e un fianco si è inclinato oltre la verticale, la piega è detta piega rovesciata. Entrambi i
fianchi di una piega rovesciata sono inclinati nella stessa direzione, ma l’ordine degli strati nel
fianco inferiore è esattamente l’inverso della loro sequenza originaria: le rocce più antiche
sovrastano le rocce più giovani.
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