1
PIEGHE
ACQUA
O2
CO2
ORGANISMI
TEMPERATURA
PRESSIONE
VENTO
dovute a
dovuta a
FAGLIE
MAGMATICHE
si deformano con
TRASFORMAZIONI
CHIMICHE
subiscono
ROCCE
DEGRADAZIONE
FISICA
classificate in base
alla genesi in
SEDIMENTARIE
METAMORFICHE
MINERALI
CICLO
LITOGENICO
costituita da
caratterizzata da
TERRA
SOLIDA
CALORE INTERNO
che provoca
CICLI CONVETTIVI
provocano
FENOMENI
VULCANICI
determinano il
movimento delle
suddivisa in
CROSTA
LITOSFERA
MANTELLO
ASTENOSFERA
MESOSFERA
NUCLEO
FENOMENI
SISMICI
responsabili di
PLACCHE
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LA LITOSFERA
si trasformano
dando origine
al
2
COMPOSIZIONE DELLA TERRA SOLIDA: MINERALI E ROCCE
Delle tre sfere che costituiscono la parte abiotica dell’ambiente Terra quella che ci è più familiare è la
LITOSFERA, solida e posta sotto alle due sfere fluide: l’atmosfera e l’idrosfera. Essa è costituita pa una
parte interna rigida, il mantello e da una parte esterna leggera e più sottile detta crosta terrestre su cui noi
ci muoviamo, edifichiamo città, ponti, strade e di cui utilizziamo le materie prime. La crosta terrestre è
formata per il 98,6% da 8 elementi chimici ovvero su 1 000 grammi di crosta 986 g sono formati da solo
8 elementi mentre i restanti 14 g sono formati dagli altri 80 elementi esistenti in natura.
40
Fig. 1 – Abbondanza percentuale degli
elementi sulla crosta terrestre.
30
20
10
0
O
Si
Al
Fe
Ca
Mg Na
K altri
La litosfera è costituita dalle rocce che a loro volta sono costituite da minerali. La differenza fondamentale
tra rocce e minerali è che le rocce sono miscugli eterogenei in fase solida mentre i minerali sono dei
composti ovvero delle sostanze pure.
Una roccia è un miscuglio eterogeneo di due o più minerali (solo le rocce calcaree sono costituite da un
solo tipo di minerale il carbonato di calcio CaCO3). Non si possono rappresentare, come i minerali, con
una formula chimica. Una roccia potrà essere definita solo dai valori percentuali dei minerali che la
compongono.
Se si osserva invece una roccia, con l’aiuto di una lente d’ingrandimento, si osserva che essa è costituita
generalmente da particelle di forma, dimensione, colore diversi, tutte aggregate insieme: tali particelle sono
minerali, per cui si dice che le rocce sono aggregati naturali di minerali diversi.
Identificare minerali e rocce è importante perché ogni roccia è in grado di raccontare un po’ della storia della
Terra.
I MINERALI
1. DEFINIZIONE E CARATTERISTICHE
Un MINERALE è un solido cristallino di composizione chimica ben definita e di origine naturale
Cerchiamo di capire meglio la definizione.
• Un minerale è un solido cristallino in quanto le particelle che lo costituiscono occupano posizioni
fisse ed ordinate tanto da definire un cristallo avente una forma esterna ben definita detta abito
cristallino e con una caratteristica temperatura di fusione – al contrario dei solidi amorfi nei quali le
particelle sono disposte in modo più disordinato e non hanno una ben definita temperatura di fusione.
La forma esterna del cristallo rispecchia il preciso ordine geometrico con cui sono disposte le particelle
che costituiscono il minerale. L’unità fondamentale del cristallo prende il nome di cella elementare,
che si ripete all’infinito nello spazio creando una complessa struttura tridimensionale che prende il
nome di reticolo cristallino.
a
Fig. 2 – a) rappresentazione schematica della
cella elementare del salgemma ( cloruro di
sodio NaCl): gli atomi di sodio sono colorati in
rosso e quelli di cloro in verde;
b) rappresentazione schematica della struttura
ideale di un cristallo di salgemma con il suo
classico reticolo a forma cubica
b
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LA LITOSFERA
3
Un solido può essere così classificato:
Le particelle che lo costituiscono occupano posizioni
fisse ed ordinate del reticolo tanto da definire cristallo
un corpo solido che si presenta in natura in forma
poliedrica ben definita e variabile da specie a specie,
modellatasi spontaneamente in conseguenza alla
struttura chimica della sostanza che lo costituisce.
Hanno una ben definita temperatura di fusione Tf.
CRISTALLINO
SOLIDO
Le particelle che lo costituiscono sono disposte in
modo
casuale e non ordinato. Non hanno
temperatura di fusione ben definita ma fondono
entro un intervallo di temperature ∆Tf.
AMORFO
E’ per questo importante specificare che i minerali sono solidi cristallini per distinguerli dai solidi amorfi.
• Un minerale ha una composizione chimica ben definita ovvero è rappresentabile con una
formula chimica che indica esattamente il numero e il tipo di atomi che lo compongono. Questo è il
primo criterio per distinguere un minerale da una roccia: es carbonato di calcio CaCO3, ortosilicato di
calcio Ca2SiO4, solfato di calcio CaSO4, ecc.
La determinazione della composizione chimica dei minerali assume particolare importanza
soprattutto per quei minerali, detti isomorfi ovvero che presentano il fenomeno dell’ISOMORFISMO
in conseguenza del quale due minerali diversi ovvero con differente composizione chimica
possono avere una uguale struttura cristallina ( ad esempio il carbonato di bario BaCO3 e il
carbonato di piombo PbCO3). Accanto al fenomeno dell’isomorfismo, i minerali presentano il
fenomeno del POLIMORFISMO ovvero la capacità di un solido cristallino di assumere strutture
cristalline diverse al variare della temperatura e della pressione: variando questi due parametri
si può passare da una forma cristallina all’altra. Un esempio è lo zolfo che può assumere le forme di
zolfo rombico o zolfo monoclino. Un altro esempio è rappresentato dal diamante (enormemente
pregiato!) e dalla grafite (di scarso valore commerciale): la cella elementare è sempre costituta da 6
atomi di C ma i reticoli cristallini sono diversi.
•
Un minerale è un solido di origine naturale: ad esempio un minerale come il salgemma è
ottenuto per evaporazione spontanea, ovvero naturale, delle acque salate.
2. LE PROPRIETA’ DEI MINERALI
Ogni minerale è identificabile in base alla composizione chimica e alla struttura cristallina: ci sono però
anche delle proprietà fisiche che permettono facilmente di distinguere un minerale dall’altro:
• Peso specifico espresso in g/cm3. E’ il metodo più rapido per riconoscere i minerali. Si ottiene
facendo il rapporto tra il peso del minerale e quello di un ugual volume di acqua distillata a 4°C.
• Durezza di un minerale che consiste nella resistenza che esso oppone all’incisione da parte di
un altro corpo. Viene stabilita attraverso l’uso della scala di Mohs in cui ogni minerale
successivo nella scala è in grado di incidere quello precedente.
1. TALCO
2. GESSO
3. CALCITE
4. FLUORITE
5. APATITE
6. ORTOCLASIO
7. QUARZO
8. TOPAZIO
9. CORINDONE
10. DIAMANTE
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Teneri
si rigano con l’unghia
Semiduri
si rigano con una
punta d’acciaio
Duri
non vengono rigati
da una punta d’acciaio
e rigano il vetro
LA LITOSFERA
4
1. talco
2. gesso
3. calcite
4. fluorite
5. apatite
6. ortoclasio
7. quarzo
8. topazio
9. corindone
10 diamante
Fig. 3 – I minerali della scala di Mohs
•
•
•
•
•
Sfaldatura è la proprietà che hanno certi minerali di fratturarsi secondo piani ben definiti, paralleli
alla superficie del cristallo: dipende dalla natura dei legami chimici che uniscono gli atomi all’interno
del reticolo cristallino.
Tenacità è l’insieme delle proprietà che consentono ad un minerale di deformarsi sotto l’azione di
una forza.
Proprietà ottiche, come ad esempio la lucentezza e il colore, riguardanti il comportamento dei
minerali nei confronti della luce. Il colore dei minerali dipende anche dal tipo di elementi da cui esso
è formato.
Proprietà magnetiche ed elettriche
Punto di fusione è la temperatura a cui un minerale passa dallo stato solido a quello liquido
3. LA CLASSIFICAZIONE DEI MINERALI
Dal punto di vista della loro origine sono classificati in:
• MINERALI PRIMARI: sono quelli che si sono formati a temperature elevate e sono ereditati dal
suolo da rocce eruttive e metamorfiche
• MINERALI SECONDARI sono invece quelli che si sono formati a temperature più basse ed
ereditati dal suolo da rocce sedimentarie oppure formatisi per alterazione di minerali primari.
Dal punto di vista chimico i minerali posso essere ELEMENTI (NATIVI) che a loro volta posso
essere metallici (,Au,Ag,Cu,) o non- metallici (zolfo, diamante, grafite), oppure COMPOSTI ovvero
formati dall’unione con legami chimici di due o più elementi diversi ( carbonati, silicati, solfati, ecc.) I
minerali vengono classificati in tal caso rispetto al tipo di anione presente.
METALLICI
ELEMENTI NATIVI
(oro, argento, rame)
sono formati da un
solo elemento
NON METALLICI
(zolfo e carbonio nelle due forme di
diamante e garfite)
MINERALI
SILICATI
contengono lo
ione SiO42−
COMPOSTI
sono formati
da due o più
elementi
SIALICI – che contengono
solo Si, O e Al
FEMICI - che sono ricchi
anche di Fe e Mg
OSSIDI e IDROSSIDI
(ioni O2 e OH )
SOLFATI ( ione SO42 )
NON SILICATI
SOLFURI (ione S2 )
CARBONATI (ione CO32 )
FOSFATI (ione PO42 )
ALOGENURI (ioni Cl−, F−, I−, Br−
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LA LITOSFERA
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Degli 8 elementi di cui abbiamo parlato precedentemente solo l’ossigeno forma ioni negativi o anioni
(O2 ) mentre tutti gli altri formano ioni positivi o cationi. Dalla tabella seguente, possiamo vedere quali
sono i cationi metallici a cui si legano più frequentemente gli anioni in base ai quali abbiamo classificato i
minerali:
cationi
a anioni
•
SiO44
O
2−
−
OH
Na+
Mg2+
Al3+
K+
Ca2+
Fe2+
MINERALI
•
•
•
•
•
•
•
•
•
silicati
−
SO4 2
•
2
•
•
•
•
PO43
•
CI
idrossidi
solfati
S
CO32
ossidi
solfuri
carbonati
fosfati
aloidi
Tab. 1 – Abbinamento ioni e cationi nei minerali
I SILICATI
Sono certamente il più diffuso gruppo di minerali perché si trovano presenti in quasi tutti i tipi di rocce.
Come si può osservare dalla precedente tabella lo ione silicato è combinato principalmente con gli ioni
sodio (Na+), potassio (K +), calcio(Ca2+), magnesio (Mg2+), alluminio (Al3+) e gli ioni ferro (Fe2+ e Fe3+).
L’unità strutturale fondamentale è lo ione silicato SiO44 .
In base alle caratteristiche chimiche e fisiche possiamo distinguere i silicati in due gruppi:
FEMICI, ricchi di ferro e magnesio; essi hanno densità elevata e una colorazione scura, verde,
bruna o nerastra; a questo gruppo appartengono i minerali come l’olivina, i pirosseni, gli anfiboli e
la biotite;
SIALICI, cosiddetti perché contengono prevalentemente silicio, ossigeno e alluminio : essi hanno
una densità minore di quelli femici e una colorazione chiara; a questo gruppo appartengono il
quarzo, un minerale molto duro e resistente agli agenti atmosferici, e i feldspati, silicati molto diffusi in
tutte le rocce, in cui qualche atomo di Si presente al centro del tetraedro può essere sostituito da un
atomo di alluminio.
SILICATI
FEMICI
SIALICI
MINERALI
olivina
pirosseni
anfiboli
mica
feldspati
(ortoclasio,
plagioclasio)
quarzo
rapporto
Si/O
1/4
1/3
4/11
2/5
∼1/2
1/2
densità
3,3 ÷ 4,3
3÷4
2,8 ÷ 3,6
2,6 ÷ 3,3
2,6 ÷ 2,8
Quarzo rosa
2,6
Tab. 2 – Classificazione dei silicati
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LA LITOSFERA
Olivina
Fig. 4 – Minerali silicati
Orneblenda
6
NON SILICATI
OSSIDI E IDROSSIDI
Fig. 5 – Ematite
Il caso più semplice è quello in cui l'
anione è quello
dell'
ossigeno O 2−− che si combina direttamente con ioni
postivi. I minerali che lo contengono vengono chiamati
OSSIDI. Quando l’ossigeno è legato all’idrogeno si hanno gli
IDROSSIDI che contengono lo ione OH−. Minerali che
appartengono a questa classe sono la magnetite e l’ematite
(ossidi di ferro Fe3O4 e Fe2O3), il corindone ( Al2O3 ossido di
alluminio), la bauxite (idrossido di alluminio Al(OH)3).
Corindone
SOLFATI
Contengono lo ione solfato SO4 2 ( in cui un atomo di zolfo
è legato a 4 atomi di ossigeno) l minerali più noti sono il gesso
(solfato di calcio) e la barite
Fig. 6 – Barite
Gesso, varietà selenite
SOLFURI
Sono costituiti da atomi metallici legati chimicamente ad un atomo di zolfo:pirite (solfuro di ferro FeS))
galena (solfuro di piombo PbS) cinabro (solfuro di mercurio HgS))
Fig. 7 – Cristalli cubici di pirite
Galena
Cinabro
CARBONATI
Fig. 8 – Calcite
Dolomite
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Sono caratterizzati dalla presenza dello ione
carbonato CO32 in cui un atomo di carbonio è
legato a 3 atomi di ossigeno). Sono minerali che
abbondano particolarmente entro le rocce
sedimentarie. Si riconoscono facilmente perché
quando vengono a contatto con una sostanza
acida liberano bollicine di anidride carbonica CO2,
corrodendosi. Tipici esempi sono la calcite
(carbonato di calcio CaCO3) e la dolomite
CaMg(CO3)2.
LA LITOSFERA
7
FOSFATI
Sono caratterizzati dalla presenza dello ione fosfato PO43 (in cui l’atomo di
fosforo P è legato a 4 atomi di ossigeno). I più diffusi sono i fosfati di calcio
noti con il nome di apatite.
Fig. 9 – Apatite
ALOGENURI
Comprendono i minerali che contengono ioni cloro, fluoro, bromo e iodio
uniti a ioni metallici. Il più noto è il salgemma; è questo il nome assunto dal
comune sale da cucina (cloruro di sodio NaCl) quando si trova dentro le
rocce.
Fig. 10 – Salgemma
3. LA FORMAZIONE DEI MINERALI
Le strutture ordinate che costituiscono i minerali hanno origine durante i processi di cristallizzazione, una
serie di trasformazioni che permette agli atomi di legarsi tra loro in una struttura cristallina. E’ possibile
distinguere due processi fondamentali di cristallizzazione:
la cristallizzazione per raffreddamento che avviene quando gli atomi o le molecole che
compongono la sostanza allo stato fluido si dispongono in una struttura cristallina ordinata a causa
di una diminuzione di temperatura. Se il raffreddamento avviene lentamente si formano minerali
con facce ben formate e caratteristiche di ognuno; se invece il raffreddamento è veloce, per esempio
avviene in acqua o a contato con l’aria, si formano solidi amorfi o vetrosi cioè con una disposizione
degli atomi disordinata. Inoltre, a seconda della pressione, da fluidi con una stessa composizione
chimica si possono formare strutture cristalline diverse, come nel caso del diamante e della grafite
che sono formati entrambi unicamente da atomi di C ma disposti in modo diverso; il diamante si
forma a pressioni molto elevate, mentre la grafite a pressioni molto più basse;
la cristallizzazione per precipitazione avviene quando gli ioni positivi e negativi disciolti in acqua
si legano formando una sostanza solida insolubile in acqua che precipita formando solidi cristallini.
Questo processo avviene per evaporazione dell’acqua, come accade per il salgemma in una salina.
LE ROCCE
Una ROCCIA è aggregato naturale solido di due o più minerali (solo le rocce calcaree sono
costituite da un solo tipo di minerale il carbonato di calcio o calcite CaCO3). Non si possono
rappresentare con una formula chimica ma da valori percentuali dei minerali che la
compongono.
Ogni roccia è contraddistinta da una determinata composizione mineralogica, cioè dal tipo e dalla
quantità percentuale dei minerali che la costituiscono.
Nonostante si conoscano 3000 specie diverse di minerali, ogni roccia è costituita da pochissimi minerali,
detti fondamentali; gli eventuali altri minerali , presenti in percentuale minore, sono detti accessori.
Le rocce vengono classificate in base all'
origine dei minerali di cui sono costituite ovvero in base al processo
che ne ha determinato la genesi e si distinguono in:
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LA LITOSFERA
8
PRIMARIE
rocce IGNEE che derivano direttamente dal raffreddamento del magma sia superficiale (eruzioni
vulcaniche) che profondo (camera magmatica).
SECONDARIE
rocce SEDIMENTARIE che si originano dalla deposizione e successiva compattazione dei prodotti
di disgregazione e alterazione di rocce preesistenti trasportati dai fiumi, dai ghiacciai e dal vento;
rocce METAMORFICHE che derivano da rocce preesistenti (PROTOLITI) che subiscono
modificazioni cristalline dovute in genere ad aumenti di temperatura e/o di pressione, spesso legati a
fenomeni tettonici.
8% EFFUSIVE
ROCCE IGNEE = 17 %
9% INTRUSIVE
ROCCE SEDIMENTARIE = 66%
ROCCE METAMORFICHE = 17 %
1. LE ROCCE IGNEE
classificazione, caratteristiche strutturali e composizione mineralogica
Le rocce magmatiche derivano dalla fusione e successivo raffreddamento del magma una
massa fusa e incandescente di minerali presenti all’interno della crosta terrestre o nella parte superiore del
sottostante mantello.
I magmi vengono suddivisi in quattro tipi principali a seconda della percentuale di silice (SiO2) in
essi contenuta:
MAGMI ACIDI % SiO2 > 65% ( o MAGMI SILICATICI che sono i più diffusi)
MAGMI NEUTRI 52% < SiO2 < 65 %
MAGMI BASICI % SiO2 <55%
MAGMI ULTRABASICI % SiO2 <45%
I magmi acidi differiscono da quelli basici, oltre che per il contenuto di SiO2 anche per composizione
chimica, temperatura e viscosità. I magmi basici presentano infatti temperature di formazione iniziali
attorno ai 1200 °C, maggiori rispetto a quelle dei magmi acidi che sono invece tra 800 e 1000 °C: i magmi
acidi sono però più viscosi di quelli basici, perché la viscosità aumenta all’aumentare del contenuto
di ossidi di silicio e di alluminio.
Poiché il magma ha una densità minore delle rocce solide, appena trova delle fenditure tende a salire verso
l’alto. Lungo il suo percorso trova però delle rocce più fredde a cui cede calore per conduzione,
raffreddandosi.
La diversa natura chimica dei minerali che costituiscono il magma fa sì che durante il raffreddamento non
solidifichino tutti contemporaneamente e allo stesso modo non fondono tutti contemporaneamente: la
solidificazione del magma avviene quindi gradualmente, per frazioni, secondo un processo chiamato
cristallizzazione frazionata ( il processo opposto è la fusione frazionata).
Dal raffreddamento di questi diversi tipi di magma derivano rispettivamente le rocce acide,
intermedie e basiche.
Poiché le rocce ignee si formano direttamente dal magma, i minerali che entrano in maggior quantità nella
loro composizione sono i silicati che vengono detti minerali essenziali mentre gli altri minerali, presenti in
quantità più modeste, sono detti accessori.
A parità di composizione mineralogica le rocce ignee vengono classificate in base al modo in cui il
magma si raffredda per cui si hanno:
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LA LITOSFERA
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ROCCE INTRUSIVE o PLUTONICHE – Quando il processo di raffreddamento della massa fusa è
avvenuto lentamente in profondità. Queste rocce hanno una struttura costituita da cristalli ben
formati con una disposizione ordinata delle particelle ( detta olocristallina granulare) e visibili ad
occhio nudo perché la lentezza di raffreddamento del magma ha permesso di raggiungere un ordine
cristallino. Tale struttura viene chiamata anche granitoide dal nome della roccia più rappresentativa : il
granito.
Le rocce intrusive possono venire alla superficie a causa dei movimenti della crosta terrestre e degli
effetti demolitivi degli agenti meteorici sulle rocce soprastanti.
ROCCE EFFUSIVE o VULCANICHE – Quando il processo di raffreddamento della massa fusa è
avvenuto rapidamente sulla superficie in seguito ad un brusco abbassamento della temperatura
e della pressione ( dia alcune migliaia di atmosfere): la massa fusa si consolida rapidamente e i gas
magmatici si disperdono rapidamente nell’atmosfera. Il passaggio allo stato solido si verifica
bruscamente impedendo ai cristalli di crescere e di raggiungere un ordine cristallino e la roccia
assume una struttura amorfa o vetrosa: si formano così cristalli molto piccoli da poter essere visti
solo al microscopio che danno origine ad una struttura cristallina non ordinata detta anche
microcristallina .
Solo se il magma ha cominciato a raffreddarsi in profondità e poi è salito velocemente in superficie
hanno potuto formarsi pochi cristalli di dimensioni discrete, che in certi campioni di roccia sono visibili
ad occhio nudo, chiamati fenocristalli che poi vengono avvolti da un composto microcristallino o
vetroso. Tale struttura viene chiamata porfirica dal nome della roccia più rappresentativa : il porfido. Le
rocce effusive che si sono formate in questo modo sono anche dette ipoabissali.
cristallizzano lentamente
cristallizzano
velocemente
Fig.11 – Schema delle rocce ignee
cristallizzano prima
lentamente e poi
velocemente
E'possibile classificare le rocce eruttive in base al tipo di magma che le ha originate. In tabella, nella pagina
successiva, riportiamo la classificazione delle rocce ignee in acide, neutre, basiche e ultrabasiche
mettendo in evidenza il tipo di roccia più abbondante fra quelle intrusive e quelle effusive e le corrispondenti
caratteristiche:
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LA LITOSFERA
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ROCCE MAGMATICHE
INTRUSIVE o
EFFUSIVE o
PLUTONICHE
VULCANICHE
SIALICHE o ACIDE
Acide SiO2 > 65%
NEUTRE
50% < SiO2 < 65 %
MAFICHE o BASICHE
SiO2 < 55%
ULTRABASICHE
SiO2 < 45%
GRANITI
GRANODIORITI
(nelle Alpi-Monte Bianco,
in Calabria,nell’isola
d’Elba e in sardegna)
RIOLITI o PORFIDI
OSSIDIANE
POMICE
(Trentino Alto Adige, isola di
Pantelleria, isole Eolie e in
Sardegna)
DIORITI
SIENITI
(le dioriti sono rare in
Italia)
ANDESITI
TRACHITI
( Colli Euganei, Sardegna,
Veneto, Toscana,
Campania, Sicilia, isole di
Ischia e vulcano)
GABBRI
(Piemonte, Liguria e
Toscana)
BASALTI
(Veneto, laghi di Bolsena,
vico e Bracciano, Sicilia
intorno all’Etna, a ustica e in
sardegna)
PICRITI
(rare in superficie,
abbondano sul fondo degli
oceani)
PERIDOTITI
(poche in Trentino Alto
Adige)
colore chiaro
a puntini
colore scuro
colore molto scuro
Tab. 3 – Classificazione delle rocce magmatiche
Cerchiamo di capire perché sono state colorate le celle dei graniti e dei basalti. Se esaminiamo le rocce
magmatiche che costituiscono la crosta terrestre, si rimane colpiti dalla larghissima prevalenza di due rocce
in particolare: il GRANITO, roccia felsica intrusiva e il BASALTO, roccia mafica effusiva. Come dire che
tra le rocce felsiche sono dominanti quelle intrusive mentre tra le rocce mafiche sono dominanti
quelle effusive.
Fig. 12 Diagramma di Adams per la classificazione delle rocce magmatiche - Si può
notare ad esempio che il granito è una roccia ignea intrusiva con percentuale di silice > del
65% e quindi è una roccia acida: il corrispondente effusivo del granito è la riolite. con uguale
composizione mineralogica ma differente struttura.
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LA LITOSFERA
11
LE ROCCE SEDIMENTARIE
La crosta terrestre è formata per la maggior parte da rocce metamorfiche e magmatiche, ma la sua
superficie è composta da uno strato quasi continuo di rocce sedimentarie. Esse si formano attraverso
processi che avvengono sulla superficie terrestre al contrario delle rocce magmatiche e metamorfiche, che
hanno origine in profondità.
Le rocce sedimentarie sono rocce che si formano ad una certa profondità della crosta
terrestre per sedimentazione, compattazione e cementazione di sedimenti originati da detriti,
da precipitazione chimica o da materiali organici mineralizzati. La disposizione tipica è a
strati; le rocce sedimentarie spesso racchiudono fossili animali o vegetali.
La sedimentazione è la deposizione, in strati sovrapposti, appunto di vari tipi di materiali che, come
abbiano detto nella definizione, possono essere frammenti di rocce, trasportate dai corsi d’acqua, gusci e
scheletri di animali, resti vegetali, sabbie trasportate dal vento, ceneri dei vulcani.
Fig. 13 – Ciclo
di erosione
Infatti una qualsiasi roccia di superficie, ignea o sedimentaria o metamorfica, si trova esposta alle azioni di
natura fisica e chimica dell’atmosfera, dell’idrosfera e della biosfera, che gradualmente la riducono in
frammenti detti clasti, che vengono rimossi dal luogo in cui si erano formati e trasportati anche molto
lontano. Durante il trasporto i detriti clastici si urtano reciprocamente e si usurano; di conseguenza le loro
dimensioni diventano sempre più piccole e assumono forme arrotondate.
Ad un certo punto, i detriti e le varie sostanze vengono depositati nelle depressioni della superficie terrestre
prendendo il nome di sedimenti sciolti o incoerenti, in quanto le particelle sono ancora libere di muoversi
l’una rispetto all’altra.
Esistono diversi tipi di sedimentazione da cui si originano rocce diverse:
• la sedimentazione clastica in cui sono importanti le dimensioni dei clasti, poiché i frammenti più
pesanti si depositano per primi, attratti dalla forza di gravità, mentre quelli più leggeri si depositano
sopra. L’arrivo di altri sedimenti farà depositare nuovamente i più pesanti, formando così degli strati
che si accumulano gli uni sugli altri: i più antichi sepolti dai più recenti.
• la sedimentazione chimica e biochimica in cui le sostanze disciolte in soluzione, provenienti dalla
disgregazione di altre rocce, possono precipitare in seguito ad una intensa evaporazione dell’acqua
o in seguito allo scarso apporto di acqua dolce che provoca la concentrazione dei sali disciolti. Se le
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LA LITOSFERA
12
•
sostanze in soluzione sono utilizzate dagli organismi viventi per costruire le loro parti scheletriche
queste, alla morte dell’organismo, daranno origine a sedimenti di origine organica.
Un caso particolare di sedimentazione sono i depositi piroclastici, originati da accumuli di materiali
provenienti da eruzioni vulcaniche, come ad esempio ceneri e lapilli; strutturalmente sono simili ai
sedimenti terrigeni.
rocce sedimentarie
Fig. 14 – Formazione di una roccia sedimentarie in un lago o in mare
Il processo chimico-fisico che porta dai sedimenti sciolti alle rocce sedimentarie è detto
DIAGENESI. Con questo processo, ovviamente molto lento, ad esempio, una sabbai può diventare
arenaria, un fango carbonatico può diventare calcare. La diagenesi comprende due fasi: la
compattazione e la cementazione.
La compattazione è dovuta alla pressione che i sedimenti di recente deposizione esercitano sugli strati
sottostanti. La pressione esercitata dai sedimenti sovrastanti provoca un avvicinamento delle particelle dalle
quali vengono espulse l’acqua rimasta intrappolata negli spazi vuoti (pori) e l’aria.
La cementazione è invece il processo in cui le singole particelle del sedimento vengono legate assieme da
sostanze chimiche indurenti precedentemente disciolte nell’acqua e poi precipitate dopo l’espulsione
dell’acqua. Esse rimangono negli interstizi tra granulo e granulo, provocando la coesione.
Durante la diagenesi si possono verificare vere e proprie reazioni chimiche che modificano i minerali
originari.
LA CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce sedimentarie vengono divise in tre gruppi, a seconda del processo di formazione:
ROCCE CLASTICHE o DETRITICHE – Hanno origine da sedimentazione meccanica dei
frammenti prodotti dalla disgregazione e dall’erosione di altre rocce ad opera degli agenti
atmosferici. I sedimenti si accumulano in strati sovrapposti, subiscono una compattazione – dovuta
al peso degli strati sovrastanti – e poi una cementazione – dovuta alla precipitazione di sostanze
disciolte in acqua che vanno a riempire i pori tra i granuli –.Possono essere incoerenti, ovvero
formate da particelle sciolte oppure coerenti quelle formate da particelle cementate.
Fig. 15 – In a) è mostrato un
sedimento
sciolto
e
incoerente (ghiaia), in b) il
tipo di roccia (conglomerato)
coerente o lapidea che si
forma in conseguenza dei
processi di diagenesi.
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Esse si classificano in base alla dimensione delle particelle (clasti) che le compongono:
I conglomerati sono costituiti da ciottoli il cui diametro supera i 2mm .Si dividono in brecce, con ciottoli
angolosi, e puddinghe con ciottoli arrotondati.
Le arenarie sono formate da particelle il cui diametro è compreso tra 0,06 mm a 2 mm e derivano dalla
cementazione di una sabbia.
Le argilliti sono costituite da minerali argillosi (silicati idrati di alluminio) e da uno scheletro detritico
molto fine con diametro inferiore ai 0,06 mm.. Per poter parlare di argilliti occorre che i minerali argillosi
siano il 25 % almeno della roccia Quando, oltre alla frazione argillosa, vi è una parte (50%) di calcare di
origine chimica (CaCO3), la roccia viene detta marna.
Fig. 16 – Arenaria, puddinga, breccia
ROCCE CHIMICHE – Le rocce chimiche derivano da fenomeni chimici, prevalentemente dalla
precipitazione dei sali disciolti nell’acqua. I sali presenti nell’acqua provengono a loro volta da
processi di dissoluzione dei minerali delle rocce. La precipitazione dei sali può essere dovuta ad una
intensa evaporazione dell’acqua o ad uno scarso apporto di acqua dolce, che provoca la
concentrazione dei sali disciolti. Quando la concentrazione salina supera un cero limite, i sali in
eccesso nell’acqua precipitano e originano rocce chiamate evaporiti
Le rocce carbonatiche sono rappresentate nella maggior parte dei casi da calcari, che sono
formati dalla precipitazione di carbonato di calcio (CaCO3), senza l’intervento degli organismi
viventi secondo la reazione:
Ca(HCO3)
solubile
CaCO3 + H2O + CO2
insolubile
I calcari sono depositi costituiti interamente o per la maggio parte da calcite (CaCO3). In ambiente
continentale si possono trovare particolari tipi di rocce carbonatiche dette travertino, stalattiti e stalagmiti:
si tratta di rocce dovute alla deposizione di CaCO3 da acque sorgive o nelle rocce carsiche. Un altro tipo di
rocce carbonatiche, meno frequente, sono le dolomie, composte per almeno il 50% da dolomite, cioè
carbonato doppio di calcio e magnesio CaMg(CO3)2. “Le tre cime di Lavaredo”, nel gruppo delle Dolomiti,
sono costituite da rocce sedimentarie di origine chimico-organogena che poi hanno subito il processo di
dolomitizzazione ( cioè la trasformazione della calcite originaria in dolomite), come del resto tutte le Dolomiti.
Le evaporiti si formano quando si ha precipitazione diretta dei sali disciolti nell’acqua, causata
dall’evaporazione di un bacino chiuso, marino o lacustre, situato in climi aridi: alcuni tra i minerali più
comuni di tali depositi sono il gesso (Ca2SO4⋅2H2O) e il salgemma (NaCl).
Le selci sono rocce molto dure derivate dalla precipitazione di silice e formate da quarzo
microcristallino. Queste riocce sono generalmente presenti in forma di liste, noduli o straterelli di
colore molto variabile: rosso, grigio, verde, nero, talvolta a zone. Per la loro durezza sono usate per
le pavimentazioni stradali ( dette appunto “selciato”) e come materiale da costruzione.
Fig. 17 – Liste di selce on una roccia calcarea
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ROCCE ORGANOGENE – Hanno origine dall’accumulo di resti organici: gusci e scheletri di
animali di varie dimensioni; ammassi di organismi costruttori ( come i coralli); resti di vegetali
(come quelli che formano il carbon fossile).
Nella maggior parte dei casi le rocce organogene si formano in ambiente marino e, in minor quantità,
sul fondo dei laghi.
I calcari organogeni sono formati da resti di organismi quali coralli, alghe, lamellibranchi, gasteropodi
che utilizzano il bicarbonato di calcio sciolto nell’acqua per costruire gusci o scheletri di carbonato di
calcio (calcite); al momento della loro morte, tali gusci e scheletri si depositano sul fondo,
accumulandosi via via fino a formare spessi sedimenti dopo la diagenesi.
Le rocce silicee si originano per deposizione sul fondo marino o lacustre di resti organici di
composizione silicea, come per esempio piccole spugne, diatomee ( alghe a guscio siliceo) e radiolari
(protozoi a guscio siliceo); i sedimenti freschi vengono chiamati fanghi, mentre le rocce coerenti sono
rispettivamente le diatomiti e le radiolariti.
Le rocce combustibili, come i carboni fossili, derivano dall’aacumulo di vegetali in bacini lacustri,
palustri o stagni e dalla loro successiva macerazione e decomposizione (fermentazione) a opera di
batteri anaerobi (cioè batteri che vivono senza ossigeno).
Questo processo è detto carbonizzazione e consiste in un progressivo arricchimento in carbonio
della materia organica a seguito dell’eliminazione di altri componenti . Quando si parla di combustibili
fossili, si devono considerare anche le miscele di idrocarburi: questi composti sono costituti solo da
atomi di C e H e costituiscono una preziosa risorsa energetica che richiede, per la sua formazione, tempi
geologici di qualche decina di milioni di anni. Le miscele do idrocarburi hanno origine da sostanze
organiche che si sono depositate, sul fondo di antichi bacini sedimentari, prevalentemente marini. Tali
sostanze organiche, sottoposte a particolari processi di trasformazione batterica in assenza di ossigeno,
danno luogo a quella miscela di idrocarburi che prende il none di petrolio.
Fig. 18 – Una sezione sottile di un campione di
calcare organogeno
CLASTICHE
(o detritiche)
CHIMICHE
(o evaporitiche)
ORGANOGENE
PIROCLASTICHE
ROCCE SEDIMENTARIE
SCIOLTE
D
LAPIDEE
(incoerenti)
(coerenti)
I
ghiaia
conglomerati
sabbia
arenaria
A argillite, marna
limo, argilla
cloruro di sodio (NaCl)
solfato di calcio (CaSO4)
carbonato di calcio (CaCO3)
silice (SiO2)
gusci calcarei
gusci dolomitici
gusci silicei
resti organici
ceneri e lapilli
G
E
N
E
S
I
salgemma
gesso
calcare
selce
calcare
dolomia
selce
carbone, petrolio
tufo
Tab. 4 – Classificazione rocce sedimentarie
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LE ROCCE METAMORFICHE
Quando sono sottoposte a temperature elevate o a forti pressioni, le rocce magmatiche e sedimentarie
possono subire forti cambiamenti :
nella composizione mineralogica (il tipo di minerali di cui sono costituite)
nella struttura (la disposizione dei minerali al loro interno)
Pertanto:
Sono chiamate metamorfiche quelle rocce che hanno subito una trasformazione rispetto alla
struttura originaria. La trasformazione può aver interessato sia il tipo di minerali di cui la roccia è
formata sia la loro forma e disposizione all’interno della roccia.
Il processo metamorfico avviene a temperature comprese
fra i 200-400 °C e i 700-800°C: a temperature inferiori ai
200 °C si passa dalle condizioni metamorfiche a quelle
di diagenesi ( ovvero a un processo sedimentario che
come tale avviene in prossimità della crosta terrestre); a
temperature superiori agli 800 °C si avrebbe la fusione
totale della roccia passando alle condizioni magmatiche
plutoniche.
Non è possibile fissare temperature più precise, perché i
fenomeni metamorfici dipendono, oltre che dalla
temperatura, anche da altri fattori quali il tipo di
composizione chimica della roccia di partenza, la presenza o
meno di acqua e soprattutto l’intensità e la modalità di
azione della pressione a cui la roccia è sottoposta.
Fig. 19 – Il granito in seguito al metamorfismo si trasforma
in un altro tipo di roccia: il gneiss
Il processo metamorfico
CAUSE DEL METAMORFISMO:
l’aumento di temperatura che rende più mobili i componenti delle strutture cristalline che possono
separarsi e successivamente riaggregarsi in nuove combinazioni;
l’aumento di pressione che tende a far assumere ai componenti delle rocce forme più compatte e più
dense;
I due effetti possono agire contemporaneamente.
TIPI DI METAMORFISMO:
AUMENTO DI T e p → METAMORFISMO REGIONALE
AUMENTO DI T → METAMORFISMO DI CONTATTO
AUMENTO DI p → METAMORFISMO DI DISLOCAZIONE
METAMORFISMO REGIONALE – E’ il processo metamorfico sicuramente
più importante. Interessa aree molto vaste all’interno della crosta terrestre
e a diversa profondità. Rocce che derivano dal metamorfismo regionale
sono frequenti nelle catene montuose, come le Alpi.
E’ provocato sia da un aumento di T che di p.
E’ legato alle grandi trasformazioni della crosta terrestre e si manifesta
nelle zone e nei periodi orogenici, cioè di sollevamento delle catene
montuose. Tali deformazioni portano in profondità nella crosta terrestre le
masse rocciose, che vengono così a trovarsi in condizioni molto diverse
dalle condizioni precedenti. In seguito al forte aumento della temperatura e
della pressione, i minerali di queste rocce si trasformano in minerali diversi
dando quindi origine ad una roccia con struttura e composizione
Fig. 20 – Roccia scistosa
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diversa da quella originaria.
Negli strati più superficiali prevale l'
aumento della pressione per cui si formano rocce tipicamente
scistose, sfaldabili in lastre secondo piani paralleli ( es. ardesia ). Per scistosita’ si intende una
struttura in cui sono ben evidenti piani e bande: i cristalli tendono a disporsi paralleli tra di
loro e perpendicolari alla direzione della pressione.
Nelle zone più profonde prevale l'
aumento della temperatura e si formano in prevalenza rocce a
struttura granulare prive, o quasi, di scistosità.
Tipi di rocce: gneiss,filladi micasciti.
METAMORFISMO DI CONTATTO o TERMICO – E’ provocato dal forte riscaldamento operato
dall’intrusione di una massa magmatica entro le rocce circostanti; il raffreddamento del magma
libera calore che scalda le rocce circostanti. E’ caratterizzato da una più o meno evidente
ricristallizzazione. E'tipico dei calcari che vengono trasformati nei marmi saccaroidi, ovvero
costituiti da grossi cristalli. La tessitura delle rocce è granulare.
METAMORFISMO DINAMICO o CATACLASTICO – Avviene in corrispondenza di linee di faglia,
ovvero di fratture della litosfera lungo le quali le rocce si spostano, ed è originato da spinte e
pressioni orientate che si generano nel contatto tra le rocce. Le rocce che si trovano in prossimità
del piano di rottura subiscono una fratturazione dei cristalli e una successiva ricristallizzazione,
anche solo parziale. Le rocce che ne derivano si chiamano cataclasti e assomigliano aun
conglomerato formato da clasti spigolosi e ben cementati tra loro. In alcuni casi, però, il calore
prodotto dall’attrito lungo il piano di faglia è particolarmente intenso e trasforma profondamente le
porzioni di roccia a contatto: si può addirittura produrre una zona ristretta in cui le rocce fondono e
ricristallizzano. Queste rocce vengono chiamate miloniti.
IL CICLO LITOGENETICO
Fig. 21c – Il ciclo litogenetico
E’ necessario mettere in evidenza che tutti tre i tutti tre tipi di rocce possono trasformarsi le une nelle altre
ed inoltre possono andare incontro ad un processo di fusione ed essere di nuovo trasformate in magma
dando origine in tal modo a quel processo che prende il nome di CICLO LITOGENETICO o
PETROGENETICO.
Si può descrivere schematicamente il ciclo partendo dal processo magmatico: il magma origina rocce
intrusive o effusive e provoca sui materiali solidi circostanti un processo di metamorfismo di contatto.
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Le rocce intrusive possono essere sollevate fino a raggiungere la superficie terrestre dove, insieme alle
rocce effusive sono aggredite dagli agenti esogeni (acqua, vento,…)ed entrano nel ciclo sedimentario.
I sedimenti che si accumulano vengono sepolti e per diagenesi formano le rocce sedimentarie. Queste
ultime, come le stesse rocce magmatiche originarie, possono essere seppellite sotto altri strati di sedimenti e
spinte in profondità all'
interno della terra o essere coinvolte in processi di formazione di una catena
montuosa; si trovano così coinvolte in un processo metamorfico.
Se poi le rocce, spinte in profondità, sono sottoposte a un aumento di temperatura e pressione si forma
nuovo magma e il ciclo si chiude.
LA DEGRADAZIONE DELLE ROCCE
Ossidazione: è una reazione chimica tra l’ossigeno
dell’aria e dell’acqua e i metalli che compongono i
minerali: essa è molto spesso accompagnata da un
mutamento del colore della roccia. Per esempio la
pirite, un solfuro di ferro chiamata anche “oro degli
sciocchi” viene trasformata in limonite di colore giallo o
in ematite di colore rosso.
DEGRADAZIONE DELLE ROCCE
↓
EROSIONE
Idratazione: causata dalle acque piovane che fanno sì
che l’acqua venga “inglobata” nel reticolo cristallino. Le
rocce che subiscono l’idratazione aumentano di volume
e successivamente si sgretolano.
↓
Formazione del suolo
e pedogenesi
CHIMICA
Dissoluzione: provocata dall’acqua. Un caso
particolare si ha quando l’anidride carbonica CO2 si
combina con l’acqua H2O e reagendo con il carbonato
di calcio CaCO3 insolubile lo trasforma in bicarbonato
di calcio Ca(HCO3)2solubile:
CaCO3+ CO2 + H2O → Ca(HCO3)2
insolubile
solubile
Idrolisi: ad esempio dei silicati con formazione di
minerali argillosi, quarzo e ossidi
FISICA
DA
ORGANISMI
Causata da variazioni di temperatura e che determina
la formazione di frammenti a forma di scaglie o lamine
detti clasti di dimensioni variabili ( fenomeni
termoplastici).
gelivazione (gelo e disgelo)
corrosione
La decomposizione degli organismi libera ammoniaca
NH3 e CO2 e acidi umici che reagiscono con i minerali
che compongono le rocce.
Bibliografia e sitografia
D.G. Mackean, Laura Masini “ Natura Terra e Vita “ T1 e T2 ed. scolastiche Bruno Mondatori
R. Torchio,S. Monelli, E.Bruno “ La Natura e gli Ecosistemi” ed. Bulgarini
F. Calvino, M. Resta “Scienze Visual” – Lezioni di Scienze della Terra ed. Scolastiche Bruno Mondatori
M.N. Forgiarini “ Corso di Scienze della Terra” ed Il Capitello
E. Lupia Calmieri, M. Parotto,S.saraceni, G.Strumia “ Immagini ed itinerari di Scienze della Natura” ABC ed.
Zanichelli
www.itchiavari.org
www.geologia.com
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