I materiali della crosta terrestre
LE ROCCE
COME SI FORMANO LE ROCCE
Le rocce sono aggregati naturali di minerali, non possono essere
espresse o definite mediante formule chimiche in quanto non
presentano una composizione chimica definita. Le rocce sono
frequentemente costituite da più minerali, quindi sono eterogenee. Le
rocce omogenee, invece, contengono un unico tipo di minerale. In
questo particolare caso la distinzione tra roccia e minerale diventa
molto sottile (esempio: dolomia – dolomite). Le masse rocciose di cui è
costituita la crosta si originano ed evolvono in condizioni molto varie. È
possibile individuare tre principali processi litogenetici, cioè «generatori
di rocce»:
il processo magmatico,
il processo sedimentario,
il processo metamorfico.
Essi sono tra loro chiaramente distinti, anche se non mancano passaggi
e sovrapposizioni.
IL CICLO LITOGENETICO
ROCCE MAGMATICHE
Il processo magmatico è caratterizzato dalla presenza iniziale di
un magma che risale dall’interno della Terra ad alta temperatura,
da parecchie centinaia al migliaio di gradi, in condizioni di
pressione molto varie. La progressiva diminuzione della
temperatura porta alla cristallizzazione del magma e quindi alla
formazione di aggregati di minerali che costituiscono le rocce
magmatiche, anche chiamate ignee o eruttive.
Roccia magmatica intrusiva: gabbro
ROCCE MAGMATICHE
Rocce magmatica effusiva.
Lave basaltiche colonnari.
La fessurazione che isola
le «colonne» è dovuta
al processo
di raffreddamento.
ROCCE SEDIMENTARIE
Il processo sedimentario inizia
con l’alterazione e l’erosione dei
materiali rocciosi che affiorano in
superficie ad opera dei cosiddetti
agenti esogeni (acqua, vento,
ghiaccio) e si completa con il
trasporto e l’accumulo dei
materiali erosi. Si giunge così alla
formazione delle rocce
sedimentarie. Il processo
sedimentario si svolge sulla
superficie terrestre o a modesta
profondità, per cui è
caratterizzato da basse
temperature (all’incirca tra 0 e
150 °C) e da bassa pressione.
ROCCE SEDIMENTARIE
La guglia del Daint de
Mesdì, nelle Dolomiti
(Gruppo del Sella).
ROCCE METAMORFICHE
Il processo metamorfico ha come caratteristica
fondamentale la trasformazione di rocce preesistenti
(magmatiche, sedimentarie, metamorfiche) che
vengono a trovarsi in condizioni ambientali diverse da
quelle di origine.
Tale trasformazione avviene all’interno della Terra allo
stato solido. I minerali preesistenti, non più stabili,
vengono distrutti e se ne formano altri, in equilibrio con
le nuove condizioni; si originano così le rocce
metamorfiche. Le temperature sono comprese tra 300 e
800 °C, quindi tra quelle tipiche del processo
sedimentario e quelle proprie del processo magmatico,
mentre le pressioni sono quasi sempre elevate.
ROCCE METAMORFICHE
Le cave del famoso marmo
di Carrara sono tagliate in
calcari che sono stati
trasformati in rocce
metamorfiche, attraverso
la ricristallizzazione della
calcite. Il colore chiaro e la
trasparenza del marmo
indicano che i calcari
originari erano molto puri.
PROCESSO MAGMATICO
Le rocce magmatiche (ignee o eruttive) sono tutte le rocce
che derivano da un magma, cioè da una roccia fusa. Un
magma è un materiale fuso che si forma entro la crosta o
la parte alta del sottostante mantello, a profondità variabili
(in genere tra i 15 e i 100 km). Tali masse fuse, di
dimensioni anche enormi, sono miscele complesse di
silicati ad alta temperatura, ricche di gas in esse disciolti.
Se, dopo la sua formazione, il magma subisce un
raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: dal
fuso si separano via via, secondo il loro punto di fusione,
vari tipi di minerali, dalla cui aggregazione finale risulterà
formata una nuova roccia.
PROCESSO MAGMATICO
Il raffreddamento dei magmi in
risalita può avvenire, all'interno
della crosta terrestre, dando
origine a rocce intrusive,
oppure all'esterno di essa
producendo manifestazioni
vulcaniche con la formazione di
rocce effusive.
PROCESSO MAGMATICO
Nomenclatura dei diversi corpi ignei
ROCCE MAGMATICHE
Le rocce intrusive (o plutoniche), si originano da magmi
che solidificano in profondità, circondati da altre rocce;
esse si formano quando vi è l’impossibilità, per la massa
fusa, di giungere in superficie.
Le rocce effusive si originano, invece, qualora la massa
magmatica, spinta dalla pressione dei gas in essa disciolti,
trova una via di risalita, sfruttando fratture nella crosta o
contribuendo a crearne di nuove, e giunge così a
traboccare in superficie, dove solidifica all’aria libera.
Le rocce intrusive e le rocce effusive presentano
caratteristiche abbastanza diverse anche se con una
semplice osservazione a livello macroscopico non è
sempre facile distinguerle.
ROCCE MAGMATICHE
Da un punto di vista chimico, i minerali che compongono le rocce magmatiche
appartengono essenzialmente a silicati riunibili in due gruppi di minerali:
minerali sialici: vi prevalgono Si, Al, sono più ricchi di SiO2 (silice), e sono per
lo più di colore chiaro.
minerali femici: vi prevalgono Fe e Mg, sono per lo più di colore scuro
(bruno, verde o nero).
Se le caratteristiche cromatiche permettono pertanto una prima indicazione
sulle caratteristiche chimiche, la quantità di silice (determinabile con l'analisi
chimica) permette di distinguere le rocce magmatiche in:
Rocce acide: rocce con un contenuto di silice superiore o uguale al 65%
Rocce intermedie: rocce con un contenuto di silice tra 52% e 65%
Rocce basiche: rocce con un contenuto di silice tra 45% e 52%
Rocce ultrabasiche: rocce con un contenuto di silice inferiore al 45%
COMPOSIZIONE MINERALOGICA
Percentuale di minerali nelle rocce magmatiche
ROCCE MAGMATICHE INTRUSIVE
Gabbro, roccia intrusiva
basica
Granito: roccia intrusiva
acida
ROCCE MAGMATICHE INTRUSIVE
Intrusive acide
Graniti: hanno grana da grossolana a medio-mediofine,
contengono quarzo traslucido e incolore, feldspati potassici
(ortoclasio), scarso plagioclasio e biotite (mica nera).
Possono contenere muscovite (se si è in presenza di graniti a
due miche), apatiti, zirconi, pirite. Il colore va dal bianco al
rosso passando per il rosa. Le masse fuse di tipo granitico,
che consolidando danno origine a rocce dure che si
estendono anche per centinaia di chilometri, sono dette
"batoliti".
Sieniti: sono rocce che contengono feldspati ricchi di sodio
(plagioclasi), la cui struttura è simile ai graniti, ma sono prive
di quarzo.
ROCCE MAGMATICHE INTRUSIVE
Intrusive Intermedie
Dioriti: essendo neutre il quarzo è scarso, hanno una
miscela equilibrata di composti femici cioè basici
(pirosseni e anfiboli) e sialici, cioè acidi (plagioclasi);
struttura olocristallina. Il quarzo è presente nelle quarzodioriti.
Intrusive Basiche
Gabbri: sono rocce molto scure, con plagioclasi,
pirosseni, anfiboli.
Intrusive Ultrabasiche
Peridotiti: sono rocce ultrabasiche, scure e pesanti
formate in prevalenza da elementi ferro-magnesiaci e,
quindi, povere di silicio.
ROCCE MAGMATICHE EFFUSIVE
Effusive Acide
Rioliti (o lipariti): sono conosciute meglio con il nome di
“porfidi”. Presentano struttura porfirica, quarzo e
feldspati
Trachiti: sono prive di quarzo ma abbondanti di
ortoclasio. Il colore è tendente allo scuro.
Effusive Intermedie
Andesiti: contengono fenocristalli; il nome di queste
rocce deriva dalle Ande, in quanto queste rocce sono il
prodotto dell'attività degli allineamenti vulcanici che
circondano le fosse abissali. Sono impiegate come rocce
ornamentali, essendo molto resistenti.
ROCCE MAGMATICHE EFFUSIVE
Effusive Basiche
Basalti: sono tra le rocce più dure esistenti, di colore
scuro o verde, molto basiche, impiegate per
pavimentazioni stradali e come pietre ornamentali
Effusive Ultrabasiche
Picriti: sono costituite prevalentemente da olivina con
piccole percentuali di plagioclasio calcico e in
subordine da pirosseno rombico, orneblenda e biotite.
ROCCE MAGMATICHE ACIDE
Granito – intrusiva
Riolite – effusiva
ROCCE MAGMATICHE ACIDE
Sienite – intrusiva
Trachite – effusiva
ROCCE MAGMATICHE INTERMEDIE
Diorite – intrusiva
Andesite – effusiva
ROCCE MAGMATICHE BASICHE
Gabbro – intrusiva
Basalto – effusiva
GRANITO
Il granito è una roccia ignea intrusiva felsica, con grana che va
da media a grossolana e occasionalmente può presentare
megacristalli. Il suo nome deriva dal latino granum (a grani),
con chiaro riferimento alla sua struttura olocristallina.
GRANITO
Promontorio di Capo Testa (Sardegna) con i
famosi graniti erosi dal vento
GRANITO
Sarcofago romano di Calventius in granito –
Comune di Bergamasco.
GRANITO
La statua in granito di
Amenemhat III, faraone
che regnò sull'Egitto dal
1842 al 1797 a.C., è un
esempio della produzione
artistica del Medio Regno.
L'opera celebra con
vigoroso realismo la figura
e la potenza del faraone.
GRANITO
Sarcofago in granito
rosso di Federico II, nella
cattedrale di Palermo.
GRANITO
Il sarcofago di granito rosso di Pietro Mascagni
nel Cimitero della Misericordia. Livorno
GRANITO
L'obelisco incompiuto di Assuan
è un obelisco egizio la cui
estrazione non è stata
completata, probabilmente a
causa della comparsa di
fenditure nella roccia. Si trova
disteso su un fianco in una
grande cava di granito rosa
circa 2 km a sud della città di
Assuan, in Egitto. Il lato inferiore
non è stato distaccato dalla
roccia per l'abbandono del
progetto a causa delle fenditure
nel granito.
PORFIDO
Statue dei Tetrarchi in
porfido rosso antico,
presso la Basilica di San
Marco a Venezia
PORFIDO
Blocchi di porfido per pavimentazioni
OSSIDIANA
L'ossidiana è un vetro vulcanico la cui formazione è
dovuta al rapido raffreddamento delle lave a chimismo
acido.
La lava a contatto dell'aria, si raffredda rapidamente
dando origine all'ossidiana. Il veloce raffreddamento
non consente agli atomi di ordinarsi per formare un
cristallo. L'ossidiana è un vetro naturale, del tutto simile
a quello di produzione umana. È utilizzata per fabbricare
collane preziose e punte delle armi.
OSSIDIANA
Lipari - affioramento di ossidiana. È ben
osservabile la struttura vetrosa di tipo fluidale.
POMICE
La pomice è una roccia magmatica effusiva,
leggerissima a causa dell'elevatissima porosità. Si
forma principalmente da eruzioni di tipo esplosivo,
quindi da magmi acidi, e la porosità è dovuta alla
formazione di bolle di gas di struttura simile alla
schiuma nella matrice vetrosa della roccia. Il
rapido raffreddamento mantiene la struttura
vescicolare e la parte solida è costituita da roccia
amorfa, raramente con una piccola componente
cristallina. La massa solida è costituita
prevalentemente da silice, con disciolti vari ossidi
metallici.
POMICE
Pezzo spiaggiato sulla battigia a Veglia Croazia (diametro minore 56 mm).
POMICE
Cava di pomice sull'isola di Lipari
POMICE
Pomice Roccia vulcanica vetrosa
vescicolata, di colore chiaro,
estremamente porosa, caratterizzata
da una densità inferiore a 1 g/cm3,
che viene emessa durante un’attività
vulcanica altamente esplosiva
accompagnata da emissione di gas
sotto forte pressione.
Dal punto di vista composizionale si
distinguono pomici siliciche, che
costituiscono brandelli di magma
acido vescicolato e presentano
elevata porosità e bassa
permeabilità, e pomici basiche
(anche chiamate scorie), le quali
contengono piccole vescicole
sferoidali.
POMICE
Con il termine scoria si indica
una roccia vulcanica molto
vescicolata, di composizione
comunemente basaltica o
andesitica. La scoria si
distingue dalla pomice
poiché ha vescicole più
grandi e comunicanti,
affonda in acqua e spesso è
di colore scuro. Queste
differenze sono dovute alla
diversa viscosità e chimismo
del magma.
POMICE
Il Riposo di Eolo
scultura in pietra
pomice
VULCANO
ROCCE SEDIMENTARIE
Mentre le rocce magmatiche sono la traccia concreta di
un’incessante attività interna del pianeta, le rocce
sedimentarie sono il segno delle continue trasformazioni
in atto da tempi lunghissimi sulla superficie della Terra.
Sono rocce molto diffuse, anche se con modesti spessori
– arrivano appena al 5% della composizione della crosta
superiore – e sono estremamente eterogenee.
Questa eterogeneità riflette i numerosi modi in cui tali
rocce possono formarsi, pur essendo tutte esogene, cioè
prodotte da processi attivi in superficie. Il termine
sedimentazione indica la deposizione e l’accumulo, su
terre emerse o sul fondo di bacini acquei (fiumi, laghi,
mari), di materiali di origine inorganica od organica.
ROCCE SEDIMENTARIE
Questi materiali sono stati in genere trasportati più o meno a
lungo dai cosiddetti «agenti esogeni»: acque, venti, ghiacci. Il
processo avviene quotidianamente sotto i nostri occhi in
diverse aree:
sul fondo delle valli (depositi fluviali),
ai piedi delle montagne, dove cadono i frammenti rocciosi
che si staccano dalle masse sovrastanti (detriti di falda),
nel deserto (sabbia eolica),
sul fondo dei laghi (fanghi argillosi o calcarei) o delle paludi
(torba),
in riva al mare (depositi sabbiosi o ciottolosi),
in pieno oceano (argille e calcari).
ROCCE SEDIMENTARIE
Erosione, trasporto sedimentazione
ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce sedimentarie sono le più
comuni e diffuse rocce sulla
superficie della Terra. Il loro spessore
è di alcune centinaia di metri sul
fondo dei mari e può essere di alcuni
chilometri sulle terre emerse. A
seconda della loro origine vengono
divise in quattro gruppi principali:
Rocce clastiche
Rocce piroclastiche (rocce ignee)
Rocce chimiche
Rocce organogene (biochimiche)
ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce sedimentarie sono spesso stratificate
ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce sedimentarie clastiche o rocce
detritiche derivano da sedimenti i cui elementi
costituenti a loro volta derivano principalmente
dall'accumulo di frammenti litici di altre rocce
degradate, trasportati in genere da agenti
esogeni diversi (corsi fluviali, correnti marine,
venti, ecc.).
ROCCE SEDIMENTARIE
Sedimento incoerente
Tipo di roccia
d (mm)
Ciottoli (pebbles)
Conglomerato
(puddinga, breccia)
> 64
Ghiaia (gravel)
Conglomerato
(puddinga, breccia)
2 – 64
Sabbia (sand)
Arenaria (sandstone)
1/16 – 2
Limo (silt)
Siltite (siltstone)
1/256 – 1/16
Argilla (clay)
Argillite (mudstone)
< 1/256
ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce costituite da clasti con
dimensioni maggiori di 2 mm
sono dette conglomerati, e
derivano dalla lenta
cementazione delle ghiaie.
I conglomerati formati da ciottoli
spigolosi sono detti brecce. Esse
hanno subìto un trasporto
modesto, come accade ai detriti
caduti ai piedi dei versanti
montuosi.
I conglomerati formati da ciottoli
arrotondati sono detti puddinghe.
Esse hanno subìto un lungo
trasporto come, ad esempio, i
depositi alluvionali lasciati dai
fiumi e dai torrenti.
ROCCE SEDIMENTARIE
Puddinghe
ROCCE SEDIMENTARIE
Breccia poligenica, cioè
conglomerato a ciottoli
spigolosi e di varia natura. I
frammenti (clasti), grandi in
questo caso al massimo tre o
quattro centimetri, non sono
stati fluitati dalle acque
correnti, quindi sono rimasti
spigolosi. Il cemento che lega
i clasti è formato da CaCO3
(carbonato di calcio)
precipitato dalle acque di
circolazione.
ROCCE SEDIMENTARIE
Puddinga, un conglomerato i
cui ciottoli appaiono levigati,
come conseguenza
dell‟usura durante il
trasporto. In questo caso i
ciottoli sono sparsi in una
sabbia fine (si parla in tal
caso di matrice) e il tutto è
legato insieme da un
cemento, che può essere di
varia natura (calcitico,
silicico, ferruginoso ecc.).
ROCCE SEDIMENTARIE
L'arenaria è una roccia
sedimentaria composta di granuli
dalle dimensioni medie di una
sabbia.
I granuli possono avere varia
composizione mineralogica, in
funzione dell'area di provenienza.
Tra i grani più resistenti
all'abrasione e all'alterazione
chimica comunemente abbondano
quelli di quarzo, minerale che,
proprio per la sua resistenza, è uno
dei costituenti più comuni di queste
rocce.
ROCCE SEDIMENTARIE
La città nabatea di Petra in Giordania,
interamente scolpita in arenarie fluviali
ROCCE SEDIMENTARIE
L’ argillite è una roccia sedimentaria con tessitura clastica a
grana finissima che si forma per litificazione di un sedimento
argilloso. Può contenere una percentuale ridotta di
sedimenti fini costituiti da quarzo e minerali non silicei quali
carbonati, ossidi di ferro, delle dimensioni granulometriche
del silt. Spesso è caratterizzata da una tipica fissilità.
La marna è una roccia sedimentaria composta da una
frazione argillosa e da una frazione carbonatica data
generalmente da carbonato di calcio (calcite) CaCO3. Nelle
marne tipiche la percentuale di carbonato di calcio va dal
35% al 65%; al di sopra e al di sotto di questi valori si hanno
termini transizionali a calcari per alti contenuti di carbonato,
ovvero ad argille per bassi contenuti di carbonato.
OGGETTI IN CERAMICA
Piastrelle di ceramica moderna
Piastrelle di ceramica fine „800
Vaso ceramica del Neolitico
ROCCE PIROCLASTICHE
Le rocce piroclastiche presentano una genesi
intermedia fra quella delle rocce ignee e quella
delle rocce sedimentarie: sono rocce detritiche,
formate dalla sedimentazione di materiali solidi
proiettati in aria dai vulcani (detti piroclasti)
durante violente esplosioni. I materiali più
grossolani si distribuiscono a minore distanza
dal cratere, mentre quelli più fini possono
essere trasportati, con il favore del vento,
anche a centinaia di chilometri.
ROCCE PIROCLASTICHE
Depositi di tufi dovuti ad
un'antica eruzione nei
pressi di Crater Lake,
Oregon. L'erosione
selettiva ha scolpito
strutture dall'aspetto
simile a colonne o
pinnacoli.
ROCCE PIROCLASTICHE
Granulometrie diverse dei componenti le rocce piroclastiche
Bomba vulcanica
Lapilli
Cenere vulcanica
ROCCE PIROCLASTICHE
Il tufo, abbondantissimo nei distretti vulcanici del Lazio, cominciò ad essere
usato come materiale da costruzione sin dal VII secolo a.C., dai Prisci romani,
dagli altri Latini e dagli Etruschi, perché è una roccia piuttosto resistente ma
leggera e lavorabile. In epoca romana veniva usato anche come base per
ottenere malte idrauliche. È stato usato pure per costruzioni più recenti come
le città di fondazione nel Pontino.
I tufi del Lazio sono principalmente il frutto dell'azione del Vulcano Sabatino nel
periodo che va all'incirca fra 600.000 e 300.000 anni fa.
ROCCE PIROCLASTICHE
Sebbene il nome "tufo" vada propriamente riservato a
formazioni di origine vulcanica, esso viene utilizzato per
indicare rocce diverse, accomunate dal fatto di essere leggere,
di media durezza e facilmente lavorabili. In particolare in
alcune regioni italiane prive di giacimenti tufacei vulcanici
viene chiamato tufo il calcare poroso (es.: il tufo delle Puglie).
ROCCE CHIMICHE
Sono le rocce che si sono deposte, e si depongono tuttora, per
fenomeni chimici. Il più evidente tra questi è la precipitazione,
sul fondo di bacini acquei, di composti chimici che si trovano
sciolti nell’acqua del mare o dei laghi. Se la quantità dei sali
disciolti raggiunge la saturazione, essi precipitano, formando
nel tempo, per processi diagenetici, le rocce chimiche.
ROCCE CHIMICHE
Cristalli di salgemma sulle rive del Mar Morto
IL PAESSAGGIO CARSICO
La parola Carso può essere ricondotta al termine pre-IndoEuropeo karra o gara, che significa “pietra”, e che si trova in
molte lingue dell’Europa e del Medio Oriente.
La parola slovena Kras, che indica la regione rocciosa tra
Trieste e la Slovenia occidentale (il Carso), ha la stessa origine.
Il fenomeno carsico, in questa regione, è stato studiato sin dal
XIX secolo)
Le aree carsiche sono caratterizzate da un insieme di forme
peculiari originate per soluzione delle rocce affioranti
CARSISMO
Con il termine carsismo
s’intende far riferimento ad un
insieme di fenomeni di
asportazione e deposizione di
rocce solubili (carbonatiche
prevalentemente) che si
attuano attraverso una serie di
processi chimico-fisici che
portano tali rocce in soluzione.
I processi di dissoluzione
chimica avengono ad opera
dell'acqua piovana che,
essendo dotata di un certo
grado di acidità risulta
aggressiva nei confronti dei
carbonati che costituiscono la
roccia.
CARSISMO
Caratteristica principale delle aree carsiche è la
presenza di un drenaggio prevalentemente verticale e
ipogeo (è sostanzialmente assente un reticolo
idrografico superficiale)
CARSISMO
Presupposti perché si sviluppi un paesggio
carsico:
1. presenza di rocce solubili
Rocce carbonatiche (carsismo s.s.)
Rocce evaporitiche (paracarsismo, forme
paracarsiche)
2. precipitazioni meteoriche (influenza del clima)
CARSISMO
La quantità di carbonato di calcio che l’acqua può
disciogliere sotto forma di bicarbonato dipende dalla
quantità di CO2 presente nell’acqua che a sua volta
dipende dalla pressione parziale della CO2 all’interfaccia
aria-acqua.
Il processo di soluzione del carbonato di calcio può
essere schematicamente rappresentato dalla reazione
seguente:
CO2 + H2O+ CaCO3 ↔ Ca(HCO3)2
Mentre la soluzione della dolomite viene schematizzata
dalla seguente reazione:
2CO2 + 2H2O+ CaMg(CO3)2 ↔CaMg(HCO3)4
CARSISMO
In realtà la soluzione acquosa è di tipo ionico dato che le varie sostanze
presenti sono dissociate in ioni:
H+, OH-, HCO3- , CO32-, Ca++, CaOH+
Parametri chimico fisici che regolano la reazione
CO2 + H2 O + CaCO3 ↔ Ca(HCO3 )2
acidità (pH) – concentrazione di ioni
durezza (concentrazione di sali (mg/litro) = durezza totale;
concentrazione solfuri e cloruri = durezza permanente;
concentrazione CaCO3 = durezza temporanea
CO2 disciolta (pressione parziale nell’atmosfera)
temperatura della soluzione
conducibilità elettrica (proporzionale alla concentrazione di ioni)
ROCCE EVAPORITICHE
Le evaporiti si formano per evaporazione di ristrette masse
d'acqua sulla superficie della Terra. Sebbene tutte le masse
d'acqua sia superficiali che sotterranee contengano sali
disciolti, per formare dei minerali è necessario che l'acqua
evapori nell'atmosfera ed i sali precipitino. Perché ciò
avvenga, la massa d'acqua deve finire in un ambiente
ristretto in cui gli apporti di nuova acqua siano inferiori al
tasso di evaporazione. In genere questo processo avviene
principalmente in ambienti aridi con piccoli bacini
scarsamente alimentati, come i bacini endoreici o lagune.
Man mano che l'acqua evapora, la concentrazione salina
aumenta e quando si giunge a sovrasaturazione, i sali
precipitano dando origine ai minerali.
I BACINI ENDOREICI
Per bacino idrografico di un fiume, detto anche bacino fluviale o bacino
imbrifero, s'intende tutto il territorio che viene drenato da quel fiume e dalla
rete dei suoi affluenti (esso, cioè, raccoglie tutte le acque dilavanti che
confluiscono in quel fiume); il perimetro del bacino idrografico è segnato
dalla linea spartiacque, la linea immaginaria che generalmente corre lungo
il crinale dei rilievi montuosi.
Una porzione di territorio le cui acque, a causa della distribuzione delle
pendenze, scorrono verso il mare è detta zona esoreica.
I BACINI ENDOREICI
Nelle zone endoreiche le acque superficiali terminano in
lagune o laghi interni non collegati al sistema oceanico, o
scompaiono sotto terra. Esempio di tali zone sono i grandi
bacini interni nordamericani o centro-asiatici (il sistema del
Mar Caspio, del Lago d'Aral in Asia, del Giordano-Mar Morto
in Israele, di molti dei laghi tettonici dell'Africa sudorientale)
e i sistemi carsici (Carso triestino, Piani del Gran Sasso,
Murge pugliesi e lucane), dove le acque superficiali
percolano nel sottosuolo ove alimentano un reticolo
idrografico ipogeo (cioè sotterraneo).
Nelle zone areiche, invece, non esiste un reticolo idrografico;
lo scorrimento in superficie è assente, eccetto che nei rari
momenti di precipitazione (ne sono esempio i deserti).
ROCCE EVAPORITICHE
La vena del Gesso a monte di Borgo Tossignano (Bologna)
espone in faglia le successioni evaporitiche del Miocene
superiore (Messiniano): 16 banchi di gesso ed altrettanti
strati di argille sedimentarie di modesta potenza che, per
tale ragione, vengono anche definiti come "le alternanze"
del Messiniano.
Questa unità cronostratigrafica si estende tra 7,246 e
5,332 milioni di anni fa (Ma), per una durata complessiva
di 1,914 milioni di anni.
ALABASTRO
L'alabastro è un minerale di origine evaporitica di origine gessosa
(solfato di calcio idrato) o calcitica (carbonato di calcio), che si
presenta in aggregati concrezionati, zonati o fibroso-raggiati, di
aspetto cereo, deposti in ambienti sotterranei da acque
particolarmente dure.
OGGETTI IN ALABASTRO
Cofanetto in alabastro
dell‟antico Egitto
Manufatti in alabastro di Volterra
CALCARE
Il calcare è una roccia sedimentaria, da cristallina a
microcristallina, il cui componente principale è
rappresentato dal minerale calcite. Le rocce calcaree
sono più o meno compenetrate da impurità argillose o
quarzitiche. La parte prevalente delle rocce calcaree va
inclusa nei sedimenti organogeni, una parte minore si è
formata per precipitazione da soluzioni acquose
soprasature come sedimenti chimici. Infine, possono
anche formarsi sedimenti calcarei clastici, qualora le
rocce formatesi originariamente per via chimica o
organogena vengano distrutte fisicamente e poi
ricomposte in altro luogo
CALCARE
Vette Feltrine
Dolomiti bellunesi
Scogliere del Gargano
FOSSILI IN CALCARI SEDIMENTARI
In calcari clastici a grana molto fine (silt e/o argilla originaria) è
molto frequente trovare dei fossili ben conservati
CALCARE
Utilizzo del calcare come materiale da
costruzione
IL TRAVERTINO
Il travertino è una roccia
biancastra e porosa, di carbonato
di calcio, depositata in formazioni
stratificate sub-aeree, da acque
sorgive calde e fredde. La varietà
compatta di travertino viene usata
come pietra da costruzione fin dai
tempi dei romani, mentre quella
porosa è oggi usata per rivestire
pareti interne. Grandi depositi di
travertino si trovano in Italia
(presso Tivoli) e negli Stati Uniti
(Wyoming, California e Colorado)
TRAVERTINO COME PIETRA ORNAMENTALE
La Fontana di Trevi del
Bernini
Roma – Il teatro di
Marcello
ROCCE CLASTICHE
Le rocce costituite da clasti con dimensioni maggiori di 2 mm sono
dette conglomerati, e derivano dalla lenta cementazione delle ghiaie.
Le rocce costituite da clasti più piccoli (tra 2 mm e 1/16 di mm)
sono chiamate arenarie, sabbie cementate che possono essere
ricche di granuli di quarzo o di altra natura.Derivano da sabbie
desertiche, dune litorali, sabbia fluviale o lacustre o deltizia, sabbie
costiere o di bassifondi marini. In Cina, in Russia ed in altre distese
continentali vi sono tipici depositi giallastri di sabbia fine, trasportata
su lunghe distanze dal vento, che prendono il nome
di loess (pronuncia löss).
Le rocce formate da clasti finissimi (meno di 1/16 di mm) sono
dette argille. Esse si depositano in prevalenza sul fondo dei grandi
laghi, o al largo dei delta, o, ancora, in mare aperto e in pieno
oceano. Quando tali sedimenti, a causa della diagenesi, perdono la
loro tipica plasticità e diventano più compatti, vengono distinti con il
nome di argilliti.
ROCCE CLASTICHE
I conglomerati si formano in seguito all'accumulo di
detriti grossolani, di dimensioni maggiori di 2 mm,
detti anche ghiaie, e si distinguono in puddinghe, se i
ciottoli sono arrotondati, e in brecce, se i frammenti
presentano spigoli vivi. È inoltre possibile procedere a
un'ulteriore suddivisione dei conglomerati. In base alla
natura delle rocce originarie dei clasti, i conglomerati
si suddividono inoltre in monogenici, se la roccia è
costituita da frammenti della stessa natura,
oppure poligenici, se i clasti costituenti provengono da
almeno due tipi di rocce.
ROCCE CLASTICHE
Le arenarie sono rocce sedimentarie originate per sedimentazione di
minutissimi frammenti con dimensioni comprese fra 2 e 1/16 mm,
detti sabbie; questi sedimenti sono estremamente comuni in
ambienti sia marini, sia continentali. La composizione delle sabbie
non dipende solo dalla roccia originaria, ma anche dall'intensità dei
fenomeni erosivi subiti.
Siltiti e argilliti sono composte da particelle a grana molto fine,
rispettivamente il silt (dimensioni comprese tra 1/16 e 1/256 mm) e
l'argilla (dimensioni inferiori a 1/256 mm), che sedimentano in mare
aperto, sul fondo dei laghi, negli ambienti palustri e lagunari.
Essendo facilmente trasportabili, questi sedimenti possono quindi
trovarsi anche a notevoli distanze dal luogo di formazione. Le siltiti e
le argilliti sono usate nell'industria dei laterizi, delle terrecotte e
nell'industria chimica.
ROCCE ORGANOGENE
Sono rocce formate quasi solamente dall’accumulo di sostanze
legate a un’attività biologica. Sulla base del modo in cui si è formato
l’accumulo si distinguono in tre categorie, che riflettono diversi
ambienti di origine.
Rocce bioclastiche, formate da semplici accumuli di gusci e apparati
scheletrici (ad esempio gli ammassi di conchiglie che si osservano
anche oggi lungo le coste).
Rocce biocostruite, formate da ammassi di organismi «costruttori», i
cui apparati scheletrici esterni possono saldarsi l’uno all’altro (ad
esempio le scogliere e gli atolli costruiti da spugne e coralli in mari
tropicali).
Depositi organici, formati da accumuli di sostanza organica vera e
propria, vegetale o animale, in mare o su terre emerse, dalla cui
trasformazione nel tempo prendono origine depositi particolari
(carboni e idrocarburi).
ROCCE ORGANOGENE
Calcàre organogeno
bioclastico, costituito da
un ammasso di gusci di
lamellibranchi. La matrice
in cui sono disseminati i
gusci è detritica molto
fine e il cemento è
calcitico. Rocce come
queste sono chiamate
«lumachelle» e vengono
spesso impiegate,
levigate e lucidate, come
pietre da decorazione.
ROCCE ORGANOGENE
La lumachella è il nome
merceologico di una roccia
sedimentaria organogena
caratterizzata da una
abbondante e ben visibile
presenza di conchiglie fossili
che conferisce pregio alla
pietra; lo stesso termine viene
usato anche in campo geologico
descrittivo per indicare una
roccia composta quasi
esclusivamente da gusci di
conchiglie fossili, anche se
inadatta ad essere utilizzata a
scopi ornamentali.
ROCCE ORGANOGENE BIOCOSTRUITE
Le Dolomiti sono scogliere coralline del
Triassico (circa 180 milioni di anni fa) e sono
costituite principalmente dalla dolomia,
ottenuta dal calcare per sostituzione di un
atomo di calcio con un atomo di magnesio. Tale
sostituzione ha cancellato completamente ogni
traccia di fossili.
ROCCE ORGANOGENE BIOCOSTRUITE
Le Dolomiti
ROCCE ORGANOGENE SILICEE
L’accumulo di gusci di organismi che utilizzano
la silice per costruirsi il guscio invece della
calcite, porta alla formazione di rocce
organogene silicee. Tra queste la più diffusa è
la selce, una roccia dura, formata da SiO2
(silice amorfa), che può presentarsi in strati
regolari, in genere di modesto spessore, o può
essere contenuta entro masse calcàree in
forma di
ROCCE ORGANOGENE SILICEE
Livelli di selce all‟interno
di uno strato di calcare.
La selce, di colore scuro,
è molto dura e si rompe
con una frattura scagliosa
e lucente (grandezza
naturale).
In questo caso il tipo di
frattura non ne avrebbe
consentito l‟utilizzo da
parte degli uomini
preistorici per fare
strumenti
SELCE
La selce tende a concentrarsi in lenti estremamente
compatte e pressoché inattaccabili dagli agenti
atmosferici, peculiarità che, insieme con la relativa
abbondanza, la durezza e la frattura concoide ne hanno
fatto il materiale principe delle prime industrie litiche.
Questa roccia si forma in due modi:
per accumulo di resti di organismi a guscio o scheletro
siliceo quali radiolari, diatomee e spugne, prendendo il
nome di radiolarite o diatomite.
per segregazione e accumulo di silice, proveniente da
rocce terrigene e rocce carbonatiche.
MANUFATTI IN SELCE
Frattura concoide
ROCCE METAMORFICHE
Le rocce, quando vengono sottoposte a temperature elevate o a forti
pressioni (o ad entrambi i processi), pur rimanendo allo stato solido
possono subire dei cambiamenti nella loro composizione
mineralogica (cioè del tipo di minerali di cui sono costituite) e nella
struttura (cioè nella disposizione dei minerali al loro interno). Questo
processo di trasformazione mineralogica e strutturale è detto
metamorfismo e le rocce che ne derivano sono chiamate rocce
metamorfiche. Il metamorfismo è quindi un processo che avviene in
profondità, all’interno della crosta terrestre, senza che si arrivi alla
fusione del materiale coinvolto (se ciò avviene, si origina un magma e
si possono formare rocce magmatiche). Le rocce metamorfiche sono
una traccia vistosa delle trasformazioni che coinvolgono l’intera
crosta terrestre: rocce oggi affioranti possono, con il tempo, scendere
a profondità di decine di kilometri, mentre via via si trasformano;
rocce profonde possono essere spinte e affiorare in superficie,
portando con sé le «prove» delle vicende subìte.
ROCCE METAMORFICHE
I minerali e le rocce sono stabili solo nelle condizioni in cui si
formano.
Ai cambiamenti di temperatura e pressione corrispondono
cambiamenti mineralogici e di struttura nelle rocce, che si
adattano alle nuove condizioni.
Tutto ciò avviene in tempi molto lunghi mentre la roccia resta
allo stato solido.
Le nuove condizioni di temperatura e pressione determinano il
fenomeno della ricristallizzazione.
Questi processi avvengono all’interno della crosta terrestre, a
una profondità compresa tra i 10 e i 30 km, dove le pressioni
aumentano e le temperature diventano sufficientemente
elevate, ma non a tal punto da provocare la fusione delle rocce
(se non localmente e in modesti volumi).
ROCCE METAMORFICHE
Il metamorfismo riguarda quindi le rocce che, per i
continui movimenti della crosta terrestre, vengono
trasportate a profondità maggiori rispetto alla loro
posizione iniziale
La temperatura e la pressione che innescano il
metamorfismo sono conseguenze del calore
interno della Terra e del peso delle rocce
sovrastanti (pressione litostatica). A 15 km di
profondità la pressione è infatti circa 4000 volte
superiore a quella esistente sulla superficie
terrestre.
ROCCE METAMORFICHE
Le rocce metamorfiche possono derivare oltre che da
altre rocce metamorfiche, anche da rocce sedimentarie
(para-metamorfiti) e da rocce ignee (orto-metamorfiti).
Si distinguono 4 tipi di metamorfismo: di contatto (o
termico), regionale, di carico, dinamico (o cataclastico).
Metamorfismo termico, di carico e dinamico sono
fenomeni molto frequenti, ma quantitativamente poco
significativi. Essi generano infatti solo una piccola
percentuale delle rocce metamorfiche, la gran parte
delle quali si produce invece in conseguenza dei
fenomeni tettonici collegati al metamorfismo regionale.
ROCCE METAMORFICHE
Metamorfismo di contatto
Metamorfismo regionale
METAMORFISMO DI CONTATTO O TERMICO
Metamorfismo di contatto o termico si produce quando
le rocce si trovano in contatto con intrusioni
magmatiche.
Le rocce circostanti (rocce incassanti) subiscono un
aumento di temperatura a causa del calore emanato dal
magma che si raffredda.
In tal modo le intrusioni ignee sono sempre circondate
da aureole di rocce metamorfiche (contattiti) il cui grado
metamorfico diminuisce man mano che ci allontaniamo
dal corpo magmatico. Si tratta, quindi, di un fenomeno
localizzato.
METAMORFISMO DI CONTATTO O TERMICO
L’intrusione di un magma provoca la «cottura»
della roccia incassante.
METAMORFISMO REGIONALE
La collisione tra masse rocciose, dovuta a
movimenti tettonici, provoca lo sprofondamento
di grandi volumi di rocce che, sottoposte a
condizioni di temperatura e pressione sempre
più intense, subiscono processi metamorfici di
grado crescente, indicati col termine di
metamorfismo regionale.
METAMORFISMO REGIONALE
METAMORFISMO DI CARICO
Il metamorfismo di carico si produce quando
masse rocciose sprofondano entro la crosta
terrestre subendo un aumento di pressione per il
peso dei sedimenti sovrastanti e di temperatura
che cresce con la profondità, secondo il gradiente
geotermico (3° ogni 100 m).
Se le rocce che sprofondano sono sedimentarie, si
passa gradualmente dalla diagenesi al
metamorfismo di basso grado e non sempre è
possibile fare una distinzione netta tra i due
fenomeni.
METAMORFISMO DINAMICO O CATACLASTICO
Il metamorfismo dinamico o cataclastico si
produce in corrispondenza di grandi fratture della
crosta terrestre (faglie), dove due frammenti
crostali si spostano parallelamente con verso
opposto.
Lungo la superficie di contatto (superficie di faglia)
tra le due masse rocciose in scorrimento reciproco
l'attrito libera enormi quantità di calore.
Le rocce vengono frantumate e profondamente
alterate. Si formano rocce metamorfiche tipiche
chiamate miloniti.
FORMAZIONE DELLE ROCCE METAMORFICHE
Quando prevale l’azione di forti pressioni rispetto a quella della
temperatura (a profondità relativamente basse), si formano di
preferenza minerali appiattiti o lamellari, come le miche, orientati
tutti perpendicolarmente alla direzione della pressione. Le rocce che
ne derivano presentano una tipica scistosità, cioè la proprietà di
dividersi facilmente in lastre su piani paralleli.
Con l’aumentare della temperatura e della profondità, la formazione
di minerali lamellari diventa più difficile e prevalgono minerali di
aspetto granulare: si perde così la scistosità e si formano rocce più
massicce, anche se ancora divisibili in grossi banchi. I minerali di una
roccia che sprofonda nella crosta terrestre sono sottoposti, quindi, a
continua trasformazione e il tipo di metamorfismo finale dipende dal
punto in cui si è arrestato il processo di sprofondamento.
TEMPERATURA PRESSIONE E METAMORFISMO
Rocce in partenza uguali possono originare tipi diversi di rocce
metamorfiche, a seconda delle pressioni e delle temperature
cui sono sottoposte.
In un grafico temperatura-pressione, il processo metamorfico
occupa un’area compresa tra processo sedimentario e
processo magmatico sfumando in questi.
L’entità delle trasformazioni subite dalle rocce è definita grado
metamorfico, che diventa sempre più accentuato con la
profondità: si passa da un grado metamorfico basso a uno
intermedio e infine a uno elevato al cambiare delle condizioni
fisiche.
TEMPERATURA PRESSIONE E METAMORFISMO
Il metamorfismo di grado bassissimo non è molto diverso da un
processo di diagenesi: gli effetti sulle rocce possono essere del tutto
simili
TEMPERATURA PRESSIONE E METAMORFISMO
Nel metamorfismo di altissimo grado o ultrametamorfismo
le variazioni di temperatura e pressione sono tali da
arrivare alla fusione parziale della roccia.
In questo caso la frazione mineralogica più acida della
roccia metamorfica fonde per prima con formazione di un
fuso acido che contiene frammenti solidi più basici della
roccia di partenza.
Se, come spesso accade, il fuso acido che si forma
raffredda in loco, si produce una roccia formata da
porzioni di roccia metamorfica rimasta solida (paleosoma)
e porzioni di roccia ignea appena formatasi (neosoma).
TEMPERATURA PRESSIONE E METAMORFISMO
A tali rocce miste si è dato il nome di migmatiti. Esse presentano
spesso venature bianche parallele o chiazze bianche di neosoma sul
paleosoma più scuro.
L'ultrametamorfismo sfocia nell'anatessi, con formazione di un
magma anatettico e non è sempre facile distinguere nettamente i
due fenomeni.
MAGMA ANATETTICO
Il magma anatettico deriva dalla fusione di porzioni di crosta
continentale a basse profondità.
Questi fusi acidi si formano attraverso il processo di anatessi, cioè
per la fusione della crosta continentale alla profondità di qualche
decina di km. In queste zone la temperatura raggiunge valori
abbastanza elevati (tra i 600 e i 700 °C) da provocare, almeno in
certe condizioni, la fusione dei minerali sialici, ampiamente
presenti in questo tipo di crosta.
Se la fusione non è completa e il miscuglio fluido-solido si
raffredda, la parte fluida torna a cristallizzarsi e si formano tipiche
rocce, denominate migmatiti Se, invece, prosegue la fusione per
aumento della temperatura, si completa il processo di anatessi e
si forma un nuovo magma, che dà origine a una roccia magmatica
intrusiva, del tutto simile alle rocce granitiche.
MAGMA ANATETTICO
I magmi anatettici hanno elevata viscosità, poiché
sono costituiti da una porzione fusa che avvolge e
permea molti residui ancora solidi, costituiti da
minerali a più alto punto di fusione. Essi si muovono
perciò con notevole difficoltà, non risalgono molto
entro la crosta e tendono a cristallizzarsi in profondità,
formando batoliti granitici. Qualunque tipo di roccia,
sedimentaria o ignea, trasportato abbastanza in
profondità da movimenti entro la crosta, finisce per
subire in qualche grado tale processo di fusione e i
suoi elementi vengono «riciclati» come magma
anatettico.
TEMPERATURA PRESSIONE E METAMORFISMO
Quando è trascinata in profondità dai movimenti della crosta
terrestre, una roccia si adatta alle nuove temperature e
pressioni: gli atomi diventano più mobili, abbandonano le
posizioni occupate nei reticoli cristallini e si legano secondo
nuove disposizioni, creando, così, una nuova associazione
mineralogica in equilibrio con le nuove condizioni di
temperatura e pressione. Questo fenomeno viene detto
ricristallizzazione dei minerali. A volte, cristalli già presenti si
ingrandiscono, assorbendone altri dello stesso tipo.
Tutte queste modificazioni avvengono però senza che la roccia
passi allo stato fuso, nel qual caso si produrrebbe una nuova
roccia magmatica. Tuttavia, la ricristallizzazione metamorfica è
facilitata dalla presenza di acqua e di composti allo stato
aeriforme in genere.
TEMPERATURA PRESSIONE E METAMORFISMO
Un calcare (a sinistra), formato da minuscoli cristalli di calcite,
può essere trasformato – attraverso un processo metamorfico
– in un marmo (a destra), costituito da un mosaico di cristalli di
calcite di dimensioni maggiori, proprio per questo la struttura
del marmo viene detta saccaroide.
AZIONE DELLA TEMPERATURA
La maggiore temperatura favorisce la mobilità
degli atomi e degli ioni che formano i cristalli.
AZIONE DELLA TEMPERATURA
I fenomeni metamorfici richiedono che la roccia raggiunga
temperature minime di 100° - 150°C. All'aumentare della
temperatura aumenta anche il grado metamorfico e,
naturalmente, il grado di ricristallizzazione della roccia.
a) Bassissimo grado 200 - 350°C
b) Basso grado 350 - 500°C
c) Medio grado 500 - 650°C
d) Alto grado 650 - 800°C
e) Altissimo grado > 800 °C
Occorre, tuttavia, sottolineare, ancora una volta, che il
grado di metamorfismo è correlato, non solo, con le
variazioni di temperatura ma anche di pressione.
AZIONE DELLA PRESSIONE
La pressione modifica in vari modi la composizione mineralogica e la
struttura di una roccia. In ogni caso, però, la maggiore pressione genera
nuove strutture cristalline più stabili di quelle preesistenti.
La pressione che agisce sulle rocce può presentare due componenti:
a)
Una pressione di carico o litostatica o omogenea.
b)
Una pressione orientata.
AZIONE DELLA PRESSIONE
La pressione di carico o litostatica è esercitata dal peso delle
rocce sovrastanti, il cui valore dipende naturalmente dalla
densità delle rocce. Si assume in genere per il gradiente
barico un valore intorno a 25 - 30 Kg/cm2 ogni 100 m di
profondità. La pressione di carico è di tipo idrostatico. Ciò
significa che essa agisce con la stessa intensità in tutte le
direzioni (principio di Pascal), non provocando deformazione
delle rocce.
AZIONE DELLA PRESSIONE
Le pressioni omogenee, che agiscono in modo
uniforme in tutte le direzioni, fanno avvicinare fra loro
gli atomi dei minerali, che assumono così strutture
cristalline più «compatte».
AZIONE DELLA PRESSIONE
La pressione orientata è esercitata dai movimenti crostali
orizzontali responsabili dei fenomeni orogenetici. La pressione
orientata agisce lungo una direzione prevalente e determina di
conseguenza deformazione delle rocce.
LA SCISTOSITÀ
Tale pressione, agendo in una direzione
determinata, è in grado di condizionare la tessitura
della roccia metamorfica che si sta formando.
Questo avviene quando la roccia di partenza è
costituita da minerali come le miche, gli anfiboli ed i
pirosseni che possono cristallizzare in lamine o
aghetti. Durante il processo di cristallizzazione di tali
minerali, questi si dispongono prevalentemente in
direzioni ortogonali al vettore pressione cui sono
sottoposti e tra loro paralleli.
LA SCISTOSITÀ
Si formano così delle
striature colorate
(superfici di scistosità)
che danno un aspetto
caratteristico a molte
rocce metamorfiche. La
roccia assume in tal
caso una tipica struttura
scistosa.
IL FATTORE COMPOSIZIONE
L’associazione di minerali in una roccia
metamorfica dipende anche dalla composizione
della roccia originaria. I minerali più abbondanti
nelle rocce metamorfiche sono i silicati, dato che
esse derivano da altre rocce ricche di silicati.
Tra i minerali caratteristici di questa categoria di
rocce alcuni, come il quarzo e le miche, sono
presenti anche nelle rocce magmatiche; altri
invece (come il granato) sono tipici delle sole rocce
metamorfiche.
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Il metamorfismo conferisce nuove strutture alle
rocce che modifica.
I cristalli possono essere di dimensioni assai
variabili, ma in genere sono distinguibili a
occhio nudo.
La struttura di una roccia metamorfica è
determinata dalla dimensione, dalla forma e
dalla disposizione dei cristalli.
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Campione di fillade
Se i piani che
caratterizzano la roccia
metamorfica sono sottili,
la roccia ha struttura
foliata.
La scistosità è evidente e
la roccia si sfalda in
sottili lamine
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Esempio di fillade,
roccia metamorfica di
basso grado.
La fillade deriva dal
metamorfismo di rocce
argillose e argillosabbiose, contenenti
spesso residui di
materiale organico
(soprattutto vegetale)
che, trasformato in
grafite, conferisce un
colore scuro alla roccia.
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
La struttura scistosa è
caratterizzata dalla
disposizione dei cristalli
per bande
grossolanamente
parallele, più o meno
ondulate.
La scistosità è molto
evidente.
Campione di scisto
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Micascisto
I micascisti (metamorfismo
di grado da medio ad alto)
sono formati da letti alterni
di quarzo, in granuli o
lenticelle, e di miche. Le
dimensioni delle lamelle di
mica sono tali che si
distinguono a occhio nudo
(sono le aree scure) nelle
filladi, invece, le miche si
distinguono solo al
microscopio.
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Gneiss
Quando, come accade
spesso nel metamorfismo di
grado elevato, lo spessore
dei piani è considerevole, si
parla di struttura zonata.
Gli gneiss presentano in
genere modesta scistosità.
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Alcune rocce
metamorfiche, come gli
gneiss, hanno la
struttura occhiadina,
caratterizzata da noduli
cristallini chiari
circondati da sottili
bande scure. In primo
piano i cosiddetti
«occhi».
Gneiss occhiadino
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Gneiss occhiadino,
tipica roccia di alto
grado di metamorfismo.
Le macchie chiare (simili
a occhi) sono cristalli di
feldspato potassico
(ortoclasio o microclino);
i sottili veli scuri che
circondano gli occhi sono
letti di mica. La scistosità
è poco sviluppata.
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Le rocce metamorfiche
formate da cristalli
compatti, privi di un
orientamento
preferenziale, sono
caratterizzate da una
struttura granulare.
Forte metamorfismo
dovuto a temperatura
molto elevata.
Marmo
STRUTTURA DELLE ROCCE METAMORFICHE
Marmo
Un esempio di marmo,
formato per contatto tra
calcari e un magma
granitico. La massa
chiara è formata da
cristalli di calcite, mentre
le macchie tondeggianti
scure sono cristalli di
granato (un nesosilicato).
CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE METAMORFICHE
La classificazione delle rocce metamorfiche è piuttosto complessa e
non ha trovato ancora l'accordo di tutti gli specialisti. In generale
essa tiene conto sia del tipo di rocce di partenza che delle condizioni
termobariche raggiunte. La classificazione è complicata dal fatto che
rocce diverse possono trasformarsi in una stessa roccia
metamorfica.
Una classificazione ancora molto usata è quella proposta dal
petrologo finlandese Penti Eskola (1915) che raggruppa insieme in
una stessa facies metamorfica rocce diverse per composizione
chimica e mineralogica, ma formatesi all'interno di un medesimo
intervallo termobarico.
Ciascuna facies è definita da particolari e caratteristiche associazioni
di minerali (paragenesi), detti minerali-indice.
CLASSIFICAZIONE DELLE ROCCE METAMORFICHE
All'interno di ciascuna facies si esegue poi una classificazione
in base alle caratteristiche mineralogiche della roccia, che
viene detta serie metamorfica.
I minerali indice si formano solo in un limitato intervallo di
temperatura e pressione.
GRADO DI METAMORFISMO
La presenza dei minerali indice testimonia le condizioni in cui è
avvenuto il processo metamorfico.
LE FACIES METAMORFICHE
Ciascuna facies prende il nome da una roccia particolarmente
rappresentativa, ma comprende naturalmente rocce molto diverse per
composizione chimica e mineralogica. Ad esempio la facies delle anfiboliti
comprende l’anfibolite (che deriva dai basalti) e i micascisti (che derivano
dalle argille).
LE FACIES METAMORFICHE
GRADO DI METAMORFISMO
Una stessa roccia originaria può formare rocce metamorfiche diverse a
seconda del grado di metamorfismo cui è sottoposta.
Queste rocce di diverso grado che hanno origine dalla stessa roccia
formano una serie metamorfica.
A titolo esemplificativo consideriamo la sequenze di trasformazioni
metamorfiche che costituisce la serie metamorfica delle argille, che sono
rocce di partenza particolarmente diffuse.
Grado crescente di metamorfismo
LA SERIE METAMORFICA DELLE ARGILLE
Le rocce sedimentarie costituite da argilla che subiscono un metamorfismo
di basso grado si trasformano in argilloscisti. I cristalli degli argilloscisti
(soprattutto silicati) si ricristallizzano, trasformandosi in mica e conferiscono
alla roccia un aspetto foliato.
Se le miche continuano a ricristallizzarsi le rocce si trasformano in filladi.
Ulteriori reazioni di ricristallizzazione portano alla formazione di grossi
cristalli di mica, di quarzo e di feldspati e la roccia diventa uno scisto.
A temperature e pressioni più elevate si formano minerali come il granato e
i feldspati e le rocce si trasformano in gneiss.
Sottoposti a condizioni di temperatura e di pressione molto elevate, alcuni
gneiss si trasformano in migmatiti.
In generale si può dire che, nelle rocce, al crescere del grado di
metamorfismo, aumenta la dimensione dei cristalli e aumenta lo spessore
della foliazione, fino a creare bande di un certo spessore.
PROCESSI METAMORFICI
PROCESSI METAMORFICI
