Fossili minerali rocce tutto di tutto

Fossili - minerali -rocce

Tratto da wikipedia : il termine fossile (dal latino fodere, scavare) in paleontologia abitualmente viene usato per indicare resti integri o parziali di organismi un tempo viventi, più in generale viene usato per una qualsiasi testimonianza di vita geologicamente passata (antecedente all'epoca attuale): resti animali, quali ossa, denti, uova, conchiglie; resti vegetali, quali foglie, tronchi, pollini; evidenze di attività vitale (strutture di bioturbazione come tane e orme); tracce legate all'alimentazione (coproliti); ecc.

I minerali (dal latino medievale minerale(m), derivato del francese antico minière, "miniera") sono corpi naturali inorganici allo stato solido, formatisi attraverso processi geologici, fisici e chimici. Nell'industria estrattiva si tende ad attribuire il termine minerale anche a sostanze estraibili dal sottosuolo, tipico il caso del metano. Un minerale può essere costituito da un solo elemento chimico, come l'oro (Au), oppure da uno o più elementi legati assieme in un composto chimico, come ad esempio il quarzo (SiO2).

Il termine "minerale" comprende non soltanto la composizione chimica ma anche la struttura cristallina del materiale. La composizione dei minerali varia dai semplici elementi chimici a sali fino ad arrivare a silicati molto complessi (la maggior parte dei composti organici sono solitamente esclusi), con migliaia di forme conosciute. Lo studio dei minerali è detto mineralogia. I minerali sono essenziali per la nostra vita. Uno degli studi di mineralogia più importanti d'Europa si trova nella piccola città di Santa Severa

Per roccia si intende un aggregato naturale di minerali cristallini e/o amorfi, particelle e solidi di vario tipo; le rocce sono sostanze non esprimibili con una formula chimica e generalmente formano masse ben individuabili.

A seconda del processo che dà loro origine le rocce vengono distinte in tre grandi categorie: * Le rocce magmatiche, dette anche ignee, sono le rocce generate per raffreddamento del magma, una massa silicatica fusa, contenente elementi volatili (:acqua, anidride carbonica, acidi, idrogeno, ecc...) che conferiscono ad essa fluidità e accelerano le reazioni chimiche. Queste rocce vengono a loro volta suddivise, in base alla velocità e al luogo di raffreddamento del magma, in rocce magmatiche intrusive o plutoniche, effusive o vulcaniche, ipoabissali o filoniane: le prime si formano all'interno della crosta terrestre o nella parte più alta del mantello terrestre e sono caratterizzate da un lento raffreddamento che favorisce la crescita dei cristalli al loro interno (all'incirca 150 mila anni), tipiche rocce di questo tipo sono i graniti e le quarzo-dioriti; le seconde invece si formano in seguito ad un'eruzione o a una colata lavica e pertanto subiscono un raffreddamento rapidissimo (un anno circa) che "congela" parte della roccia in uno stato amorfo. Sono formate da pasta di fondo microcristallina; la loro struttura è vetrosa. Esempi sono il basalto, il porfido e la pomice. Ci sono poi le rocce filoniane o ipoabissali, che, solidificando 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, il granito, la diorite. * Le rocce sedimentarie sono le rocce generate per sedimentazione di detriti inorganici, organici e sali minerali, consolidati dalla successiva o contemporanea deposizione di una sostanza cementante. Si tratta in sostanza di antichi sedimenti litificati a seguito di fasi di degradazione meteorica, erosione, trasporto e sedimentazione. Sono le rocce più diffuse sulla superficie terrestre in quanto coprono oltre l'80% delle terre emerse. Alcuni esempi sono l'arenaria, il calcare, la dolomia. * Le rocce metamorfiche sono rocce magmatiche o sedimentarie che sono state portate in condizioni di (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. Alcuni esempi sono l'alabastro e il marmo.

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I FOSSILI

Che cos'è un fossile?

La parola fossile deriva dal latino fossilis, da fodere, scavare ,ed indica il resto o l'impronta di organismi vegetali o animali, vissuti anteriormente all'epoca attuale, conservatosi negli strati della crosta terrestre.

I resti di una specie estintasi in epoca storica non sono necessariamente fossili, così una specie attualmente vivente può anche essere nota allo stato fossile.

Mentre i resti fossili provenienti da esseri recentemente estinti vengono definiti forme subfossili (ad es. quelli dell'Aepyornis del Madagascar), si considerano propriamente fossili solo i resti di organismi vissuti in epoca anteriore all'attuale. La natura e la conservazione dei fossili dipendono principalmente dalla natura dei terreni nei quali sono inclusi, sia che siano stati completamente sostituiti da sostanze inorganiche (pietrificati), sia che siano stati conservati nei ghiacci come i mammut della Siberia. Anche sostanze secrete dagli organismi (es. ambra) o formatesi per alterazione (es. ozocerite) possono essere considerate fossili. Lo studio dei fossili porta un notevole contributo alle teorie dell'evoluzione e agli studi geologici: la geologia storica si basa, infatti, soprattutto sui fossili guida.

La durata dell'esistenza di una specie animale o vegetale può essere molto varia ed è tanto più breve quanto più è rapida l'evoluzione del gruppo cui essa appartiene; si conoscono specie esistite per un periodo di tempo assai breve e che sono pertanto dei buoni fossili guida, caratteristici di un'epoca.

Essi permettono di definire i piani e i sottopiani e, quando presentano una distribuzione verticale molto limitata nell'interno degli strati e sono anche relativamente frequenti, possono essere utilizzati per la suddivisione in zone paleontologiche.

Se due strati affioranti in regioni differenti contengono le stesse specie, essi possono essere considerati coevi. Per fare queste correlazioni è indispensabile quindi che i fossili presentino un'ampia distribuzione geografica: ottimi fossili sono, per questo motivo, le ammoniti, i graptoliti, alcuni foraminiferi.

Anche i fossili di facies assumono notevole importanza perché permettono di risalire alle condizioni ambientali di formazione delle rocce in cui si rinvengono. I fossili sono infine utili anche agli studi di paleogeografia poiché danno indicazioni sui paleoclimi e sulla distribuzione delle terre e dei mari nei vari periodi geologici. Tra i vegetali, importanti sono i legni fossili che abbondano in tutti i periodi a partire dal carbonifero: la loro struttura microscopica può essere perfettamente conservata; se sono silicizzati, formano le cosiddette foreste pietrificate (es. Arizona); se carbonizzati forniscono i carboni fossili.

La fossilizzazione

La fossilizzazione è il processo che permette la conservazione negli strati terrestri di organismi animali o vegetali, o delle loro tracce, che si trasformano così in fossili.

Se un organismo si trova, dopo la sua morte, esposto al contatto dell'acqua o dell'aria umida si decompone rapidamente e anche le parti più resistenti spariscono a poco a poco. Se, al contrario, viene ricoperto subito dopo la morte da sedimenti, le sostanze minerali contenute in tali sedimenti penetrano nell'interno dei tessuti dell'organismo e li sostituiscono o si depositano sulla sua superficie dando origine a un fossile. È raro, però, che gli organismi possano conservarsi integralmente; ciò è avvenuto solo per i mammut imprigionati nel ghiaccio; anche la pelle di alcuni dinosauri ha subito inizialmente un processo di mummificazione per disidratazione, ma in un tempo successivo è stata mineralizzata. Per lo più le parti molli dell'organismo non si conservano (così gli insetti racchiusi nell'ambra hanno conservato solo l'esoscheletro) e spesso di esso non rimane che l'impronta o il modello interno o esterno.

Il processo di fossilizzazione più comune è quello di pietrificazione o mineralizzazione, nel quale le sostanze organiche sono sostituite da sostanze minerali, per esempio da silice (silicizzazione). Un altro processo è quello di carbonizzazione; vi sono poi il metodo dell'incrostazione, della distillazione e dell'inglobamento.

La fossilizzazione per mineralizzazione

La mineralizzazione avviene in ambiente acquatico, o comunque dove c'è circolazione di soluzioni acquose. La mineralizzazione avviene contemporaneamente alla diagenesi del sedimento nel quale sono immersi i resti dell'organismo. La diagenesi (trasformazione subita da un deposito sedimentario, in ambiente marino o continentale, a opera di acque di infiltrazione o di organismi che lo consolidano attraverso processi di cementazione e di ricristallizzazione), è dovuta ai liquidi che circolano tra le particelle del sedimento. Se questi liquidi sono soluzioni ricche di sostanze che facilmente si depositano, il sedimento si trasforma in roccia, i resti dell'organismo rimangono intrappolati e, grazie alla penetrazione nei minuscoli pori dell'organismo di queste soluzioni, si pietrificano anch'essi e si trasformano in un fossile. La gran parte dei fossili di questo tipo risale all'epoca Cenozoica.

La fossilizzazione per incrostazione

E' il processo per il quale un organismo o una roccia sono ricoperti di una crosta di sostanza minerale, soprattutto di calcare o di silice, che vi aderisce fortemente.

L'acqua satura di biossido di carbonio, a pressione normale e a 10 °C, può disciogliere lo 0,088% della sua massa di carbonato di calcio trasformandolo in bicarbonato solubile; se l'acqua evapora e perde biossido di carbonio, con l'aumentare della temperatura depone lentamente sugli oggetti sui quali essa scorre uno strato di calcio di spessore a mano a mano crescente. In seguito al processo di incrostazione si formano gli alabastri calcarei e i travertini nelle grotte carsiche o in corrispondenza di sorgenti e di cascate. Quando l'incrostazione avviene su di un organismo si ha un processo di fossilizzazione, che, per lo più, permette soltanto la conservazione del modello negativo della forma esterna dell'organismo, in quanto questo viene decomposto dalle acque circolanti nel deposito.

La fossilizzazione per inglobamento o sostituzione

Quando una conchiglia è rimasta inclusa in una roccia per un tempo maggiore, maggiori sono i cambiamenti che ha potuto subire. Per esempio, una conchiglia depositatasi nel Mesozoico, tra 230 e 65 milioni di anni fa, ha potuto dissolversi completamente ed esseresostituita, pezzetto per pezzetto, dai minerali del sedimento. Il fossile che ne risulta è praticamente una copia il pietra della conchiglia originale. Il molti fossili questa sostituzione si effettua assai lentamente, molecola per molecola, e allora vengono esattamente conservati anche i minimi dettagli dell'originale. Mentre le parti dure vengonosostituite da molecole di minerali, gli spazi lasciati vuoti dallla decomposizione delle parti molli possono essere riempiti da sedimento. Ne risulta che la leggera conchiglia di questi animali diventa un oggetto solido e pesante, in grado di resistere benissimo alla pressione delle rocce che lo racchiudono. Le cellule di un albero morto sono troppo piccole per essere riempite da sedimento. Tuttavia vi possono penetrare dei minerali disciolti, come la silice, per sostituire la materia legnosa e creare così quei fossili «di pietra» che riproducono esattamente la struttura interna del legno. Per esempio in alcuni tronchi pietrificati (o silicizzati) sono perfettamente visibili anche i cerchi annui legnosi.

La fossilizzazione per carbonizzazione

Un altro processo è quello di carbonizzazione, determinato da una fermentazione anaerobica a opera di batteri che eliminano le sostanze volatili e provocano un arricchimento in carbonio.

Questo processo di fossilizzazione, che coinvolge soprattutto i vegetali, ha dato origine ai giacimenti di carbon fossile.

I fossili guida

I Fossili guida, o caratteristici, sono quei fossili che hanno avuto un'esistenza breve e permettono una datazione precisa degli strati in cui si rinvengono. Essi sono importantissmi per lo studio della geologia, perché quando si rinviene ad un fossile guida si può immediatamente stabilire l'età della roccia che lo contiene e si possono effettuare precise correlazioni con rocce di aree anche molto lontane. La loro importanza venne evidenziata soprattutto a partire dai primi anni dell'Ottocento, quando, dopo la morte del geologo scozzese James Hutton, l'ingegnere inglese William Smith diede inizio ad alcuni scavi per la costruzione di canali.

Durante lo scavo degli alvei, gli operatori misero a nudo le rocce sedimentarie del sottosuolo. Smith studiò queste rocce e si diede a collezionare i vari fossili che trovava.

Comprese che nelle rocce sedimentarie che non erano state influenzate dai movimenti terrestri, gli strati più profondi (inferiori) dovevano essere più antichi degli strati sovrastanti.

Smith era un uomo meticoloso che annotava sempre l'esatto strato da cui estraeva ogni fossile. Ossservò che alcuni fossili, che apparivano in numerosi strati, dovevano essere i resti di piante o di animali vissuti durante il vasto arco di tempo in cui questi diversi strati si erano formati. Altri fossili invece si rinvenivano in uno strato soltanto, dimostrando così che certe specie di esseri viventierano apparse e scomparse durante il solo periodo in cui questo strato roccioso si stava formando.

Se i fossili guida compaiono in due strati, anche se questi strati distano traloro molti chilometri e sono formati da differenti tipi di rocce sedimntarie, si può essere certi che entrambi si sono formati nello stesso periodo della storia terrestre.

Schema fossili guida

ERA

PERIODO

FOSSILE GUIDA



CENOZOICA



MESOZOICA



PALEOZOICA



Principali fossili guida

Ammoniti:   in paleozologia, con questo nome vengono indicati i rappresentanti della sottoclasse ammonoidi; costituiscono un gruppo di molluschi cefalopodi completamente estinto che, apparso nel periodo devoniano, ha raggiunto il suo apice nel mesozoico, scomparendo infine al termine del periodo cretacico.

Di questi molluschi sono giunte a noi soprattutto le conchiglie pianospirali formate daun'unica valva a forrma di cono avvolta attorlo ad un asse. Essa è costituita da una camera iniziale, o protoconca, da un fragmocono, porzione centrale allungata divisa in camere da setti convessi, e da una camera di abitazione, ove alloggiava l'animale vero e proprio. Le camere del fragmocono erano riempite, nell'animale in vita, da una miscela gassosa che poteva subire variazioni di densità, permettendo all'animale di appesantirsi o di alleggerirsi, e quindi di effettuare movimenti verticali in seno alla massa liquida. Le intersezioni dei setti del fragmocono son la parte esterna della conchiglia erano particolarmente complicate e formavano una linea (la sutura) che, variando da gruppo a gruppo, può venire utilizzata per la classificazione. Ben poco si conosce delle parti molli: in alcuni rari esemplari sono state rinvenute tracce della radulae del sacco di inchiostro, che permettono di avvicinare questi molluschi ad alcuni dibranchiati attuali.

Per la forma della conchiglia delle ammoniti sono abbastanza simili al Nautilius attuale e, come questo, dovevano essere perciò dotate di tentacoli e dovevano avere habitat pelagico. La conchiglia delle ammoniti, a volte liscia, è moltospesso ornatada coste, da nodi, da spine o da altri elementi che vengono utilizzati nella classificazione, unitamente alla forma generale della conchiglia stessa. Questa, all'inizio dell'evoluzione nel paleozoico, era completamente dritta; si avvolse poi durante la storia evolutiva del gruppo, giungendo verso la fine del cretacico a svolgersi nuovamente, dando origine a forme aberranti.

Dal punto di vista paleontologico, le ammoniti sono molto utili alla datazione relativa dei terreni, perché diedero luogo del corso della loro storia a un grande numero di specie di breve durata e di vasta distribuzione geografica.

Ogni intervallo temporale dell'era mesozoica è caratterizzata da un certo numero di specie di ammoniti che non si ritrovano in intervalli temporali anteriori o posteriori e che costitiscono perciò un perfetto elemento di identificazione.

Dal punto di vista sistematico la sottoclasse ammonoidi comprende un solo ordine, Ammonitida, diviso nei sottordini Anadcestina, Goniatitina, Ceratitina, Phylloceratina, Lytoceratina e Ammonitina.

Trilobiti:   Grande classe di artropodi con antenne, marini, noti solo nei depositi dell'era primaria, così chiamati perché il loro corpo, composto di tre parti, capo, torace e pigidio o addome, è suddiviso longitudinalmente in tre lobi.

Il capo dei trilobiti comprende un lobo centrale, la glabella, e due lobi laterali, le guance, attraversate da una linea di minore resistenza, la sutura facciale, che separa le guance fisse unite alla glabella dalle guance mobili che portano gli occhi semplici o composti.

Le guance talvolta si prolungano posteriormente in espansioni acute, punte o spine genali. La sutura facciale viene definita gonatoparia se separa le guance fisse dalle mobili, terminando in corrispondenza delle spine genali; opistoparia se le separa terminando dietro alle spine genali; proparia se le divide terminando davanti a queste; ipoparia o protoparia se è spostata sulla faccia inferiore del capo.

Il torace è composto di anelli nel lobo centrale, il rachide, che si continuano in pleure nei lobi laterali. Il pigidio può essere ridotto al solo telson o essere formato da una dozzina di segmenti saldati in un unico pezzo.

I segmenti toracici potevano sovrapporsi parzialmente o allontanarsi tra loro permettendo all'animale di arrotolarsi come fanno i «porcellini di terra» attuali.

Sul capo si trovavano un paio di antenne, seguite da quattro paia di massillipedi; il torace invece portava arti bifidi, adattati sia al nuoto sia alla respirazione.

Erano soggetti a mute e a metamorfosi, come si può dedurre dalle exuvie fossilizzate. Nelle più recenti classificazioni la classe dei trilobiti comprende numerosi ordini. Non è più quindi adottata la suddivisione in due soli ordini, miomeri e polimeri, basata sul numero dei segmenti toracici, che pure ha avuto molto successo.

Ottimi fossili guida, già molto ben differenziati all'inizio del cambriano, ebbero la massima espansione tra la fine del cambriano e l'inizio dell'ordoviciano, il che fa supporre un'origine molto antica. Nel devoniano cominciarono a divenire meno frequenti e nel permiano scomparvero del tutto.

Fig-tree Cherts:   questi fossili, che sono le prime testimonianze della comparsa della vita sul nostro pianeta, sono dei fossili molto rari perché si trattava di animali dal corpo molle e quindi difficilmente conservabili.

Non abbiamo quindi molte testimonianze su questi antichissimi animali.

I fossili viventi

Con il termine "fossile vivente" vengono indicati animali e piante rimasti inalterati per milioni di anni e ancora viventi ai nostri giorni.

Un esempio è il celacanto, un pesce ritenuto estinto sinché, nel 1938, non ne venne pescato un esemplare vivo.

Anche la Ginkgo biloba, una pianta ancora visibile nei nostri giardini, è considerato un fossile vivente, poiché era già presente sul nostro pianeta circa 200 milioni di anni fa.

Altri esemplari di fossili viventi sono: lo sfenodonte, il limulo,il tuatara, la Cycas, le tartarughe giganti e i licopodi.

LA DATAZIONE DEI REPERTI FOSSILI

La datazione assoluta

La datazione, nella geologia, è intesa come la determinazione dell'età assoluta di fenomeni geologici e di rocce e della durata dei tempi geologici.

L'età assoluta di una roccia (e, di conseguenza, di un fossile in essa contenuta) è ricavabile attraverso i metodi delle varve, della dendrocronologia, della fissione e, soprattutto, attraverso il metodo radiometrico, cioè il metodo basato sulla raadioattività di alcuni elementi chimici contenuti nelle rocce.

La datazione si fonda su diversi metodi. I primi che furono usati per la datazione dell'età della Terra sono ormai superati.

Un metodo geologico si basava sulla misurazione dello spessore dei sedimenti e sul suo confronto con la velocità di sedimentazione; ma il valore della velocità non è costante, per cui i risultati così ottenuti non sono attendibili.

Un metodo geochimico si basava sulla misurazione del tempo che sarebbe stato necessario per raggiungere la salinità attuale degli oceani che si consideravano, erroneamente, dolci al tempo della loro formazione.

Un metodo, che permette una datazione limitata all'ultima era, cioè a circa un milione di anni fa, ha basi astronomiche. Esso è fondato sullo studio delle variazioni periodiche dell'inclinazione del piano dell'equatore sul piano dell'orbita, dell'eccentricità dell'orbita e della posizione dell'asse terrestre. Tali perturbazioni cicliche, infatti, determinano variazioni nell'intensità della radiazione solare e perciò variazioni climatiche, messe in evidenza dall'alternanza, verificatasi nel quaternario, dei periodi glaciali e interglaciali i quali possono quindi essere datati.

La curva di Milankovic, basata su tale metodo, dà le variazioni della radiazione estiva lungo il 65º parallelo nord calcolate per gli ultimi 600.000 anni: i minimi della curva coinciderebbero con i periodi glaciali.

Il metodo delle varve

Un metodo, che permette di risalire nella datazione fino a circa 15.000 anni fa in Scandinavia e fino a 27.000 anni fa in America, è quello ideato dal naturalista svedese G. J. De Geer alla fine del secolo scorso e successivamente perfezionato. Tale metodo si basa sullo studio dei depositi argilloso-sabbiosi, detti varve, lasciati dalle acque di fusione dei ghiacciai: i depositi hanno un ciclo annuale; sono infatti formati dall'alternanza di straterelli chiari, sabbiosi, depositatisi in estate, e di straterelli più scuri e più sottili, argillosi, depositatisi in inverno.

Si studiano le varve contandone il numero, misurandone lo spessore, la granulometria e altre caratteristiche fisiche.

I risultati vengono riportati su diagrammi che permettono di correlare le varve di diverse località e di mettere in relazione le loro caratteristiche con fenomeni geologici che possono essere così datati.

Ad esempio una varva di notevole potenza individuata nella località di Ragunda (Svezia) dove un tempo vi era un lago e messa in relazione con la fine del pleistocene, ne ha permesso la datazione: la fine del pleistocene in Svezia sarebbe avvenuta nel 6839 a.C.

Il metodo della dendrocronologia

Un metodo di datazione, limitato solo agli ultimi millenni, utile alle ricerche preistoriche negli Stati Uniti, è quello della dendrocronologia

Tale metodo era basato sulla determinazione dell'età di una pianta, per mezzo del conteggio e della misurazione dello spessore degli anelli di accrescimento annuale.

La dendrocronologia è un metodo, messo a punto dall'americano Douglass fin dal 1901, usato nelle ricerche preistoriche in America per datare le abitazioni e gli oggetti in legno e quindi le varie fasi culturali; la sua possibilità d'impiego per epoche molto remote è limitata non tanto per la breve durata della vita di una pianta (è stato infatti possibile correlare fra loro piante vissute in periodi successivi), quanto per la difficoltà di conservazione nel suolo dei resti legnosi.

Il metodo della radioattività

I metodi più moderni, e che permettono di datare anche i tempi geologici più remoti, sono quelli radioattivi.

Uno di tali metodi si basa sulla trasformazione dell'uranio in piombo: determinando il rapporto tra le quantità di uranio e di piombo contenute in un minerale e conoscendo il periodo di dimezzamento si può calcolare il tempo trascorso dalla cristallizzazione del minerale e quindi dalla formazione della roccia alla quale esso appartiene.

Metodi analoghi sono basati sulla trasformazione del rubidio in stronzio e del potassio in argon.

Tali metodi hanno permesso anche di calcolare la durata dei tempi geologici, i principali avvenimenti geologici e le variazioni climatiche.

Un metodo radioattivo che permette una datazione limitata solo alle ultime decine di migliaia di anni, ma che ha notevole importanza nelle ricerche preistoriche, è quello del carbonio 14 radioattivo.

Fu ideato e perfezionato dall'americano Libby nel 1947 e si basa sulla misurazione, nei resti fossili di organismi vegetali, del rapporto tra la quantità del C¹4 radioattivo e di C¹² non radioattivo. Tale rapporto è costante negli organismi viventi e uguale a quello esistente nell'atmosfera con la quale avvengono gli scambi gassosi, e diminuisce dopo la morte dell'organismo perché il carbonio 14 si trasforma in azoto 14 e non può più essere assorbito dall'atmosfera. Conoscendo il periodo di dimezzamento, si può valutare il tempo trascorso dalla morte dell'organismo.

Questo metodo presenta la maggiore difficoltà nella rivelazione del decadimento beta del C¹4 e, recentemente, è stata adottata una nuova tecnica che consiste nel determinare la percentuale di carbonio 14 mediante la ionizzazione degli atomi del campione in esame, la loro accelerazione, per esempio mediante un acceleratore Van de Graaff, e susseguente separazione del C¹4 dagli altri atomi ionizzati con metodi elettromagnetici classici. I vantaggi principali di questo metodo rispetto a quello tradizionale consistono nella possibilità di utilizzare minori quantità del campione e di ottenere risultati in tempi molto più brevi.

Il metodo della fissione

Un altro metodo fisico di datazione di recente introduzione è quello che sfrutta le tracce di fissione, basandosi sul fatto che tutti i materiali contengono, anche se spesso in quantità minime, impurezze di varia natura, tra cui impurezze di uranio. L'uranio si fissiona spontaneamente in due frammenti pesanti e veloci che cedono la loro energia mediante ionizzazione al materiale circostante. Se questo materiale è di tipo opportuno — cristalli di mica, vetri vulcanici, ecc. — la ionizzazione provoca alla sua struttura un microdanno permanente, che può essere reso visibile al microscopio mediante trattamenti chimico-fisici. Poiché la probabilità che un nucleo si fissioni in un dato intervallo di tempo è nota, dalla percentuale di nuclei fissili presenti nel campione e dal conteggio delle tracce lasciate dai frammenti di fissione si può risalire all'età del materiale. Il metodo può essere applicato per misurare età su ampi intervalli, da pochi anni a milioni di anni, in relazione anche al tipo di materiale e alla concentrazione di nuclei fissili.

La datazione relativa

Nel caso in cui le rocce non contengano quantità rilevabili di atomi radioattivi non è possibile risalire all'età assoluta. Il metodo radiometrico ha dunque dei limiti.

Per cercare di ricostruire in modo completo la storia del nostro pianeta bisogna fare ricorso anche a un criterio relativo di datazione.

Il criterio relativo per la datazione delle rocce si fonda su due semplici concetti.

Il principio di sovrapposizione

Il primo concetto è il principio di sovrapposizione, in base al quale i rapporti tra le posizioni delle rocce si posono interpretare come rapporti di tempo.

In una successione di sedimenti stratificati i sedimenti deposti per primi sono coperti da quelli più recenti; ciò significa che ogni strato è più vecchio di quello che gli sta sopra e più giovane quello che gli sta sotto.

Oltre alle rocce sedimentarie, anche le rocce magmatiche e metamorfiche possono essere utilizzate per stabilire l'età relativa. La presenza di rocce magmatiche all'interno di rocce di altro tipo, ad esempio, indica che l'intrusione del magma è stato un evento successivo alla formazione delle rocce circostanti.

Il principio di correlazione

Il principio di correlazione è il secondo concetto fondamentale su cui si basa la datazione relativa.

Questo principio tiene conto dei fossili e del fatto che gli organismi si sono modificati ed evoluti nel corso del tempo. Ogni epoca geologica è caratterizzata da rocce con un particoare contenuto di fossili. Poiché l'età di un fossile è la stessa della roccia in cui di è formato, si può affermare che strati rocciosi contenenti gli stessi fossili hanno la stessa età. In questo modo è possibile correlare rocce che afiorano in aree diverse, ma che si sono formate nello stesso periodo.

Particolarmente utili per la datazione relativa delle rocce secondo il metodo di correlazione sono quei fossili, chiamati fossili guida, che sono ristretti a un periodo geologico limitato e si rinvengono in aree molto vaste. Gli organismi da cui derivano i fossili guida sono vissuti per un tempo relativamente breve, durante il quale erano già largamente e abbondantemente diffusi.

Quando si rinviene un fossile guida si può immediatamente stabilire l'età della roccia che lo contiene e si possono effettuare precise correlazioni con rocce di aree anche molto lontane.

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MINERALI E LE ROCCE

La crosta terrestre è la parte più esterna del nostro pianeta, e presenta una struttura molto complessa che varia da zona a zona. La superficie è costituita da minerali e rocce.

I minerali

Un minerale è una sostanza naturale solida, caratterizzata da composizione chimica ben definita e con una disposizione degli atomi che la costituiscono fissa e costante per ogni tipo di minerale. I minerali sono in genere di natura inorganica, ma vengono compresi tra essi sostanze come i carboni, gli idrocarburi e l’ambra, la cui formazione passa attraverso processi organici.

Elementi chimici e minerali nella crosta terrestre

Alcuni minerali, come l’oro e l’argento, sono formati da un solo elemento, ma la maggiore parte è il risultato della combinazione di più elementi, legati tra loro in un composto chimico sotto forma di ossidi o sali.

I principali elementi che costituiscono la crosta di tipo continentale sono: Ossigeno, Silicio, Alluminio, Ferro, Calcio, Sodio, Potassio e Magnesio. Tra questi elementi, che costituiscono il 98% della crosta, prevalgono nettamente l’Ossigeno e il Silicio, che da soli arrivano al 75%. Gli stessi elementi sono presenti, ma in quantità diverse, nella crosta oceanica.

La struttura chimica dei minerali

Quasi tutti i minerali hanno una struttura cristallina, cioè un’”impalcatura” interna molto regolare e ordinata, che spesso si riflette in una forma esterna macroscopica altrettanto regolare, detta abito cristallino.

La struttura interna di un cristallo è caratterizzata da una disposizione degli atomi nello spazio tale che una stessa configurazione si ripete a intervalli regolari nelle tre dimensioni: tale struttura è il reticolo. Ad esempio nella molecola del salgemma (NaCl) ogni atomo di cloro è circondato da 6 atomi di sodio e viceversa, occupando i vertici di cubi ideali che si ripetono nello spazio.

In realtà quelli che occupano gli spazi del reticolo non sono atomi ma ioni (atomi che hanno perso o acquistato qualche elettrone assumendo una carica elettrica), tra quali si instaurano dei legami molto forti di tipo ionico, dovuti all’attrazione elettrostatica tra particelle di carica opposta. Quando cloro e sodio si combinano insieme per formare il cloruro di sodio, il cloro acquista un elettrone e si trasforma in anione (ione negativo), mentre il sodio lo cede e diventa un catione (ione positivo).

In alcuni minerali gli atomi sono legati tra loro da un diverso tipo di legame, detto covalente, nel quale gli atomi che si uniscono mettono in comune alcuni elettroni.

Le oltre 2000 specie di minerali possono essere ordinate in 32 classi di simmetria, caratterizzate da alcune forme semplici, che si possono combinare in numerose forme complesse.

Proprietà fisiche dei minerali

La durezza è la proprietà di resistere all’abrasione o alla scalfitura, e dipende dalla forza dei legami reticolari; viene misurata in base alla scala di Mohs, una successione di 10 minerali, ognuno dei quali scalfisce il minerale che lo precede nella scala e viene scalfito da quello che lo segue.

La sfaldatura è la tendenza a rompersi per urto secondo superfici piane parallele a una o più facce dell’abito cristallino; essa dipende dalla diversa forza dei legami tra gli atomi nelle diverse direzioni entro il cristallo.

Es. il salgemma si sfalda in frammenti cubici, mentre il quarzo, che presenta legami forti in tutte le direzioni, non si sfalda ma si frantuma " FRATTURA. Questa può avvenire lungo superfici irregolari o ad andamento curvo.

La lucentezza misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo. Può essere metallica, tipica di sostanze che assorbono totalmente la luce (opache), o non metallica, tipica dei corpi più o meno trasparenti.

Il colore è una proprietà più evidente ma meno diagnostica, poiché mentre alcuni metalli presentano sempre lo stesso colore (idiocromatici), altri presentano colori diversi a seconda di impurità rimaste incluse nel reticolo durante la sua formazione o per particolari difetti in alcuni punti del reticolo (allocromatici).

Riferita al colore è la tecnica dello striscio, che consiste nell’osservazione del colore di un minerale in polvere, ottenuto sfregando il minerale su un frammento di porcellana ruvida. Il vantaggio di tale osservazione è dovuto alla costanza del colore dello striscio per un determinato minerale, anche se quest’ultimo si può presentare con colori diversi.

La densità dipende direttamente dall’addensamento di atomi nel reticolo, ma anche dalla pressione.

Formazione dei minerali

I minerali sono il risultato del processo di cristallizzazione, ossia nel passaggio di un insieme di atomi disordinati a porzioni di materia rigorosamente ordinata. Nel corso di tale processo un minerale è in equilibrio fisico-chimico con l’ambiente che lo circonda, per cui ogni variazione delle caratteristiche dell’ambiente si riflette nel processo di sviluppo dei cristalli.

Molti minerali si formano per cristallizzazione da un materiale fuso che si raffredda; altri per precipitazione di soluzioni acquose ad alta temperatura o per sublimazioni di vapori caldi; altri ancora per evaporazione di soluzioni acquose o come il risultato di un’attività biologica; altri, infine, per trasformazioni allo stato solido di minerali già esistenti che vengono sottoposti a variazioni di temperatura o di pressione.

I minerali delle rocce

La struttura reticolare e la composizione chimica dei minerali sono alla base di una loro suddivisione in 8 classi, che prendono il nome dall’anione presente nel composto. Ogni specie minerale comprende tutti gli individui minerali che hanno lo stesso reticolo strutturale e composizione chimica uguale.

Dei vari composti i più diffusi sono i silicati, dati dalla combinazione di ossigeno e silicio.

I silicati. In ogni silicato ogni ione silicio coordina 4 ioni ossigeno, e il gruppo silicato [SiO4] che ne risulta ha la forma di un tetraedro, i cui vertici sono occupati dall’O e il centro dal Si. Il forte legame ossigeno-silicio (½ ionico, ½ covalente) dà origine a una struttura stabile ma non elettricamente neutra, poiché ogni ossigeno ha una carica pari a –2, mentre il Si a +4, restando un eccesso di carica negativa (–4).

Il modo più semplice per neutralizzare la carica del tetraedro è attraverso l’aggregazione di altri cationi, diversi dal silicio, dando origine a una struttura stabile, formata dai singoli tetraedri legati insieme da ioni positivi.

Ma i tetraedri possono anche legarsi direttamente tra loro, quando alcuni degli atomi di ossigeno dividono la loro carica con due atomi di silicio. Si possono formare così catene, lamine o reticoli di tetraedri, attraverso un processo detto polimerizzazione.

In tali strutture, una parte degli ossigeni (ossigeni-ponte) mantiene i collegamenti tra i tetraedri, mentre gli altri ossigeni (ossigeni di legame) si uniscono a cationi diversi dal silicio.

Tali cationi sono per lo più: sodio (Na+), potassio (K+), calcio (Ca2+), magnesio (mg2+), ferro ferroso (Fe2+) e ferrico (Fe3+), alluminio (Al3+). L’alluminio è l’unico catione che può sostituire il silicio nei tetraedri, dando origine agli alluminosilicati.

La struttura più semplice è quella dei nesosilicati, nei quali i tetraedri sono isolati, poiché i loro ossigeni si legano solo a cationi diversi dal silicio (es. olivina).

Negli inosilicati i tetraedri formano catene lineari indefinite, singole (pirosseni) o doppie (anfiboli). Es. rocce magmatiche.

Nei fillosilicati i tetraedri formano fogli di estensione laterale indefinita: i cationi e i gruppi OH- legano tra loro fogli paralleli (miche, minerali argillosi).

Nei tettosilicati ogni tetraedro ha tutti i vertici in comune con altri tetraedri, così da formare una specie di intelaiatura tridimensionale continua e indefinita. La formula è SiO2: poiché ogni due ioni ossigeno (O2-) vi è uno ione silicio (Si4+), la struttura è elettricamente neutra e non accoglie altri cationi (quarzo).

Alluminosilicati. Se il Si è sostituito dall’alluminio (Al3+), l’intelaiatura tridimensionale alluminosilicatica che ne deriva si fa più complessa e nelle sue cavità può contenere vari tipi di cationi. E’ il caso dei feldspati (rocce magmatiche e metamorfiche), tra cui l’ortoclasio, che ospita il K+, e i plagioclasi, che ospitano i cationi Na+ e Ca2+ (anortite, albite).

minerali non silicatici. Nella costituzione di rocce i soli importanti tra questi minerali sono i minerali cartonatici, formati dall’anione (Co3)2- legato a uno o più cationi. I più comuni sono la calcite CaCO3 e la dolomite CaMg(CO3)2, componenti delle rocce sedimentarie carboniche.

Frequenti sono anche il salgemma, NaCl, e il gesso, CaSO4∙H2O (solfato di calcio idrato), che si formano a seguito dell’evaporazione di acqua salata.

Roccia granito: quarzo + mica + ortoclasio.

Le rocce

Mentre un minerale è un composto chimico uniforme, una roccia il più delle volte è un aggregato naturale di diversi minerali, di solito compatto, che forma una massa ben individuabile. Le rocce sono per lo più costituite da più specie di minerali (rocce eterogenee), ma non di rado ci imbattiamo in masse rocciose omogenee, formate da un solo minerale (es. calcare, gesso, salgemma).

Le fucine delle rocce: i processi litogenetici

Le masse rocciose di cui è costituita la crosta si originano secondo processi litogenetici di tipo diverso:

Il processo magmatico è caratterizzato da un magma ad alta temperatura, la cui cristallizzazione per diminuzione della temperatura porta alla formazione delle rocce magmatiche. La cristallizzazione di un magma si completa a temperature non inferiori a 650 °C, quando rimangono ancora in circolazione molti fluidi che, raffreddandosi, danno origine ad ammassi di minerali, che si formano in condizioni dette post-magmatiche.
Il processo sedimentario comprende l’alterazione e l’erosione dei materiali rocciosi che affiorano in superficie (dove sono attivi gli agenti esogeni), e il successivo trasporto e accumulo, che portano alla formazione delle rocce sedimentarie.
Il processo metamorfico ha come caratteristica fondamentale la trasformazione, che avviene allo stato solido, di rocce preesistenti che vengono a trovarsi in condizioni ambientali diverse da quelle di origine: i minerali preesistenti, non più stabili, vengono distrutti e se ne formano altri, in equilibrio con le nuove condizioni: si hanno così le rocce metamorfiche.

Teoricamente la superficie terrestre “ripulita” dalla copertura vegetale e dal suolo, risulterebbe formata per il 55-60% da rocce metamorfiche, per il 35-40% da rocce ignee e fino al 5% da rocce sedimentarie. A debole profondità i continenti sono formati in prevalenza da rocce metamorfiche, mentre a forte profondità predominano le rocce ignee, che costituiscono enormi ammassi detti plutoni, o batoliti.

Rocce magmatiche o ignee

Dal magma alle rocce magmatiche

Un magma è una massa fusa che si forma entro la crosta o la parte alta del mantello (tra i 15 e i 100 km). Essa è una miscela complessa, ad alta temperatura, di silicati, ricca di gas disciolti. Se il magma subisce un raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: dal fuso si separano vari tipi di minerali, dalla cui aggregazione risulterà formata una nuova roccia.

Le rocce che divengono solide e cristalline in profondità sono dette intrusive (o plutoniche), quelle che si originano dalla fuoriuscita di magma (ora detto lava) sono dette effusive. Vengono inoltre dette ipoabissali (o filoniane) rocce derivate da corpi magmatici iniettati nella crosta a modeste profondità e di limitate dimensioni.

Nel caso delle rocce intrusive il magma cristallizza con una lenta diminuzione di temperatura, e diviene solido sotto la forte pressione della coltre sovrastante e in presenza di elementi aeriformi presenti in abbondanza nella massa fusa (componenti volatili). Sono presenti anche elementi metallici.

Tutti questi aeriformi conferiscono particolare fluidità al magma, facilitando così la mobilità delle molecole e, quindi, la cristallizzazione dei minerali, tanto da essere noti come agenti mineralizzatori.

Temperatura, pressione e componenti volatili sono quindi elementi che regolano la progressiva solidificazione della massa magmatica: poiché tale processo avviene in tempi molto lunghi, tutto il fuso arriva a cristallizzare e la roccia ignea intrusiva che ne deriva presenta una struttura granulare (olocristallino).

Nel caso delle rocce effusive, invece, il magma risale fino in superficie e solo una piccola parte del magma riesce a formare cristalli di dimensioni apprezzabili (fenocristalli). Quasi tutta la massa magmatica consolida, invece, in superficie sotto forma di minuti cristalli, o di sostanza vetrosa, poiché gli atomi non hanno avuto il tempo di organizzarsi in reticoli cristallini. Si formano, quindi, rocce con una pasta di fondo microcristallina, o anche in parte amorfa (vetrosa). Per rocce di questo tipo si parla di struttura porfirica.

Classificare le rocce magmatiche

I magmi ricchi di Si (62%) e Al danno origine a rocce acide o sialiche di colore chiaro.

Quelli più ricchi di Mg, Fe e Ca sono detti basici e danno origine a rocce scure, dal verde al grigio scuro e al nero, dette basiche o femiche.

I magmi con composizione intermedia sono detti neutri e danno origine alle rocce neutre.

Esistono magmi ultrabasici, in cui la percentuale di silice è inferiore al 45%. Essi danno origine a rocce molto scure, ricche di silicati di Mg e Fe, dette ultrabasicheo ultrafemiche .

Tenendo conto, inoltre, della presenza di elementi alcalini (Na e K) e alcalino-terrosi (Ca e Mg) si possono distinguere le rocce della serie calcalcalina (che si distinguono in acide-neutre-basiche-ultrabasiche) e rocce della serie alcalina (in cui il maggior contenuto di Na e K porta alla formazione di associazioni di minerali diverse).

Composti sialici		Composti femici
Quarzo	SiO2	Miche	Silicati di Fe, Mg, Al e K
Feldspati	ortoclasio, plagioclasi, miscele di albite e di anortite	Pirosseni	Silicati di Fe, Mg, Al (Ca e Na)
Feldspatoidi	Leucite e nefelina	Anfiboli	Silicati di Ca, Mg, Fe, Al e gruppi OH
		Olivine	Miscele di Mg2SiO4 e di Fe2SiO4

Le “famiglie” di rocce magmatiche

Famiglia dei graniti. (Rocce intrusive acide: quarzo, feldspati, mica nera). Le masse fuse di tipo granitico vengono generate a grande profondità e consolidano lentamente dando origine ad ammassi di rocce durissime. E’ il caso dei batoliti.

Tra le rocce effusive che hanno la stessa composizione chimica ma seguono un diverso processo di cristallizzazione vi sono le rioliti o lipariti, che possono assumere l’aspetto vetroso dell’ossidiana (a pasta vetrosa per la rapidità di raffreddamento) o quello spugnoso e bolloso delle pomici.

Famiglia delle dioriti. Derivano da magmi neutri. I corrispondenti effusivi delle dioriti tipiche, di regola con fenocristalli abbondanti e ben organizzati sono le ardesiti (o porfiriti) che sono il prodotto che caratterizza l’attività degli allineamenti di vulcani che fiancheggiano le grandi fosse abissali (catena delle Ande). Rocce ornamentali più belle.

Famiglia dei gabbri. Sono rocce intrusive basiche, scure con plagioclasi calcici associati a pirosseni, anfiboli e olivina (gabbri pirossenici, anfibolici e olivinici). Le corrispondenti rocce effusive sono i basalti, le rocce effusive più diffuse, che costituiscono anche il “pavimento” degli oceani.

Famiglia delle peridotiti. Le peridotiti (rocce ultrabasiche) sono formate in gran parte da olivina, nere e pesanti, sono il costituente fondamentale del mantello superiore.

Famiglia delle rocce alcaline. I magmi alcalini neutri possono dare origine alle sieniti (rocce intrusive, povere di quarzo e ricche di ortoclasio) e alle trachiti (corrispondenti effusive delle sieniti).

Da magmi alcalini basici derivano invece rocce ricche di feldspatoidi (leucite, nefelina). Le forme intrusive sono molto rare, mentre sono più diffuse le forme effusive, tra cui le lecititi, diffuse in Lazio e in Campania, caratterizzate da fenocristalli tondeggianti e biancastri di leucite sparsi in una pasta di fondo grigia. Sono utilizzate per lastricati.

Origine dei magmi

L’origine dei magmi ha un duplice aspetto: uno relativo alla loro natura chimica, in quanto danno origine a una molteplicità di rocce, l’altro relativo al loro stato fisico di materiale fuso, poiché la maggior parte dei magmi deriva dalla fusione localizzata di materiale solido.

Particolare importanza riveste la cristallizzazione frazionata: infatti durante il raffreddamento di un magma, i minerali che da esso possono formarsi si separano secondo un preciso ordine in base alla propria temperatura di fusione, e inoltre i cristalli dei minerali che si formano non si aggiungono a quelli separatisi in precedenza, ma possono reagire con il magma ancora fuso.

Ad esempio nel basalto, l’olivina, raggiunto il punto di solidificazione, può restare sparsa sotto forma di cristalli e reagendo con il magma formare i pirosseni, che a loro volta reagiscono per formare gli anfiboli.

Attraverso la differenziazione, data da una cristallizzazione frazionata irregolare, da un magma basaltico si può ottenere una roccia a composizione dioritica o addirittura granitica (casi limitati).

Rocce sedimentarie

Il termine sedimentazione indica la deposizione su terre emerse o sul fondo di bacini acquei, di materiali di varia origine, inorganica o organica.

Il lento passaggio da sedimenti freschi e sciolti a rocce coerenti avviene per un insieme di processi che globalmente prende il nome di diagenesi. La litificazione avviene per accumulo di sedimenti dovuto all’azione di agenti esogeni (compattazione o cementazione).

La compattazione implica l’azione del peso dei materiali che via via si sovrappongono e che, comprimendo i materiali sottostanti, riducono gli spazi vuoti tra i singoli frammenti (es. argille).

La cementazione è prodotta da acque che circolano nei sedimenti sfruttando la presenza di pori, e che portano in soluzione alcune sostanze che col tempo tendono a riempire i pori, cementando tra loro i granuli (calcite, silice).

E’ possibile suddividere le rocce sedimentarie in:

Rocce clastiche (o detritiche). Sono rocce formate da frammenti di altre rocce di ogni tipo, che si accumulano quando il mezzo che li trasporta (acqua, vento ecc.) perde la sua energia.

Esse si distinguono in:

Psefiti o ruditi (clasti grossolani). Sono conglomerati che derivano dalla lenta cementazione delle ghiaie.
Psammiti o areniti (clasti medio-fini). Comprendono le arenarie, sabbie cementate ricche di granuli di quarzo o di frammenti di feldspati o di detriti di calcare.
Peliti o lutiti (clasti finissimi). Tipiche peliti sono le argille, che derivano dallo sgretolamento di rocce di vario tipo. Quando tali sedimenti diventano più compatti prendono il nome di argilliti.

Tra le rocce clastiche si collocano anche le marne, rocce che derivano da una mescolanza di calcare di origine detritica o chimica e di argilla di origine detritica.

Sono ritenute rocce clastiche anche le piroclastiti, depositi di materiali di varie dimensioni emessi da esplosioni vulcaniche.

Rocce organogene. Derivano dall’accumulo sul fondo marino di resti di organismi viventi (radiolari, diatomee, foraminiferi, molluschi ecc.), oppure sono costituite attivamente da alghe incrostanti, colonie di coralli: è il caso dei calcari organogeni.

Associate ai calcari sono le dolòmie, carbonati doppi di Ca e Mg, formatesi per un processo di diagenesi in rocce calcaree che vengono interessate da circolazione di soluzioni acquose ricche di Mg (dolomitizzazione).

Rocce organogene particolari sono il carbone (carboni fossili) e il petrolio (idrocarburi), costituiti da materiale organico (grandi masse di vegetali) che durante il processo di fossilizzazione diviene inorganico, arricchendosi gradualmente di carbonio.

Rocce chimiche. Si formano quando si depongono, per precipitazione chimica, vari sali, come il carbonato di calcio e altri composti, che in grandi masse prendono il nome di rocce di origine chimica (calcari, dolomie).

In gran parte si formano per effetto dell’evaporazione " EVAPORITI (gesso, anidrite [CaSO4], salgemma) o per un cambiamento dell’ambiente chimico (argilla, lateriti).

Rocce metAMORFiche

Il metamorfismo è una trasformazione di rocce preesistenti che non comporta il passaggio allo stato fuso: le reazioni che lo caratterizzano avvengono allo stato solido, anche se possono essere presenti in particolari fluidi (acqua e/o anidride carbonica) in grado di influenzare l’andamento delle reazioni. Quando i mutamenti ambientali superano le condizioni per cui i minerali di una roccia sono stabili, iniziano nella roccia una serie di reazioni chimiche (cristallizzazione metamorfica o blastesi), che portano alla comparsa di nuove associazioni mineralogiche.

Metamorfismo di contatto e metaformismo dinamico

Il metamorfismo di contatto si verifica nelle rocce a contatto con magmi caldi che si stanno raffreddando in profondità, la principale causa di trasformazione è l’aumento di temperatura.

Il metamorfismo dinamico si verifica in corrispondenza di grandi fratture che interessano notevoli spessori di crosta terrestre, dove le rocce che costituiscono i bordi opposti della frattura si spostano le une rispetto alle altre, spinte da forze ingentissime (le rocce a contatto tra le due masse in scorrimento subiscono notevoli cambiamenti di struttura e talvolta di composizione mineralogica " MILONITI).

Il metamorfismo regionale

Il metamorfismo regionale interessa grandi porzioni di territorio, in quanto è collegato allo scontro di zolle terrestri e porta alla formazione di importanti catene montuose (ha notevole importanza la pressione).

Quando prevale l’azione di forti pressioni, si formano di preferenza minerali appiattiti e lamellari (es. miche) orientati tutti nello stesso modo (perpendicolari alla direzione della pressione), tanto da risultare regolarmente disposti lungo piani paralleli. Le rocce che ne derivano presentano una tipica scistosità, cioè la proprietà di suddividersi facilmente in lastre secondo piani paralleli (piani di scistosità).

Con l’aumentare della temperatura e della profondità prevalgono minerali di aspetto granulare.

I minerali di una roccia che sprofondi all’interno della crosta sono sottoposti a una continua trasformazione e il tipo di roccia metamorfica finale dipenderà dal punto in cui il processo si è arrestato.

Così da rocce argillose (contenenti quarzo e alluminosilicati) che arrivano in zona di metamorfismo di alto grado, si formano gli gneiss (g-naiss) costituiti da feldspato potassico, plagioclasio e miche.

Le “famiglie” di rocce metamorfiche

Tra i tipi principali vi sono le filladi, che derivano da metamorfismo di basso grado di rocce argillose o argillo-sabbiose; sono formate da minutissimi cristalli di quarzo, mica e clorite.

Vi sono poi:

I micascisti, con sottili letti alternati di piccoli cristalli di quarzo e miche. Derivano da metamorfismo regionale di grado medio o alto di rocce argillose.
Gli gneiss, che derivano da metamorfismo regionale di grado medio o alto, e hanno composizione simile a quella dei graniti.
Le quarziti (met. di rocce arenacee quarzose).
I marmi (met. regionale o di contatto di calcari).
I calcescisti (met. regionale di grado basso o medio di calcari marnosi o marne).
Le serpentiniti (rocce scistose di colore verde, derivate da met. regionale di basso grado di rocce ignee ultrabasiche).
Le scisti a glaucofane, che derivano dal metamorfismo a basso grado di lave basaltiche.
Le eclogiti e le granuliti a granati, che derivano da metamorfismo ad alte temperature.

Il ciclo litogenetico

Anche se ciascuno di essi appare nettamente caratterizzato, i processi magmatico, sedimentario e metamorfico fanno parte in realtà di un unico ciclo, di cui rappresentano diversi stadi successivi.

Il primo stadio comprende il processo magmatico con l’intrusione e l’effusione di materiali fusi in risalita nella crosta.

Il secondo stadio comprende il processo sedimentario con alterazione e disgregazione di qualunque roccia esposta in superficie e conseguente trasporto e accumulo di sedimenti.

Il terzo stadio comprende il processo metamorfico comprende il trasporto di rocce dalla superficie in profondità poi, attraverso i fenomeni di fusione (anatessi), ci riporta al processo magmatico.

Le rocce sedimentarie

Formazione:

Le acque dei fiumi e dei mari, il vento e i ghiacciai trasportano i detriti e li accumulano nelle depressioni della superficie terrestre; i detriti depositati prendono il nome di sedimenti sciolti.

La pressione dei materiali sovrastanti provoca l’espulsione dell’acqua che circola tra i sedimenti sciolti e la progressiva compattazione.

L’acqua dei sedimenti contiene sostanze chimiche. Queste sostanze precipitano e si depositano, unendo come un cemento i sedimenti sciolti.

I materiali sedimentari sono così ulteriormente consolidati, essendo stato avviato il processo di cementazione.

L’insieme dei processi chimici e fisici che trasformano i sedimenti sciolti in rocce sedimentarie compatte prende il nome di diagenesi.

Classificazione:

Le rocce sedimentarie sono normalmente classificate, in base ai processi che le hanno formate, in:

ROCCE CLASTICHE: sono formate dai detriti provenienti dal disfacimento di altre rocce. La classificazione delle rocce clastiche si basa sulle dimensioni dei frammenti che le compongono. Quindi dal sedimento sciolto dell’argilla si forma l’argillite, dalla sabbia l’arenaria, mentre dalla ghiaia il conglomerato.
ROCCE ORGANOGENE: derivano da parti dello scheletro di organismi o dai prodotti della loro attività in vita. Col passare del tempo i resti degli organismi si accumulano nei bacini sedimentari e subiscono la diagenesi fino a formare vere e proprie rocce. I fondali dei mari profondi sono coperti da un fango formato dai gusci di organismi planctonici come foraminiferi, radiolari e diatomee. I fanghi diagenizzati danno origine a rocce come calcari pelagici, radiolariti e diatomiti. Frequenti sono anche depositi costituiti da spicole di spugne, che prendono il nome di spongoliti. Sono rocce organogene anche il guano, formato dall’accumulo di escrementi di uccelli marini e i carboni fossili, derivati da resti vegetali sottoposti a diagenesi.
ROCCE CHIMICHE: sono tutte le rocce che derivano da un processo di deposizione di tipo chimico. Certe rocce chimiche si formano quando le acque dei fiumi si mescolano a quelle del mare. Alcuni ioni sciolti nell’acqua di fiume reagiscono con altri ioni presenti nell’acqua marina e formano sali insolubili che si depositano sul fondo.

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Rocce magmatiche

Le rocce magmatiche si formano attraverso il processo litogenetico indicato come processo magmatico o igneo. Questo processo si verifica quando inizialmente si presenta una massa di materiale fuso, che prende il nome di magma, di grandi dimensioni, altissime temperature e pressioni molto varie ed è un miscuglio di silicati in cui vi sono disciolti molti gas. Tale magma disperde il suo calore e si raffredda con velocità diverse a seconda delle temperature alle quali si trova, formando cristalli o strutture solide amorfe. Da questo processo si formano, appunto, rocce che prendono il nome di rocce magmatiche o ignee.

Le rocce magmatiche si dividono in due gruppi, a seconda del luogo dove avviene il raffreddamento del magma. Si formano, infatti, rocce intrusive e rocce effusive.

Le rocce intrusive sono quelle che si formano al di sotto o all’interno della crosta terrestre, circondate da altre rocce, nel caso in cui il magma non ha la possibilità di risalire in superficie. Esse sono anche dette plutoniche.

Le rocce effusive si formano quando la massa magmatica ha la possibilità di risalire in superficie e lì di raffreddarsi e di solidificarsi. Il magma riesce a salire in superficie grazie alla presenza di fratture e di crateri sulla crosta terrestre e grazie anche alla spinta ricevuta dai gas che in esso sono disciolti. Il raffreddamento delle rocce intrusive avviene in tempi abbastanza lunghi, durante i quali gli atomi hanno il tempo di cristallizzarsi. Per questo motivo, le rocce ignee intrusive sono sempre formate da cristalli abbastanza grandi e ben visibili ad occhio nudo. Una struttura di questo tipo ò detta struttura granulare olocristallina. Le rocce intrusive entrano a far parte della crosta terrestre ispessendola, tuttavia possono anche affiorare se le rocce sovrastanti vengono consumate dagli agenti esogeni e se, per alcuni movimenti della crosta terrestre, vengono spinte in superficie.

Le rocce effusive, invece, si raffreddano in tempi molto più brevi, infatti, passano nell’arco di pochi secondi, da temperature altissime, che si aggirano attorno ai 1000°C, a temperature ambiente. Durante il raffreddamento, anche la pressione diminuisce, e ciò favorisce la volatilizzazione dei gas contenuti all’interno del materiale fuso. Gli atomi, nel caso di questo tipo di rocce, non hanno il tempo di organizzarsi in cristalli e quindi la struttura di queste rocce è generalmente amorfa, o vetrosa, poiché anche il vetro, che si forma dal raffreddamento di un fuso silicatico, possiede appunto una struttura di questo tipo.

Durante la risalita del magma, però, talvolta alcuni atomi formano dei piccoli cristalli appena visibili ad occhio nudo, che vengono indicati con il nome di fenocristalli. Questa massa così formata, giunge in superficie e si raffredda completamente, realizzando una struttura detta porfirica, caratterizzata, cioè, dalla presenza di una pasta di fondo nella quale vi stanno immersi i piccoli fenocristalli. Una tipica roccia porfirica è il porfido, dalla quale deriva appunto un nome generico per tutti i tipi di rocce che presentano questa struttura. Possono, però, formarsi anche delle rocce che non presentano fenocristalli e sono interamente vetrose, tra queste possiamo ricordare le ossidiane, dette anche “vetri vulcanici”.

Le rocce magmatiche si suddividono a seconda della quantità di silice (SiO2) presente all’interno di esse. Calcolando la percentuale in peso di SiO2 si definisce il grado di acidità (alta percentuale di silice) o di basicità (bassa percentuale di silice) di una roccia.

I magmi acidi sono molto ricchi di silicio e di alluminio. La SiO2 costituisce almeno il 65% in peso della roccia. Essi hanno colore generalmente chiaro e densità che si aggira attorno a 2,7. Essi presentano una abbondante quantità di alluminosilicati, pochi silicati ed anche una certa quantità di SiO2 libera sotto forma di cristalli di quarzo. Queste rocce sono anche dette sialiche (silicio e alluminio).

I magmi neutri contengono una percentuale in peso di SiO2 compresa tra 52% e 65%. Essi presentano caratteristiche intermedie rispetto alle rocce acide e le basiche, infatti, sono composte da una quantità di silicati e di alluminosilicati che è all’incirca bilanciata, la loro densità si aggira intorno a 2,8/2,9, i colori sono non molto chiari né scuri.

I magmi basici presentano in peso una quantità di SiO2 inferiore al 52% ma superiore al 45%. Poveri di silicio, presentano una quantità abbastanza elevata di ferro, magnesio, calcio. I colori di queste rocce sono generalmente scuri e la densità è molto prossima a 3. Queste rocce sono anche dette femiche (ferro e magnesio).

Infine, bisogna ricordare i magmi ultrabasici che danno vita ad altrettante rocce, dette ultrabasiche o ultrafemiche. Esse presentano una quantità di SiO2 inferiore al 45% in peso. La densità di tali rocce è molto elevata, spesso superiore a 3, e il colore è quasi sempre nero o grigio scuro.

Rocce Metamorfiche

Il processo metamorfico consiste in un complesso di profonde modificazioni cui possono andare soggette sia le rocce sedimentarie sia le rocce eruttive. Il processo metamorfico si manifesta a elevate profondità rispetto alla superficie terrestre e si manifesta sotto l’azione prevalente d’alte temperature e pressioni determinando in questo modo profondi mutamenti nella composizione mineralogica e nella struttura delle rocce originarie sino a portarle ad una completa ricristallizzazione. Una caratteristica assai diffusa delle rocce metamorfiche è la scistosità, tendenza di tali rocce a dividersi facilmente in sottili strati o lamelle.

Sono riconoscibili diversi tipi di metamorfismo a seconda che prevalga l’uno o l’altro dei fattori che sono alla base del metamorfismo cioè pressione e temperatura. Il fattore temperatura è presente nel metamorfismo termico o di contatto. Quando prevale il fattore pressione, si ha il cosiddetto metamorfismo dinamico; in questo caso le rocce sono soggette di fortissime pressioni dovute prevalentemente al carico di masse litoidi sovrastanti.

In conclusione si può affermare che attraverso i tre processi descritti, eruttivo, sedimentario, metamorfico si completa il ciclo delle rocce.

Il magma una volta consolidato da luogo alle rocce eruttive, quest’ultime a loro volta vengono degradate, erose, trasportate e sedimentate dando luogo ai cosiddetti sedimenti, da cui per diagenesi derivano le rocce sedimentarie.

Rocce eruttive e sedimentarie infine vanno incontro a processi di metamorfosi dando origine alle cosiddette rocce metamorfiche.

Geologia: rocce

Le rocce si distinguano in base alla loro origine in tre gruppi:

Rocce eruttive
Rocce sedimentarie
Rocce metamorfiche

Rocce Eruttive

Il processo eruttivo consiste nel raffreddamento e consolidamento del magma. S’intende per magma una massa a composizione fondamentalmente silicatica, costituita in prevalenza da una parte liquida, da una parte di gas e di cristalli. Il magma proviene da regioni profonde della terra; esso ha la possibilità di consolidarsi al di sotto della crosta terrestre oppure di risalire fino alla superficie della terra e in questa sede consolidarsi. Dal consolidamento del magma derivano delle rocce che sono denominate eruttive, le quali a loro volta si distinguono in:

Rocce intrusive
Rocce effusive

Se il magma solidifica al di sotto della superficie terrestre si formano le rocce intrusive, le quali, a causa del lento consolidamento del magma, che le ha generate, sono costituite da aggregazioni di cristalli solitamente abbastanza omogenei per dimensioni e distinguibili anche ad occhio nudo (queste rocce hanno una struttura granulare o granitoide).

Quando il magma raggiunge la superficie terrestre e fuoriesce perdendo vapore acqueo ed altri gas prende il nome di lava, quest’ultima si raffredda rapidamente e genera le rocce effusive, dette anche laviche o vulcaniche, in tal caso a causa della rapidità di raffreddamento i componenti non riescono a cristallizzare secondo le loro modalità.

Ne consegue, che le rocce così formate acquistano una struttura porfirica, cioè sono costituiti da cristalli relativamente grandi detti fenocristalli. La struttura porfirica non è sempre evidente ad occhio nudo, infatti, i fenocristalli a volte possono avere dimensioni sufficientemente grandi per essere riconoscibili all’osservazione diretta, ma in moltissimi casi essi sono di piccolissime dimensioni per questo sono riconoscibili o visibili soltanto al microscopio.

A titolo d’esempio elenchiamo alcuni tipi di rocce intrusive ed effusive:

I graniti sono rocce intrusive acide ed hanno una struttura granitica o granulare e sono di colore grigio chiaro o roseo; sono utilizzati soprattutto come materiali da costruzione (pavimentazioni); in Italia i graniti sono diffusi, nelle alpi occidentali presso il Lago Maggiore, in Calabria, nell’isola d’Elba e in Sardegna. Altre rocce intrusive sono le dioriti: rocce neutre a struttura granulare; sono presenti sulle alpi e in Sardegna. Le sieniti sono rocce acide a struttura granulare.

Tra quelle effusive ricordiamo i porfidi quarziferi, le andesiti e i basalti questi ultimi di colore grigio scuro, quasi nero che sono presenti sulle falde dell’Etna.

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Il Processo Sedimentario

Il processo sedimentario consiste nel depositarsi (sedimentazione) in ambiente subaereo o subacqueo dei prodotti provenienti dalla degradazione di rocce preesistenti o d’altri materiali. La formazione delle rocce sedimentarie, che prendono origine dal processo di sedimentazione avviene attraverso le seguenti fasi:

Degradazione
Erosione – Trasporto
Sedimentazione
Diagenesi

Degradazione

Le rocce superficiali sono soggette ad un complesso di fenomeni che portano al loro smantellamento in seguito ad alterazioni di tipo fisico e chimico. La degradazione si manifesta sul posto e quindi prepara i materiali all’erosione e al trasporto che sono la fase successiva.

Erosione – Trasporto

Nel momento in cui un prodotto della degradazione è asportato dalla roccia madre ad opera di un agente qualsiasi, si dice che quella roccia subisce un processo d’erosione e trasporto; queste ultime sono due azioni strettamente legate tra loro.

Il trasporto viene ad opera delle acque, infatti, i prodotti della degradazione sono strappati alla roccia madre dalle onde marine, dalla pioggia battente, da rigagnoli d’acqua o da un fiume e quindi trasportati per rotolamento, in sospensione, in soluzione oppure in sospensione colloidale. Il trasporto può anche avvenire per trascinamento del materiale ad opera dei ghiacciai, e ancora possiamo avere il trasporto eolico che consiste nel trasporto in sospensione del materiale ad opera del vento.

Sedimentazione

I materiali trasportati sono successivamente abbandonati dagli agenti trasportatori, cioè depositati in luoghi diversi, in ambienti diversi secondo varie modalità determinate da fattori fisici, chimici e biologici. Ad esempio le acque torbide di un fiume trasportano grandi quantità di materiali che poi possono essere abbandonati lungo il letto o le sponde del fiume stesso o in aree temporaneamente invase, cioè in località o zone che appartengono ancora al continente. La corrente del fiume trasporta materiali anche fino al mare e questi materiali possono essere dispersi dalle correnti lontano dalle coste e poi abbandonati su fondali marini. Da questi esempi si può intuire quanto numerosi e diversi siano gli ambienti dove avviene la deposizione dei materiali trasportati dai vari agenti. Il complesso di materiali deposti prende il nome di sedimenti.

Gli ambienti di sedimentazione possono essere distinti in tre gruppi fondamentali:

Ambiente Continentale: in questa sede i sedimenti possono formarsi sia in presenza d’acqua sia in presenza della stessa.
Ambiente di Transizione: è un ambiente intermedio tra la terra e il mare, ad esempio ambiente lagunare e litorale (zona compresa tra l’alta e bassa marea).
Ambiente Marino: la sedimentazione avviene nei fondali marini, che possono avere diverse profondità.

Le caratteristiche dei vari ambienti condizionano la presenza e lo sviluppo delle forme organiche (animali e vegetali) che negli ambienti medesimi vivono. La definizione e la conoscenza degli ambienti è quindi molto importante perché ad essi sono legati i vari tipi di rocce sedimentarie e le forme fossili che vi si trovano in base quindi al tipo di roccia e al suo contenuto in fossili si può risolvere o ricostruire l’ambiente ove il sedimento si è formato.

Diagenesi

Con il termine diagenesi s’intende una serie di trasformazioni che i sedimenti appena deposti subiscono per poi diventare rocce sedimentarie.

La diagenesi comprende tre processi:

Costipamento: compressione dei sedimenti con conseguente riduzione degli spazi interstiziali ed espulsione dell’acqua negli spazi stessi.
Cementazione: le sostanze disciolte nelle sostanze circolanti (calcite, silice, dolomite ecc.) precipitano riempendo gli interstizi rimasti cementando i vari componenti dei sedimenti.
Ricristallizzazione: con questo processo i materiali dei sedimenti vengono sciolti in soluzioni circolanti poi successivamente tornano a depositarsi alimentando e ingrossando i cristalli della stessa specie

Le rocce sedimentarie affioranti costituiscono il 75% delle terre emerse; i processi di sedimentazione che generano le rocce sedimentarie si distinguono solitamente in:

Processo meccanico da azione di trasporto
Processo chimico per evaporazione e per precipitazione da soluzioni
Processo organico da attività di organismi

Tra le principali rocce sedimentarie ricordiamo le rocce clastiche da sedimentazione meccanica, rocce di deposito chimico da sedimentazione chimica, rocce organogene da sedimentazione organica e infine rocce piroclastiche derivanti dall’accumulo dei prodotti di esplosioni vulcaniche.

Tra le rocce clastiche ricordiamo le lutti che sono comunemente dette argille contenenti una certa percentuale di carbonato di calcio (CaCO3), vengono denominate marne. Se il contenuto di CaCO3 aumenta, la roccia prende il nome di marna calcarea e infine di calcare.

Rocce piroclastiche derivano e si formano in seguito a fenomeni di esplosione vulcanica. Questi depositi piroclastici si distinguono in: lapilli, sabbia e ceneri.

Le rocce piroclastiche più o meno cementate sono definiti tufi vulcanici. Ricordiamo ancora tra le rocce piroclastiche le pozzolane, usate per la malta idraulica. Le rocce di deposito chimico si depositano per evaporazione o per diminuzione del potere solvente del liquido in cui le sostanze sono disciolte i seguito a reazioni chimiche che avvengono tra queste sostanze. Ricordiamo tra queste il gesso e il salgemma.

Rocce organogene o di deposito organico, derivano dall’attività biochimica degli organismi e dalla loro capacità di accumularsi generalmente in ambiente marino dei residui organici e vegetali. Le rocce organogene possono essere: calcaree, dolomitiche, silicee e fosfatiche.

Le rocce dolomitiche sono costituite da carbonato doppio di calcio e magnesio; sembra che abbiano avuto origine durante la diagenesi da calcari organogeni per metasomatosi, cioè lo scambi tra i sedimenti e il magnesio contenuto nell’acqua marina.

Le rocce silicee sono dovute all’attività e all’accumulo di spoglie silicee di microrganismi.

Le rocce fosfatiche derivano e si formano in seguito a processi di sedimentazione derivanti dall’accumulo del cosiddetto guano prodotto dagli escrementi di certi uccelli. I più importanti depositi di guano si trovano in alcune isole presso le coste del Perù.

ROCCE IGNEE INTRUSIVE	ROCCE IGNEE EFFUSIVE
GRANITI	BASALTO
PEGMATITI	RIOLITE
SIENITE	TRACHITE
DIORITE	ANDESITE
GABBRO	OSSIDIANA
SERPENTINITE	POMICE
DIABASE	IGNIMBRITE

ROCCE SEDIMENTARIE	ROCCE SIDERTICHE (R. SEDIMENTA.)
CONGLOMERATI	SALGEMMA
BRECCIA	GESSO
TILLITE	SELCE
ARENARIA	NODULI DI PIRITE
ARCOSA, GROVACCA	CARBONE :
ARGILLITE	1) TORBA
ARGILLOSCISTO, ARGILLA	2) LIGNITE
LOESS	3) LITANTRACE
CALCARE	4) ANTRACITE
CALCARI FOSSILIFERI	GIAVAZZO O AMBRA NERA
CALCARE OOLITICO	SCISTO BITUMOSO
CRETA	ROCCE SEDIMENTARIE (2)
MARNA	BOMBE VULCANICHE
DOLOMIA	TUFO
TRAVERTINO	/ / /

ROCCE METAMORFICHE

ARDESIA

MARMO

SELCE CORNEA

MICASCISTO

QUARZITE

GNEISS

ROCCIA	INTRUSIVA	EFFUSIVA	DETRITICHE	ORGANOGENE	CHIMICA
GRANITO	X
GESSO					X
DIORITE	X
TUFITE			X
OSSIDIANA		X
CONGLOMERATI			X
LITANTRACE				X
BASALTO		X
POMICE		X
TORBA				X
SALGEMMA					X
DOLOMITE				X

ROCCE	INTRUSIVE ( S. GRANULARE)	EFFUSIVE (S. PORFIRICHE O VETRO.)
FELSICHE	GRANITO	PORFIDO
NEUTRE	DIORITE	ANDESITE
BASICHE	GABBRO	BASALTO
ULTRABASICHE	PERIDOTITE	/ / /

ROCCE

1 - INTRODUZIONE - I solidi si possono distinguere in due grandi gruppi: solidi amorfi (es.: vetro) e solidi cristallini. I primi sono dovuti alla solidificazione veloce di silicati fusi. Nei solidi cristallini, invece, gli atomi, grazie a una solidificazione più lenta, hanno la possibilità di disporsi ordinatamente. Per i cristalli vele la legge di Stenone: I cristalli mantengono costanti gli angoli diedri compresi fra le facce omologhe. Le rocce sono corpi solidi costituiti da minerali che possono presentarsi sia in forma coerente (compatti) sia in forma incoerente (es.: sabbia). Inoltre a seconda che siano formate da un unico tipo di minerale (raro) o meno, si dicono monomineralogiche o plurimineralogiche (O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, Ti, H). Le rocce vengono poi classificate in base alla loro origine:

Rocce ignee
Rocce sedimentarie
Rocce metamorfiche

2 - MINERALI - L'80% della crosta terrestre è costituito da O, Si e Al, per questo buona parte dei minerali della superficie sono silicati. Minerale: solido rappresentabile da una formula chimica che si sintetizza con un processo inorganico e che ha forma cristallina. La struttura cristallina fu definita da Bravé. La durezza dei silicati si misura con la scala MOHS, dove il minerale più duro è il diamante. I minerali sono suddivisi in due gruppi: silicati e non silicati.

NON SILICATI: Si dividono in:

Elementi nativi
Aloidi
Ossidi e idrossidi
Carbonati, solfati e fosfati

1 - Elementi nativi - Elementi non associati ad altri atomi: Au, Ag, Cu, C... Il C può ad esempio cristallizzare in due forme distinte: grafite e diamante - si parla di polimorfismo: formule uguali, ma forme diverse.

2 - Aloidi - Sali binari non ossigenati degli alogeni: F, Cl, Br e Io. I sali sono: la salgemma (NaCl), la Fluorite (CaF2) e la Silvite (KCl).

3 - Ossidi - Magnetite (Fe3O4), Ematite (Fe2O3 - ruggine) e la Limonite (= ematite idratata).

4 - Carbonati - Calcite (CaCO3), Dolomite (CaMg(CO3)3). La dolomite è coinvolta nel processo della Vicarianza : una molecola di Ca viene sostituita da uno ione di carica e dimensione analoga (Mg). Questo fenomeno determina isomorfismo (forme =, formula ¹). Solfati: Gesso (CaSO4 . 2H2O).

SILICATI: L'anione fondamentale di tutti i silicati è SiO44-. Il Si ha lo stesso stato di ibridazione (sp3) del C. Questo ibrido ha una forma tetraedrica. Il legame però, nel caso dei silicati, avviene al vertice (Si-O-Si). A seconda di come si dispongono spazialmente i tetraedri nel reticolo cristallino, si classificano in (dai più densi ai meno densi):

Nesosilicati
Sorosilicati
Inosilicati
Fillosilicati
Tectosilicati

Nesosilicati: I più densi. Quelli dove i tetraedri restano isolati, e sono uniti con ioni metallici che fanno da ponte tra gli O dei tetraedri vicini. Il Fe e il Mg danno il caratteristico colore scuro a questi minerali, di cui fanno parte appunto le olivine (con fenomeni di isomorfismo e vicarianza). Le olivine vanno dalla fosterite (Fe2SiO4) alla fayalite (Mg2SiO4). r@3,3.

Sorosilicati: da 2 a 6 tetraedri (con 6 si ha una struttura ciclica). Il catione che neutralizza è di solito Al. Ogni gruppo di tetraedri è unito agli altri con ioni metallici.

Inosilicati: uniti tra loro catene lunghe quanto il cristallo, singole o doppie. Pirosseni: lunghe catene in cui i tetraedri hanno 2O- (Esclusi quelli estremi). Anfiboli: hanno una capacità di idratazione minore (possibilità di doppia catena).

Fillosilicati: a forma di foglia. Sono a strati: ciò determina grande sfaldabilità. Tra questi si ricordano le Miche (Bianca - nel granito ce ne sono dei pigmenti - o scura - per via dei cationi Fe, Mg, Al) e l'Argilla: sfaldabile e impermeabile.

Tectosilicati: silicati ad architettura, densità molto bassa (2,7). Ogni tetraedro è unito a un altro su ognuno dei 4 vertici in modo però che ogni O sia in comune a due Si, per cui il rapporto tra Si e O è 1:2: si ha in quarzo: SiO2. Se appunto non ci sono cationi, si ha il quarzo puro, altrimenti, a seconda se il catione è Ca, Na o K si hanno i Feldspati, che si dividono in Ortoclasi e Plagioclasi. Si ha spesso anche la vicarianza tra Si e Al, in questo caso il cristallo AlSiO8- viene neutralizzato o da Ca (Anorite), o da Na (Albite) o da K: Nei primi due casi si parla di Plagioclasi, nel caso di KalSi3O8 è Ortoclasio.

A parità di temperatura i nesosilicati sono più fluidi dei tectosilicati (- densi e - scuri).

3 - LE ROCCE - Aggregati di minerali in proporzioni abbastanza costanti. Si distingue in rocce ignee, rocce sedimentarie e rocce metamorfiche. Le ignee si sono formate attraverso un processo di solidificazione di materiale fuso. Le sedimentarie derivano dalla deposizione di materiale di diversa origine. Le metamorfiche derivano da processi di trasformazione delle rocce preesistenti, dovuta all'aumento di temperatura e/o pressione. Si passa da una roccia a un'altra attraverso il cosiddetto ciclo litogenico.

4 - LE ROCCE IGNEE O MAGMATICHE - Si dividono in intrusive ed effusive. Le intrusive si hanno quando il magma raffredda lentamente, dando la possibilità di formare una struttura cristallina. Le effusive sono magma raffreddato velocemente, come il vetro: struttura amorfa. Nel magma sono presenti i componenti volatili, formati da gas: acqua, H2, HCl, Cl2, F2, HF, H2S, SO2; questi agenti mineralizzanti favoriscono la formazione di cristalli, fluidificando il magma. Le composizione chimica di un magma dipende dalla profondità in cui si forma: in superficie le acide, giù le basiche. Fusione parziale: la roccia mantiene le caratteristiche di magma. In base alla % di SiO2 si distinguono le rocce ignee in:

Acide (>65% - le + chiare)
Neutre (52%-65%)
Basiche (45%-52%)
Ultrabasiche (<45% le + scure)

Le acide sono quelle che contengono anche il maggior numero di tectosilicati, nonché quelle che fondono prima (750°C - contro i 1300°C delle ultrabasiche). Serie di Bowen: rappresenta l'ordine di cristallizzazione dei minerali al calare della temperatura. Leggendola trasversalmente si vedono le combinazioni dei due rami (continuo e discontinuo) secondo T. Da notare che l'H2O abbassa il punto di solidificazione.

Una roccia effusiva sono magma raffreddatosi velocemente. Una effusiva è costituita da cristalli della prima generazione ben formati e visibili spesso a occhio nudo, i fenocristalli, immersi in una pasta vetrosa. Oppure può essere formata da cristallini orientati verso la direzione di scorrimento della lava: questa struttura è detta struttura porfirica. Se il raffreddamento è particolarmente veloce, si può avere una effusiva tipo vetro, perché priva di fenocristalli: l'ossidiana. Tipi di rocce ignee:

ULTRABASICHE: Olivine -> rocce Peridotiti. (fondali oceanici)

5 - LE ROCCE SEDIMENTARIE - La classificazione di queste rocce considera il materiale sedimentario d'origine:

rocce clastiche, dovute all'erosione , al trasporto, alla sedimentazione e alla diagenesi.
rocce piroclastiche, spesso annesse alle sedimentarie, derivate da ceneri e lapilli.
rocce di precipitazione chimica o evaporiti: derivano dalla precipitazione di sali da un bacino.
rocce organogene: prodotte dall'attività di esseri viventi.

A volte i sedimenti restano incoerenti, ma più spesso affrontano un processo di litogenesi, ovvero una particolare diagenesi che modifica il sedimento, trasformandolo in roccia compatta. I meccanismi agenti nella diagenesi sono:

Compattazione: dovuta al peso dei sedimenti che si sovrappongono, causa un calo di volume e l'espulsione di acqua.
Cementazione: secondo momento della diagenesi in cui i granuli sedimentati si uniscono.
Metasomatosi: in certi casi si formano nuovi minerali per apporto di sostanze chimiche dall'esterno .

Rocce clastiche: la classificazione di queste avviene in base alla dimensione dei granuli; si parla di:

Ruditi: se la dimensione media dei granuli è >2 mm. Se sono di origine glaciale, sono detti brecce, se invece sono di origine fluviale (spigoli arrotondati), si dicono puddinghe.
Areniti: Æ tra 1/16 e 2 mm e sono permeabili. Danno origine ai depositi di sabbia e fango sui fondali marini. Le torbiditi sono formate da questi depositi e formano i canyon sottomarini. Il cemento che tiene uniti i granuli può essere calcare, quarzo o argilla. In base alla composizione chimica si distinguono le quarzareniti, le calcareniti, le grovacche, e le arcose (quarzo e feldspati).
Peliti (argilliti): Æ < 1/16 mm. Sono silicati di Al e sono impermeabili.

Rocce piroclastiche: derivano dalla deposizione e litificazione di ceneri e lapilli di vulcani esplosivi. La più tipica è il tufo. Inoltre vi sono le Ignibriti che si formano dalle nubi ardenti (H2O e T=1000°C) e sono più compatte.

Rocce di precipitazione chimica: la precipitazione può iniziare quando in un bacino marino prevale la perdita d'acqua per evaporazione rispetto all'apporto di acqua d'origine fluviale. I minerali si depositano sul fondo del bacino sedimentario seguendo un ordine preciso e dando origine a una serie evaporitica. Nelle acque basse riscaldate dal Sole hanno origine i calcari oolitici, poiché la precipitazione di calcare è dovuta all'aumento della concentrazione di sali per effetto e dell'evaporazione e dell'aumento di T che abbassa la solubilità in acqua della CO2. L'acqua pura non è capace di sciogliere il calcare, ma se in essa è disciolta una piccola quantità di anidride carbonica, l'acqua diviene debolmente acida. Quest'acqua è capace di trasformare il calcare in bicarbonato di calcio, che invece è solubile in acqua: CaCO3+CO2+H2O Û Ca(HCO3)2 (che è solubile). Esempi di tali rocce sono il travertino e l'alabastro. Da acque ricche di silice si può formare della selce, per cui si dicono rocce selcifere. Serie evaporitica: con questo nome si indica il deposito che si forma per evaporazione completa dell'acqua in un bacino. Si costituisce di: calcite, gesso con anidrite, salgemma, solfati complessi di Ca, Mg, K, cloruri di Na, K e MG, e silvite.

Rocce organogene: formate da esseri viventi; la maggior parte di queste rocce si forma in ambiente marino. Quando gli esseri viventi muoiono, i loro resti cadono in fondo al bacino di sedimentazione. Le parti organiche molli del loro corpo vengono mineralizzate dai batteri decompositori, mentre per le parti rigide comincia un processo di diagenesi. Esistono:

Calcari e dolomie: le più comuni. I calcari si presentano solitamente stratificati, e si parla di calcari organogeni bioclastici, risultato dell'accumulo di gusci e scheletri, mescolati a detriti di calcari preesistenti, il tutto cementato del processo di diagenesi. I calcari organogeni biocostruiti mantengono invece la struttura .
Rocce organogene silicee: Associata alle rocce calcaree si trova spesso selce (SiO2) di origine organica che forma strati sottili. Queste rocce derivano dagli aghi che formano lo scheletro delle spugne silicee (spongoliti).
Rocce fosfatiche: derivano dalla deposizione in ambiente marino di ammassi di ossa di vertebrati. A questo gruppo appartiene anche in guano.
Carbone e idrocarburi: il carbone è la carbonizzazione di resti vegetali, gli idrocarburi dalla trasformazione di residui organici di microrganismi vegetali e animali.

6 - LE ROCCE METAMORFICHE - Se una roccia metamorfica deriva da una preesistente roccia ignea, viene detta orto-metamorfica, se deriva da una sedimentaria è detta para-metamorfica, se invece deriva da un'altra metamorfica, viene detta meta-metamorfica. Se rocce di origine diversa fra loro danno origine a una stessa roccia, si parla di convergenza. Il metamorfismo consiste nel cambiamento di composizione mineralogica di una roccia per aumento di pressione e/o temperatura, senza passare attraverso lo stato liquido . Si può dividere il metamorfismo in 3 tipi, a seconda dell'origine:

Metamorfismo di contatto
Metamorfismo dinamico
Metamorfismo regionale

Metamorfismo di contatto: Si verifica nelle rocce a contatto con i magmi caldi che si stanno raffreddando in profondità o che stanno risalendo lungo un camino vulcanico. In queste condizioni si ha un riscaldamento più o meno intenso delle rocce incassanti: le rocce incassanti presentano perciò un'aureola di contatto in cui il metamorfismo è meno intenso con la distanza. Un'altra caratteristica tipica del metamorfismo di contatto è la presenza di particolari minerali, come vesuviane, zoisiti, andalusie, prodotti dalle reazioni tra alcuni minerali delle rocce incassanti e i nuovi materiali provenienti dal magma. Di solito ci sono associati giacimenti di minerali utili.

Metamorfismo cataclastico (dinamico): Prevale la pressione. Si presenta in corrispondenza di faglie. Il metamorfismo di contatto è utile da osservare, perché fornisce indicazioni sui movimenti della crosta terrestre.

Metamorfismo regionale: Dovuto alla variazione di pressione e temperatura. Si verifica quando i movimenti della crosta terrestre fanno sprofondare a notevole profondità grandi ammassi di rocce (zone di subduzione). Il gradiente geotermico, cioè l'aumento di temperatura all'interno della Terra all'aumentare della profondità, è in media di 3°C ogni 100 metri. Contemporaneamente alla temperatura, aumenta anche la pressione, che presenta due componenti: la pressione idrostatica che è dovuta al peso delle rocce sovrastanti, e le pressioni tangenziali, dovute alle spinte tettoniche. Inoltre all'interno delle rocce circolano soluzioni di diverse sostanze chimiche (CO2 in particolare), che possono intervenire nella sintesi di nuove rocce. Quanto più il metamorfismo è profondo, tanto più grandi sono i cristalli. Le rocce metamorfiche assumono spesso una struttura scistosa, con i cristalli allungati prevalentemente in una sola direzione e paralleli.

Le rocce metamorfiche vengono classificate secondo sia le rocce di partenza, sia il grado di metamorfismo:

Basso (T=350°-550°C P=2-14 kbar) (es.: Filladi)
Medio (T=550°-700°C P=3-10 kbar) (es.: Micascisti)
Alto (T>650°C P=3-15 kbar) (es.: Gneiss )

Tra le altre rocce metamorfiche si ricordano i marmi (Para-metamorfismo medio).

L'ALTERAZIONE DELLE ROCCE E L'AZIONE DEL VENTO

1 - COME SI PRESENTANO LE AREE CONTINENTALI - Due grandi regioni: pianeggianti e montuose.

Le pianure: le regioni pianeggianti nella maggior parte dei casi, si innalzano solo di poche centinaia di metri al di sopra del livello del mare. Possono essere originate da :
Lo spianamento di una regione montuosa per l'azione erosiva prolungata degli eventi meteorici: PENEPIANO (pianura russa e canadese).
Un braccio di mare che è stato completamente riempito dai detriti trasportati da fiumi e ghiacciai: PIANURE ALLUVIONALI (Pianura Padana).
Il sollevamento di un fondale marino, al di sopra del livello del mare: TAVOLATI.

Possono essere classificate in base alla loro altezza sul livello del mare:

BASSOPIANI: non superano i 200-300m di altezza.
ALTOPIANI: superiori ai 400m. Casi particolari di questi sono gli ACROCORI, che sono completamente circondati da catene montuose
DEPRESSIONI: si trovano al di sotto del livello del mare (quella del Mar Morto a -394m).
Le regioni montuose: colline se non superano i 600m, montagne se sono più alte (600m è la massima altitudine a cui, in condizioni normali, si può coltivare la vite). Possono essere riunite in strutture ad andamento lineare (CATENE MONTUOSE) oppure formano dei complessi regolari (MASSICCI). Sono inframmezzate da valli, scavate dall'attività erosiva di fiumi e ghiacciai; possono avere un andamento parallelo a quello della catena montuosa (LONGITUDINALI: Valtellina) oppure sono poste perpendicolarmente (TRASVERSALI: Valle d'Aosta).

Le regioni pianeggianti e quelle montuose non sono distribuite in modo uniforme. L'aspetto della superficie terrestre ha subito, nel corso della storia della Terra, continue modificazioni e continuerà a subirne in futuro.

2 - LA MORFOGENESI - Tre tipi fondamentali di paesaggi: quello montano, di pianura, di collina, però assumono aspetti diversi a seconda della situazione locale, che fa prevalere l'azione di un particolare agente modellatore che determina le caratteristiche predominanti del paesaggio. La Geomorfologia studia il modellamento della superficie terrestre.

Il paesaggio che noi vediamo è il risultato dell'azione di due tipi di forze che agiscono in senso contrario:

Forze ENDOGENE (provenienti dall'interno) che tendono a sollevare le rocce della crosta terrestre e quindi a costruire rilievi e catene montuose. Agenti geomorfologici endogeni: OROGENESI (formazione delle catene montuose), BRADISISMO (innalzamento o abbassamento del livello del suolo), VULCANI e TERREMOTI, manifestazioni della vita geologica della Terra: gli strati più superficiali si spostano e si deformano.
Forze ESOGENE (provenienti dall'esterno) che tendono a erodere le rocce poste in superficie e a spianare i rilievi. Agenti geomorfologici esogeni: operando per tempi molto lunghi riescono a eliminare i rilevi creati dagli agenti endogeni; sono: l'ATMOSFERA (altera e sgretola le rocce della superficie terrestre, agisce in modo diffuso ma poco incisivo), il VENTO (azione poco intensa), i GHIACCIAI (oltre a sgretolare le rocce, ne trasportano e ne depositano i detriti accumulandoli nelle depressioni della superficie terrestre), l'ACQUA (sia pievana, sia dei fiumi e dei ghiacciai, la sua intensità è la maggiore), gli ESSERI VIVENTI (animali e vegetali hanno un'azione poco intensa, mentre l'uomo interviene spesso modificando l'ambiente) e il MARE (agisce però solo secondo la linea di costa).

In ogni periodo della storia della Terra si sono formate delle catene montuose localizzate in specifiche aree. Più recenti sono il sistema alpino-himalayano e il sistema delle Ande-montagne Rocciose (200mil di anni) essi sono in una FASE GIOVANE caratterizzati da dislivelli notevoli, valli profonde e alte montagne. In altre regioni, per esempio in Scozia, le montagne sono già in una FASE MATURA (400mil di anni), caratterizzata da colline dalle forme dolci ed arrotondate. Infine vi sono delle regioni, per esempio la pianura russa, che hanno ormai raggiunto la FASE SENILE, in cui il territorio è quasi completamente piatto. Queste sono le fasi del ciclo geomorfologico. Avvengono frequentemente dei fenomeni di ringiovanimento del territorio (es: le Alpi Australiane) ossia può riprendere l'attività orogenetica o più semplicemente il terreno può sollevarsi a causa del bradisismo. Si ha invece una forma di ringiovanimento generalizzato su tutte le superfici continentali quando una glaciazione, bloccando un'enorme quantità d'acqua sotto forma di ghiaccio, produce un abbassamento del livello del mare.

Il grado di modellamento del territorio dipende da fattori condizionanti che accelerano o riducono l'attività erosiva:

La LITOLOGIA del territorio. Esistono rocce come le argille più facilmente erodibili rispetto a tutte le altre, e rocce che sono più resistenti all'erosione come i graniti e in generale le rocce ignee.
La COPERTURA VEGETALE che di solito agisce nel senso di rallentare l'erosione; la sua funzione è più efficace su territori costituiti da rocce meno compatte.
L'ALTIMETRIA del territorio perché le forti pendenze favoriscono l'incisività della forza erosiva di acque selvagge, fiumi e ghiacciai.
Il CLIMA, da cui dipendono quei fattori meteorologici come temperatura, piovosità…, che a loro volta determinano il tipo di agente geomorfologico prevalente in una certa regione.

Quindi si possono distinguere tipi morfologici dipendenti dal clima.

3 - L'ALTERAZIONE DELLE ROCCE SUPERFICIALI - Le rocce che formano la superficie del terreno sono continuamente sottoposte all'azione dell'atmosfera, azione che interessa l'intera superficie delle rocce esposte all'aria sulle terre emerse. L'aria a contatto con il suolo e la radiazione solare agiscono sulle rocce superficiali in diversi modi:

DISGREGAZIONE FISICA: consiste nelle separazione meccanica in pezzi più piccoli delle rocce superficiali che originariamente erano compatte. I maggiori processi sono:
Il TERMOCLASTISMO: l'azione della variazione giornaliera o stagionale della temperatura dello strato superficiale delle rocce a causa dell'esposizione alla radiazione solare; interessa solo i primi millimetri di spessore delle rocce. Di giorno il calore del sole fa dilatare i cristalli, di notte il freddo diminuisce il volume; questo porta al distacco dei cristalli gli uni dagli altri. In una roccia fatta di minerali diversi, non solo ogni minerale ha il suo coefficiente di dilatazione termica e quindi si dilata diversamente dai cristalli vicini, ma, essendo anisotropo (il coefficiente di dilatazione termica non è uguale in tutte le direzioni), cambia forma, introducendo nuove tensioni tra i cristalli che formano lo strato esposto al sole. Il fenomeno ha caratteristiche ed intensità diverse da roccia a roccia: rocce ignee intrusive del tipo del granito, presentano uno strato sottile di cristalli staccati: si ha cioè una forma di disgregazione granulare. Le rocce metamorfiche e quelle sedimentarie finemente stratificate subiscono invece una desquamazione o una sfoliazione, per cui dallo strato superficiale della roccia si staccano lamine sottili e piatte della roccia originaria.
Il CRIOCLASTISMO: l'azione delle basse temperature sull'acqua presente nelle fessure delle rocce che gelando aumentano di volume; è più efficace del termoclastismo ed è predominante a latitudini alte.
ALTERAZIONE CHIMICA E DISSOLUZIONE: l'alterazione chimica è presente ovunque ed interessa anche le rocce che formano il suolo al di sotto della copertura vegetale. Fenomeni principali:
OSSIDAZIONE: è dovuta all'azione diretta dell'ossigeno atmosferico su alcuni componenti delle rocce superficiali come i materiali carboniosi (vengono sbiancate), i minerali ferrosi (trasformati nei corrispondenti composti ferrici di colore rosso) e i solfuri (trasformati in ossidi e solfati e, essendo solubili, rendono le rocce ariate in superficie).
IDRATAZIONE: la presenza nell'aria di vapore acqueo favorisce l'idratazione di alcuni minerali e ovviamente sarà più rapida in presenza di acqua liquida (es: l'ematite diventa limonite e l'anidride diventa gesso).
IDROLISI e DISSOLUZIONE.

Il risultato dell'azione contemporanea della disgregazione fisica, dell'alterazione chimica e della dissoluzione ha come conseguenza la produzione del suolo: lo strato superficiale alterato del terreno, composto prevalentemente da detriti derivati dalla degradazione della roccia che costituiva originariamente il terreno e che si trova qualche metro più sotto.

Es. di Vicarianza: Ca e Mg, Na e Ca, Fe e Mg, Si e Al.

In realtà possono esserci anche plagioclasi Ca, ma in % minore.

Il colore del granito è dato dalla presenza di impurità nell'ortoclasio.

L'erosione avviene o per termoclastismo o per crioclastismo.

Per es. le Dolomiti: la dolomite deriva dalla calcite (CaCO3) con apporto di Mg presente nell'acqua marina.

Es.: la barriera corallina.

Se si passa per lo stato liquido si parla di Anatessi.

All'interno dei letticelli possono esserci grandi formazioni cristalline.

Fossili minerali rocce tutto di tutto

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