Rocce

ROCCE

- 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

- 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[1]: una molecola di Ca viene sostituita da uno ione di carica e dimensione analoga (Mg). Questo fenomeno determina isomorfismo (forme =, formula ). Solfati: Gesso (CaSO₄ 2H₂O).

SILICATI: L'anione fondamentale di tutti i silicati è SiO₄^4-. 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). 

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).

- 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.

- 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

Basiche

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)

BASICHE: - Olivine I - Gabbri

- Pirosseni

- Anfiboli

- Plagioclasio Ca E - Basalti

NEUTRE - Anfiboli I - Dioriti

- Miche

- Plagioclasi Na E - Andesiti

ACIDE - Quarzo I - Graniti (pasta macrocristallina)

- Ortoclasio

- Anfiboli

- Miche E - Rioliti (pasta microcristallina)

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

rocce clastiche, dovute all'erosione[4], 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[5].

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 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) < 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 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[6].

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.

- 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[7]. 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[8])

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

L'ALTERAZIONE DELLE ROCCE E L'AZIONE DEL VENTO

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 :

a)     Lo spianamento di una regione montuosa per l'azione erosiva prolungata degli eventi meteorici: PENEPIANO (pianura russa e canadese).

b)    Un braccio di mare che è stato completamente riempito dai detriti trasportati da fiumi e ghiacciai: PIANURE ALLUVIONALI (Pianura Padana).

c)     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:

a)     BASSOPIANI: non superano i 200-300m di altezza.

b)    ALTOPIANI: superiori ai 400m. Casi particolari di questi sono gli ACROCORI, che sono completamente circondati da catene montuose

c)     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.

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:

a)     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.

b)     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.

c)     L'ALTIMETRIA del territorio perché le forti pendenze favoriscono l'incisività della forza erosiva di acque selvagge, fiumi e ghiacciai.

d)     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.

- 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:

a)     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.

b)     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:

a)     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).

b)     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).

c)     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.