Calendari, minerali e rocce

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Data:	05.07.2005
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L’orientamento
Due punti cardinali corrispondono dal circolo dell’orizzonte ai punti in cui il sole sembra sorgere e tramontare nei giorni degli equinozi l’est, l’ovest; intermedi a questi, invece, abbiamo il nord e il sud che sono i punti di intersezione del meridiano passante per il luogo d’osservazione con il circolo dell’orizzonte. Per orientarsi, cioè per individuare i punti cardinali dell'orizzonte di un certo luogo, si può prendere in considerazione l'apparente moto diurno del sole intorno alla terra. Questo sistema d'orientamento è però approssimativo, o che il sole sorge ad est e tramonta ad ovest soltanto nei giorni degli equinozi; quando la sua apparente traiettoria attraversa l'equatore celeste. Inoltre ne possiamo determinare la posizione del sud a mezzogiorno. La sera, possiamo fare riferimento alla stella polare. L'uso della bussola consente l'orientamento anche quando non è possibile riferirsi al sole o alle stelle. Tra di essere eseguita dall’ago della bussola, introdotto in Europa da Flavio Gioia, forma con il meridiano geografico del luogo, un angolo detto declinazione magnetica, che varia da luogo a luogo. La declinazione magnetica può essere occidentale oppure orientale e a volte anche nulla. Essa è dovuto al fatto che i poli magnetici della terra non coincidono con i poli geografici. Il punto in cui si trova l'osservatore è detto punto di stazione. Oltre quattro punti cardinali, vi sono il nord est (dalla Grecia), il sud est (o scirocco, dalla Siria), il sud ovest (o libeccio dalla Libia), il nord ovest (o maestro da Venezia). Quindi tra i punti principali e quelli intermedi, è possibile inserire altri otto punti, poi altri 16, fino ad arrivare alle 32 direzioni della rosa dei venti. Il conto che si desidera conoscere è possibile ricavarlo anche facendo riferimento all’Azimut e alla distanza considerata, le sue coordinate polari. L’azimut e l'angolo compreso tra la linea mediana, passante per l'osservatore e la direzione del mondo che si vuole determinare, misurando a partire dal nord e procedendo in senso orario. Misurata in gradi e in senso orario.
La distanza è la misura lineare (in km o mentri) fra il punto di stazione e il punto Considerato. (Cannocchiale distanziometrici).
Bussola, costituita da ago magnetizzato. Grazie al magnetismo terrestre, la bussola segue “nord – sud”. Il PoLo Nord magnetico non coincide mai con il Polo Nord terrestre.
La determinazione delle coordinate geografiche
Per stabilire la posizione assoluta di un punto della superficie terrestre, occorre determinare le sue coordinate geografiche, rappresentate dalla latitudine e longitudine. Il metodo più usato per la determinazione della latitudine consiste nel misurare l’altezza di una stella sul suo piano dell’orizzonte del luogo. Di solito nel nostro emisfero, quello boreale, ci si riferisce alla stella polare. determinazione della latitudine si può effettuare anche misurando l’altezza del sole nel movimento della sua culminazione del meridiano del luogo, cioè a mezzodì. Nei giorni degli equinozi, quando il sole si trova allo zenit dell’equatore , a mezzodì i raggi solari formano col piano dell’orizzonte un angolo che è complementare della latitudine del luogo.
Negli altri giorni dell’anno, poiché il sole è allo Zenit su un parallelo posto a nord o a sud dell’equatore, occorre tener conto dell’angolo che i raggi formano col piano equatoriale, cioè declinazione solare
Per conoscere con esattezza il valore della declinazione solere nei vari giorni dell’anno si èuò ricorrere ad un diagramma, detto amalemma. Esso mette in relazione tre variabili: il giorno dell’anno, la declinazione solare o altezza del sole rispetto all’equatore celeste e il tempo. Per la misura dell’altezza degli astri, si può adoperare il teodolite, che è costituito da un cannocchiale girevole.
La determinazione dell’longitudine si esegue basandosi sull’apparente movimento diurno del sole attorno a nostro pianeta. Poiché la terra compie in circa 24 ore una rotazione completa su se stessa, in tale periodo il sole culmina recessivamente su tutti i 360 meridiani di grado; perciò esso impiega un ora per passare sopra 15 meridiani e 4 minuti per passare da un meridiano geografico all’altro.
Due diverse durate del giorno
Comunemente per giorno si intende il periodo di tempo che la terra impiega per compiere una rotazione intorno al proprio asse; però, a seconda che tale rotazione intorno al proprio asse venga computata facendo riferimento alle stelle oppure al sole, si deve fare una distinzione fra giorno sidereo e giorno solare. La durata effettiva della rotazione terrestre è 23h56m4m, cioè un giorno sidereo. Se però facciamo riferimento al sole, invece che ad una stella, controllando il tempo che esso impiega per passare due volte successive alla sua massima altezza del piano dell’orizzonte di un certo luogo, avremo la durata del giorno solare che è di 24h. il motivo di questa differenza di circa 4 minuti sta nel fatto che mentre la terra compie una rotazione, si muove anche in un certo tratto lungo la sua orbita; perciò, per rivedere il sole nella stessa direzione dopo che la terra ha fatto un giro completo intorno al proprio asse, occorre che essa compia un supplemento di rotazione corrispondente all’arco percorso sull’orbita. Il giorno sidereo rappresenta il vero periodo della rotazione terrestre; il giorno solare, invece, varia a seconda che la terra si trovi in perielio (cioè durante l’inverno) o in afelio (durante l’estate). Per arrivare a questa differenza di secondi, ci serviamo del giorno solare medio, che risulta dalla media delle durate di tutti i giorni dell’anno e corrisponde a 24 ore esatte. Su questo arco di tempo sono regolati i nostri orologi ed un suo sottomultiplo è stato assunto come unità fondamentale di intervalli di tempo in tutti i principali sistemi di misura: il secondo che rappresenta la 86.400 parte del giorno solare medio.
Due durate diverse dell’anno
Anche per il moto di rivoluzione della terra introno al sole, e quindi per l’anno, occorre fare una distinzione tra anno sidereo e anno solare o tropico. Per anno sidereo si intende il periodo della rivoluzione terrestre: esso corrisponde all’intervallo di tempo che passa fra due ritorni consecutivi del sole nella stessa posizione fra le stelle e ha una durata di 365d6h9m10s. l’anno tropico o solare è il tempo che intercore fra due solstizi o equinozi dello stesso nome e ha una durata di 365d5h48m46s, circa 20 minuti più brave di quella dell’anno sidereo: questa differenza è dovuta alla precessione degli equinozi, cioè al fatto che gli equinozi e i solstizi si verificano ogni anno un po’ prima che la terra abbia compiuto una rivoluzione completa intorno al sole. Quando si una la parola anni ci si riferisce all’anno tropico o solare, però, nella pratica comune, non è possibile utilizzare l’anno tropico con la sua durata effettiva, dato che essa non corrisponde ad un numero intero di giorni. Per ovviare a questo inconveniente, si è resa necessaria l’introduzione dell’anno civile. Su questa unità di misura sono basati i calendari.
Fusi orari
Per ovviare ad inconvenienti: si usa un’ora convenzionale unica per territorio molto vasto, tale ora è detta ora nazionale e corrisponde a quella vera del meridiano passante per la capitale. Ma neanche tale ora era appropriata in quanto si avevano comunque differenze di minuti e secondi. Si è adottato, così un nuovo sistema universale che divide la superficie terrestre in 24 spicchi, detti fusi orari, limitati da meridiani distanti 15° in longitudine e quindi con differenze di 1h l’uno dall’altro. Per tutti i luoghi situati entro un determinato fuso si assume, convenzionalmente, come tempo civile, quello che corrisponde al meridiano centrale del fuso orario. Più precisamente, il primo fuso orario si estende per 7°30’ ad Est e ad Ovest del meridiano di Greenwich, che viene considerato come riferimento e perciò è detto tempo universale
I calendari
Nel calendario usato dai romani fino ai tempi di Giulio Cesare l’anno veniva suddiviso in 12 mesi lineari e la sua durata era di 355 giorni; in tal modo essa veniva a trovarsi indietro di circa 11 giorni rispetto all’anno solare e perciò ogni due anni si aggiungeva un “mese intercalare” di 22 giorni. Ma anche con questo espediente, la durata dell’anno non risultava esatta. Nel Calendario Giuliano, invece, introdotto da Giulio Cesare nel 45 a.C., l’anno solare era considerato di 365d6h e perciò quello civile venne fissato di 365giorni, stabilendo di aggiungere un giorno ogni 4 anni, in modo da compensare la differenza delle 6 ore in meno rispetto all’anno solare: dopo tre anni comuni di 365g, si aveva un anno bisestile di 366g e il giorno in più venne attribuito al mese di febbraio, il più corto di tutti. Verso la metà del XVI secolo, l’effettivo ritorno del sole all’equinozio di primavera si verificava l’11 marzo invece del 21 marzo. Questo divario suscitò in Gregorio XIII una particolare preoccupazione: se fosse rimasto in uso il calendario giuliano, la Pasqua avrebbe finito con l’essere celebrato in estate. La soluzione fu trovata da Luigi Giglio, un metodo di Cirò (Catanzaro). Il nuovo calendario gregoriano, a differenza di quello giuliano, eliminò i 10 giorni di differenza e dal 4 ottobre 1852 si saltò direttamente al 15 ottobre 1852; inoltre per evitare il ripetersi dell’orrore, fu stabilito che tra gli anni secolari fossero considerati bisestili solo quelli in cui il gruppo di cifre precedenti i due zeri è divisibile per 4: così, mentre è stato bisestile il 1600, non lo sono stati: il 1700, 1800, 1900. il calendario gregoriano oltre ad essere diviso in mesi, si compone di settimane che hanno durata quasi uguale alle fasi lunari; esso conta gli anni a partire dalla nascita di Cristo. Così come è strutturato, il calendario gregoriano andrà benen fino al 4317 d.C.. E’ per questo che si sta pensando ad una riforma moderna che porti all’istituzione di un calendario universale. Esso è diviso in 52 settimane con 4 trimestri di 91 giorni, composti di 3 mesi di 31,30,30 giorni e con la domenica all’inizio di ogni trimestre. Rimarrebbero come giorni bianchi, cioè senza denominazione, 1 o 2 giorni dell’anno, a seconda che si tratti di un anno comune o bisestile.
INSIEMI DI ATOMI: ELEMENTI, COMPOSTI E MISCELE
Le sostanze si dividono in elementi e composti: i primi sono sostanze formate da atomi tutti uguali cioè con lo stesso numero atomico; i secondi si formano quando due o più tipi di atomi reagiscono legandosi insieme e presenti in un rapporto ben preciso. La più piccola particella di una sostanza è la molecola ( formata da uno o più atomi). In natura si trovano più spesso miscele le quali si possono dividere in:
- miscugli: miscela eterogenea in cui le sostanze componenti rimangono separate (liquido-liquido=emulsione; liquido-solido=sospensione)
- soluzioni: miscele omogenee in cui le sostanze non si distinguono più presentando le stesse caratteristiche in ogni loro parte
STATI DI AGGRGAZIONE DELLA MATERIA
I materiali allo stato solido hanno volume e forma propria, le molecole sono fortemente legate fra loro
I materiali allo stato liquido hanno volume proprio ma assumono la forma del recipiente che li contiene, le molecole sono legate da forze meno intense
I materiali allo stato gassoso non hanno ne forma ne volume proprio e tendono ad espandersi occupando tutto lo spazio a loro disposizione .
Passaggio solido-liquido = fusione, assorbe energia, il processo inverso è detto solidificazione e libera energia.
Passaggio solido-gassoso = sublimazione
Passaggio liquido-gassoso = evaporazione, assorbe energia, il processo inverso è definito condensazione e libera energia
Passaggio gassoso- solido = sbrinamento
I MINERALI
Il minerale è una sostanza naturale solida con due caratteristiche fondamentali:una composizione chimica ben definita e una disposizione ordinata e regolare degli atomi che la costituiscono
Alcuni minerali come l’oro o l’argento sono formati da un solo elemento mentre altri sono il risultato di due o più elementi legati tra loro in un composto chimico ma non tutti gli elementi chimici non hanno la stessa rilevanza nella composizione della crosta terrestre infatti il 98% della crosta è formato da soli 8 elementi in particolare l’ossigeno e il silicio
LA STRUTTURA CRISTALLINA DEI MINERALI
Tutti i minerali hanno una struttura cristallina cioè un’ impalcatura interna regolare e ordinata dalla quale prende originala forma esterna del minerale denominato abito cristallino e cristallo che ha sempre una forma poliedrica con angoli, spigoli e vertici. Ogni volta che un minerale può accrescersi senza ostacoli si sviluppa in cristalli singoli, se invece la crescita è ostacolata per sviluppo contemporaneo di altri cristalli, ne scaturisce una massa di individui fittamente aggregati.
La struttura interna degli atomi è caratterizzata da una disposizione nello spazio tale che una stessa configurazione di atomi si ripete a intervalli regolari,la struttura che si crea il reticolo .
Tutte le forme dei cristalli rispondono a precise leggi di simmetria, di conseguenza i tipi di cristalli sono abbastanza limitati, risultano dunque distribuiti in 32 diverse classi.
PROPRIETA’ FISICHE DEI MINERALI
Oltre alla composizione chimica e all’abito cristallino vi sono alcune proprietà fisiche dei minerali molto importanti:
- la durezza: proprietà di resistere all’abrasione o alla scalfittura e dipende dalla forza dei legami reticolari. Questa viene misurata in base alla scala di Mohs,una successione di dieci elementi ciascuno dei quali può scalfire le facce del minerale che lo precede nella scala ma viene scalfito dal minerale che lo segue.
- La sfaldatura: la tendenza di un minerale a rompersi per urto secondo superfici piane o parallele.
- La lucentezza: misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo e si divide in metallica (tipica di sostanza che assorbono la luce e che risultano opache) e non metallica ( tipica dei corpi più o meno trasparenti)
- Il colore: alcuni minerali presentano sempre lo stesso colore ( idiocromatici) altri invece presentano colori diversi a seconda di impurità chimiche rimaste incluse durante la formazione o per particolari difetti (allo cromatici)
- Densità o massa volumica: dipende direttamente dall’addensamento di atomi nel reticolo e dalla pressione
-
I MINERALI DELLE ROCCE
Non tutti i minerali hanno la stessa importanza nella composizione della crosta terrestre, quelle veramente importanti sono circa 20 ed è dalla loro composizione che si originano le rocce. In pratica, ossigeno e silicio si combinano per formare le basi del gruppo più diffuso ossia i silicati
I minerali silicati sono presenti in più tipi di strutture e ciò è dovuto al modo in cui il silicio si coordina con l’ossigeno e precisamente con 4 ioni di O2 formando un gruppo silicato dalla struttura tetraedrica. Questi a loro volta possono legarsi tra loro attaccandosi con i vertici o possono originare doppie catene di tetraedri secondo un processo di polimerizzazione. Inoltre i cationi che si legano alle strutture silicate sono il sodio, il potassio, il calcio…l’unico catione che può sostituire il silicio nei tetraedri è l’alluminio originando l’alluminosilicati che comprendono i felpati
I minerali non silicati anche se non molti in un numero sono importanti per la costituzione di rocce. I più comuni sono la calcite, la dolomite e la salgemma.
I minerali risultano da una serie di reazioni chimico-fisiche che si possono riassumere nel processo di cristallizzazione, cioè nel passaggio da un insieme di atomi disordinati a ordinati.dunque ogni specie minerale è legata ai parametri caratterizzanti l’ambiente naturale, soprattutto pressione temperatura e concentrazione dei diversi elementi chimici.
I principali processi che danno origine a un minerale sono:
- cristallizzazione: Da un materiale fuso che si raffredda
- precipitazione: da soluzioni acquose calde che si raffreddano
- sublimazione: i vapori caldi, nelle vicinanze di superfici fredde, si rivestono di cristalli
- evaporazione di soluzioni acquose
- attività biologiche che porta alla costruzione di gusci o apparati scheletrici
LE ROCCE
Una roccia è un aggregato naturale di diversi minerali, talvolta anche di sostanze non cristalline, di solito compatto. Le rocce sono eterogenee, costituite, cioè, da più specie di minerali, ma esistono anche masse rocciose omogenee, formate da un solo minerale (monominerali), come un ammasso di calcare o di gesso o di salgemma; ma anche le rocce omogenee contengono, diffuse, masserelle o tracce di altri minerali che tolgono alla roccia l’uniformità chimica.
Le masse rocciose di cui è costituita la crosta si originano e si evolvono in condizioni molto varie, che si possono sintetizzare in tre grandi processi litogenetici. Essi sono:
▪ Processo magmatico (o igneo): è caratterizzato dalla presenza iniziale di un materiale fuso, chiamato magma, ad alta temperatura, in condizioni di pressione molto varie. La progressiva cristallizzazione del fuso per diminuzione della temperatura porta alla formazione di aggregati di minerali che costituiscono le rocce magmatiche (o ignee). Queste costituiscono il 35-40% della superficie terrestre.
▪ Processo sedimentario: comprende l’alterazione e l’erosione dei materiali rocciosi che affiorano in superficie (dove sono attivi gli agenti esogeni:acqua, vento, ghiaccio), e il successivo loro trasporto e accumulo, che portano alla formazione di rocce sedimentarie. Esse possono essere di origine chimica o organica, sono stratificate e presentano fossili. Costituiscono il 5% della superficie terrestre.
▪ Processo metamorfico: consiste nella trasformazione, che avviene allo stato solido, di rocce preesistenti (magmatiche, sedimentarie) che vengono a trovarsi in condizioni ambientali diverse da quelle di origine: i minerali preesistenti vengono distrutti e se ne formano altri, in equilibrio con le nuove condizioni; si formano così le rocce metamorfiche. Queste formano il 55-60% della superficie terrestre.
Secondo il ciclo litogenetico,un tipo di roccia si può trasformare in un altro a seconda delle diverse condizioni in cui si trovano i sedimenti. Ciò avviene in milioni di anni.
ROCCE MAGMATICHE O IGNEE (o eruttive)
Un magma è una massa fusa, ad alta temperatura, di silicati, ricca di gas in essa disciolti. Se, dopo la sua formazione, il magma subisce un raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: dal fuso si separano vari tipi di minerali, dalla cui aggregazione finale risulterà formata una nuova roccia. Le rocce magmatiche si dividono in:
▪ Rocce intrusive (o plutoniche): diventano solide e cristalline in profondità. In questo caso, poiché il magma si trova fermo entro la crosta, circondato da altre rocce che fanno da isolante termico, il raffreddamento avviene in tempi molto lunghi; tutto il fuso arriva a cristallizzare e la roccia ignea intrusiva che ne deriva è tutta formata da cristalli: presenta cioè una struttura granulare olocristallina. Una volta solide, le masse rocciose di questo tipo fanno parte stabilmente della crosta terrestre.
▪ Rocce effusive: si hanno quando la massa magmatica, spinta dalla pressione dei gas in essa disciolti, trova una via di risalita sfruttando fratture nella crosta e giunge così in superficie, dove solidifica all’aria libera. Più precisamente, il magma risale fino in superficie, dove trabocca come lava; in tal caso la temperatura passa rapidamente da circa 1000°C a quella ambiente, la pressione scende in brevissimo tempo da valori molto alti a quelli ordinari, i componenti volatili si disperdono per degassassione nell’aria. Solo una piccola parte della massa magmatica si trasforma in cristalli di dimensioni apprezzabili detti fenocristalli; quasi tutta la massa consolida quando arriva in superficie e lo fa così rapidamente che i cristalli non hanno tempo di accrescersi. Si forma così un ammasso di cristalli minuscoli o una sostanza vetrosa. Si realizza così la struttura porfirica in cui in una pasta di fondo microcristallina (cioè formata di cristalli piccolissimi) o anche in parte amorfa (vetrosa) vi possono essere un certo numero di fenocristalli. In casi particolari, tutta la massa è vetrosa: sono le ossidiane, o .
Classificazione delle rocce magmatiche
La distinzione tra i vari tipi di magmi si basa sul loro contenuto in silice (SiO2), libera o combinata nei silicati;il contenuto in silice definisce il grado di acidità o di basicità dei magmi. I magmi si dividono in:
▪Magmi acidi. Sono magmi ricchi in Si (silicio) e Al (alluminio), i quali danno origine a rocce di colore chiaro, con densità intorno a 2,7, formate da pochi silicati, molti alluminosilicati e silice libera (SiO2), che solidifica in granuli di quarzo. La silice è presente in quantità elevata, superiore al 65% in peso. Le rocce che ne derivano sono dette acide o sialiche (dalle iniziali di silicio e alluminio).
▪ Magmi neutri. Sono magmi a composizione intermedia; essi danno origine a rocce neutre, con densità intermedia e con un rapporto equilibrato fra alluminosilicati e silicati.
▪ Magmi basici. Hanno una quantità bassa di silice, ma sono relativamente più ricchi in Fe (ferro), Mg (magnesio) e Ca (calcio); essi danno origine a rocce scure, con densità prossima a 3, formate da molti silicati e pochi alluminosilicati e prive di silice libera: tali rocce sono dette basiche o femiche (dalle iniziali di ferro e magnesio).
▪ Magmi ultrabasici. In essi la percentuale di silice è inferiore al 456% in peso. Le rocce cui danno origine sono dette ultrabasiche o ultrafemiche: sono tutte di colore molto scuro, hanno densità elevata e sono formati essenzialmente da silicati di Fe e Mg.
Dalla composizione chimica di un magma (acido, neutro, basico) deriva la qualità e la quantità dei minerali contenuti nelle rocce che da esso si formano.
Le famiglie di rocce magmatiche
Le principali famiglie di rocce magmatiche sono:
▪ Famiglia dei graniti. Le rocce intrusive acide di questa famiglia contengono molti granuli di quarzo, molti cristalli di feldspati e varie laminette cristalline di mica nera. Le rocce ricche di quarzo sono tipici graniti; quelle più povere di quarzo vengono distinte come granodioriti. Le masse fuse di tipo granitico vengono generate a grande profondità e si solidificano lentamente dando origine ad ammassi di rocce durissime. Questi corpi prendono il nome di batoliti(). Le rocce effusive che provengono da un magma della stessa famiglia hanno la stessa composizione chimica. In questa famiglia abbiamo le rioliti o lipariti, che possono assumere l’aspetto vetroso delle ossidiane.
▪ Famiglia delle dioriti. Deriva da magmi neutri, che danno luogo a una miscela equilibrata di composti salici e di composti femici. I corrispondenti effusivi delle dioriti tipiche sono le andesiti che caratterizzano l’attività degli allineamenti di vulcani che fiancheggiano le grandi fosse abissali.
▪ Famiglia dei gabbri. I magmi gabbrici sono basici e danno rocce intrusive scure, con plagioclasi ricchi di calcio associati a pirosseni, anfiboli e olivina. La corrispondenti rocce effusive principali sono i basalti, il tipo più diffuso tra tutte le rocce effusive.
▪ Famiglia delle peridotiti. Le rocce che derivano da magmi ultrabasici sono formate in gran parte da olivina (o peridoto); le più note sono le peridotiti, nere, pesanti e spesso interessate da giacimenti minerari di alto valore.
▪ Famiglia delle rocce . Alcuni magmi risultano particolarmente ricchi di elementi alcalini, cioè Na (sodio) e K (potassio), tanto da dare origine ad abbondanti minerali dei tipi feldspati e feldspatoidi. Tra le rocce che derivano da magmi alcalini neutri ricordiamo le sieniti (intrusive), prive o poverissime di quarzo e ricche di ortoclasio, e le loro corrispondenti effusive, le trachiti. Da magmi alcalini basici derivano invece diversi tipi di rocce caratterizzate dalla presenza di feldspatoidi, come la leucite o la nefelina. Le forme intrusive sono piuttosto rare, mentre sono un po’ più diffuse le corrispondenti effusive: come le leucititi caratterizzate da fenocristalli tondeggianti e biancastri di leucite sparsi in una pasta di fondo grigia.
ORIGINE DEI MAGMI
Le rocce ignee della crosta continentale sono essenzialmente acide, e quelle della crosta oceanica sono basiche. Tra le rocce intrusive predominano nettamente i termini acidi, mentre tra quelle effusive il primato spetta alle rocce basiche.
I magmi provengono dalla fusione di porzioni della crosta a varie profondità o della parte superiore del mantello.
▪ Se la fusione avviene nel mantello, essa porta alla formazione di un magma primario di composizione prossima a quella del basalto (quindi basico), ad alta temperatura e molto fluido. Esso dà origine a gran parte delle rocce effusive.
▪ Se il processo avviene all’interno della crosta continentale, dove la temperatura è abbastanza elevata da provocare la fusione dei materiali salici, esso è detto anatessi, e produce fusi acidi detti magmi anatettici. Tali magmi sono fortemente viscosi; essi si muovono perciò con notevole difficoltà e non risalgono molto entro la crosta. Qualunque tipo di roccia trasportata abbastanza in profondità da movimenti entro la crosta, finisce per subire in qualche grado tale processo di fusione e i suoi elementi vengono come magma anatettico.
Un magma basaltico dopo la sua formazione per fusione parziale della roccia che costituisce il mantello, può risalire direttamente attraverso fessure profonde ed estese; ma può anche risalire lentamente o per tappe successive, e allora il fuso comincia a frazionarsi, cioè cambia, composizione nel tempo e dà origine a magmi diversi. Attraverso questi meccanismi di differenziazione, da un magma in origine basaltico si può ottenere una roccia a composizione neutra o acida. Anche i magmi anatettici presentano una gamma di composizioni.
Una caratteristica importante dei magmi è la viscosità. La viscosità è una misura della resistenza interna di un liquido a scorrere e dipende da: natura chimica del liquido, temperatura, pressione. Nel caso dei magmi, quelli di tipo acido sono molto più viscosi di quelli basici.
All’interno della Terra la temperatura cresce con la profondità, fino ad oltre 4 000°C: abbastanza da far fondere tutte le rocce conosciute, se non fosse per la pressione, che, crescendo con la profondità, fa innalzare il punto di fusione dei materiali e ne impedisce il passaggio allo stato liquido. In condizioni opportune, volumi più o meno grandi delle rocce presenti in profondità, di norma molto calde ma solide, possono fondere, almeno in parte. Tali condizioni potrebbero essere o un locale aumento della temperatura del mantello o l’arrivo di fluidi in grado di la roccia presente, infiltrandosi nelle fessure più minute. Anche la risalita di materiali da zone profonde della Terra verso zone più superficiali, dove la pressione è minore, può essere seguita da fusioni, con formazione di magmi. All’ interno del pianeta si verificano di materiali anche allo stato solido, oltre che migrazioni di fluidi; tali movimenti provocherebbero saltuariamente il passaggio allo stato fuso di porzioni più o meno ampie dei materiali coinvolti.
Rocce sedimentarie
Esse sono la traccia delle continue trasformazioni in atto da tempi lunghissimi sulla superficie della Terra. Costituiscono il 5% della crosta terrestre.
Dai sedimenti sciolti alle rocce compatte: il termine sedimentazione indica la deposizione e l’accumulo, su terre emerse o sul fondo di bacini acquei, di materiali di varia origine, organica o inorganica, dopo che questi sono stati trasportati dai cosiddetti .
In seguito a vari fenomeni che prendono il nome di diagenesi avviene il passaggio da sedimenti freschi cioè appena accumulatisi) a rocce sedimentarie. Tra questi il più comune è la litificazione che avviene per compattazione (dovuta al peso dei materiali che via via si sovrappongono e che comprimendo i sedimenti sottostanti, riducono gli spazi, pori, tra i singoli frammenti (argille)) o per cementazione (prodotta da acque che circolano nei sedimenti e che portano in soluzione alcune sostanze che col tempo riempiono i pori, cementando tra loro i granuli (calcite e silice)).
Suddividiamo in base alla somiglianza dei processi di formazione tre tipi di rocce sedimentarie: clastiche; organogene; chimiche.
Granulo su granulo: le rocce clastiche o detritiche: sono rocce formate da frammenti (clasti) di altre rocce di ogni tipo, che si accumulano in genere in zone ribassate, una volta che il mezzo che li trasporta perde la sua energia. Per distinguerle tra loro si tiene conto dimensione e del grado di arrotondamento.
In base alla dimensione (decrescente) dei clasti le rocce detritiche si dividono in: conglomerati (derivano dalla lente cementazione delle ghiaie; si dividono in brecce con ciottoli spigolosi che rivelano di aver subito un modesto trasporto, e in puddinghe, con ciottolo arrotondati che rivelano la loro notevole usura durante il trasporto); arenarie (sabbie cementate che possono essere ricche di granuli di quarzo, quarzose, di frammenti di feldspati, feldspatiche, o calcare, calcaree. Derivano da sabbie desertiche, dune litorali, sabbie costiere); argille ( i depositi più minuti da quanti derivano dallo sgretolamento di rocce di vario tipo; si depositano in genere sul fondo dei grandi laghi, in mare aperto e quando diventano più compatti vengono chiamati argilliti). Abbiamo anche le marme (rocce che derivano dalla mescolanza di calcare e di argilla e che rappresentano la materia prima per la preparazione del cemento) e le piroclastici (depositi di materiale di varie dimensioni emessi da esplosioni vulcaniche che dopo alcuni percorsi si sono sedimentate su altre rocce).
Dall’attività di organismi viventi: le rocce organogene: sono rocce formate quasi solamente dall’accumulo di sostanze legate a un’attività biologica :accumuli di gusci e apparati scheletrici o di sostanza vegetale e animale vera e propria.
In base alla loro natura distinguiamo: rocce carbonatiche ( sono i calcari organogeni sia dovuti all’accumulo di gusci calcarei (carbonato di calcio), sia costruiti da organismi che impiegano la calcite per rivestirsi di parti scheletriche; sono anche le dolomie, formate da carbonato doppio di calcio e magnesio, da dolomite. Tali rocce si formano perché a volte i calcari sono attraversati da soluzioni acquose ricche di magnesio); rocce silicee ( sono accumuli di gusci di organismi che utilizzano la silice invece della calcite e la più diffusa e la selce); carboni fossili ( sono dovuti all’accumulo di sostanza organica e derivano dalla fossilizzazione di grandi masse di vegetali); idrocarburi ( sono miscele di composti del carbonio e dell’idrogeno cui si aggiungono piccole quantità di composti ossigenati, azotati e fosforati. In natura si trovano solidi (asfalti), liquidi (petrolio) e gassosi (metano).
Precipitazione e dissoluzione: le rocce di origine chimica: tutte quelle rocce che si formano per fenomeni chimici. Il più evidente tra questi fenomeni chimici è la precipitazione, di composti chimici (salgemma, carbonato di calcio) che si trovano sciolti nell’acqua dei mari e dei laghi; quando la loro quantità raggiunge la saturazione una parte di essa precipita e da origine alle evaporati ( per esempio quando un bacino rimasto isolato evapora completamente, sul fondo si depositano i sali contenuti nell’acqua del mare: si formano così giacimenti estesi di sale. Anche in bacini desertici dopo l’evaporazione di torrenti, si possono formare sali, sottoforma di incrostazioni. In questo gruppo possiamo anche ritrovare i calcari, le dolomie e le rocce silicee che già abbiamo visto già nelle rocce organogene); altri sedimenti derivano da alterazione per dissoluzione, all’aria libera, di rocce preesistenti che danno origine alle rocce residuali (rientrano in questa categoria quelle rocce che rimangono quando l’alterazione meteorica attacca rocce ignee o metamorfiche. Quando viene asportata dalle rocce la silice abbiamo accumuli di laterite, quando il ferro i bauxite).
Dalle alle rocce sedimentarie: il processo sedimentario: abbiamo una grande varietà di processi attraverso cui si formano le rocce sedimentarie; in tali processi c’è la stretta relazione tra ambiente di sedimentazione e il tipo di roccia che in esso può originarsi. Tuttavia possiamo individuare alcune linee di questo processo di sedimentazione: le rocce sedimentarie sono il continuo riciclaggio di ogni roccia che arriva sulla superficie terrestre, attraverso processi di alterazione-erosione, trasporto e accumulo.
Rocce metamorfiche
Le rocce metamorfiche derivano da trasformazioni di qualunque tipo di roccia sottoposto ad aumento di temperature e/o pressione perché coinvolto nei continui movimenti della terra, tuttavia senza che il materiale considerato arrivi al punto di fusione. Le trasformazioni riguardano sia i minerali, sia la struttura della roccia, cioè il modo in cui i minerali sono disposti.
Rocce che si rinnovano: il metamorfismo provoca una serie di reazioni chimiche e fisiche (cristallizzazione metamorfica) che portano alla comparsa di nuove associazioni mineralogiche, per cui si ha una nuova roccia che sostituisce quella preesistente. Al termine di tali reazioni la roccia raggiunge quindi nuove condizioni di equilibrio e stabilità.
In ogni caso è possibile risalire alla roccia sedimentaria o magmatica, o anche metamorfica che ha subito il processo.
Di particolare importanza a tal fine è lo studio di minerali-indice minerali per in quali sono state determinate le condizioni di temperatura e pressione cui si possono formare. Si è giunti così al concetto di facies metamorfiche, ognuna delle quali raggruppa tutte le rocce che si possono ricristallizzare in un certo intervallo di temperatura e pressione, e attraverso le quali si può risalire alla profondità raggiunta nella crosta dalle rocce che hanno subito il processo. Attraverso l’informazione geologica della roccia possiamo quindi ricostruire i suoi movimenti.
Il metamorfismo si colloca tra il processo sedimentario, tipico della superficie terrestre e di modeste profondità, e quello magmatico, caratterizzato da più elevate temperature.
Trasformazioni a piccola scala: il metamorfismo di contatto: si manifesta nelle rocce che vengono a contatto con magma che risale nella crosta. Se il magma è impregnato di sostanze volatili, queste possono impregnare le rocce incassanti facilitando le trasformazioni chimiche; le trasformazioni tuttavia si attenuano con l’aumentare della distanza dalla massa incandescente. Il metamorfismo di contatto è dovuto quindi all’alta temperatura.
Trasformazioni a grande scala: il metamorfismo regionale: avviene ogni volta che movimenti della crosta terrestre fanno sprofondare nel suo interno masse di rocce sedimentarie o magmatiche, che vengono così sottoposte a temperature crescenti e a forti pressioni.
Quando prevale l’azione di forti pressioni si formano di solito minerali appiattiti o lamellari e le rocce che ne derivano presentano una certa scistosità, la proprietà di suddividersi facilmente in lastre secondo piani paralleli (esempio:l’ardesia, che deriva dal metamorfismo di un’argillite). Con l’aumentare della temperatura non abbiamo più minerali lamellari ma più granulosi, che danno origine a rocce più massicce, ancora divisibili in grossi banchi (esempio è la beola).
I minerali di una roccia che sprofonda all’interno della crosta sono quindi sottoposti a trasformazioni e il tipo di roccia finale dipende dal punto in cui il processo si arresta. Di conseguenza rocce di partenza uguali possono dare origine a tipi diversi di rocce metamorfiche a seconda della profondità cui sono arrivate prima di venire in superficie.
Tuttavia il metamorfismo non può proseguire in modo indefinito poiché oltre certi valori si arriva alla fusione di una parte del materiale: tale ultrametamorfismo da origine ad un magma rigenerato o analettico.
Le famiglie di rocce metamorfiche: ricordiamo le filladi (derivano da metamorfismo di basso grado di rocce argillose e la loro scistosità è molto accentuata); i micascisti (derivano da metamorfismo regionale di grado medio alto delle rocce argillose e si distinguono a seconda dei minerali prevalenti: a granati, ad anfiboli, a tormalina); gneiss (derivano dal metamorfismo regionale di grado medio alto e hanno composizione simile a quella dei graniti); calcescisti (da metamorfismo regionale di calcari marnosi o marne); serpentiniti ( da metamorfismo regionale di rocce ignee ultrabasiche (peridotiti)); scisti a glaucofane (a temperature basse ma ad alte pressioni e derivano dal metamorfismo di lave basaltiche); granulati a granati (ad alte temperature ma a pressioni variabili e in condizioni di assenza o scarsezza di acqua).
Ciclo litogenetico
I processi magmatico, sedimentario e metamorfico fanno parte di un unico ciclo detto litogenico. Un primo stadio comprende l’intero processo magmatico, con l’intrusione e l’effusione di materiali fusi in risalita nella crosta. Uno stadio successivo si individua nel processo sedimentario, dall’alterazione e disgregazione di qualunque roccia esposta in superficie, al conseguente trasporto e accumulo di sedimenti. Il trasferimento di rocce dalla superficie in profondità porta a un terzo stadio quello del processo metamorfico che poi ci riporta, attraverso la fusione anatessi, al ciclo magmatico.
Tuttavia un processo così lineare del ciclo è solo teorico in quanto nella realtà intervengono numerosi elementi di complicazioni.
Inoltre il ciclo non è perfettamente chiuso: ce lo indica l’ingresso continuo in esso di magma basaltico che risale dal mantello.
Il ciclo non è chiuso nemmeno nei confronti di perdite verso l’esterno.
A conclusione del capitolo fissiamo alcune idee fondamentali: 1- la crosta terrestre è formata da un mosaico di rocce che sono il prodotto di processi dinamici, cioè governati da parametri (temperatura e pressione) che variano nel tempo; 2- nessuna rocce si forma una volta e per tutte; 3- la classificazione delle rocce è un potente strumento di indagine, che permette di ricavare dallo studio di una roccia una quantità di informazioni sull’ambiente in cui la roccia si è formata e sul tempo trascorso da quando si è formata.