Pressione litostatica e temperatura del magma
Un corpo all’interno della terra è sottoposto
alla pressione litostatica proporzionale al peso dei corpi che gravano su esso
ossia alla profondità: essa però non ha effetti deformanti su esso poiché si
esercita in ogni direzione intorno a lui. Se si verifica un aumento locale di
temperatura una massa rocciosa si dilata e subisce una spinta verso l’alto a
causa della vicinanza di rocce fredde. La massa rocciosa va verso zone in cui
la pressione è minore e inizia a fondersi per divenire magma. La fusione è
facilitata se le rocce entrano in contatto con fluidi che le arricchiscono in
acqua. Il luogo di origine del magma è solitamente il mantello, lo strato
interno che si trova tra 8 e 70
km di profondità. Una massa magnetica, una volta
formata, può rimanere per molto tempo ferma se è in equilibrio litostatico con
le rocce circostanti. Se però si verifica un aumento di temperatura o una
diminuzione della pressione, un aggiunta di acqua o altre sostanze che
diminuiscono viscosità e densità, la massa si sposta verso la superficie. Alcuni
minerali passano allo stato solido, sep 111j95b arandosi dalla massa liquida, causando
una variazione di densità del magma.
Viscosità e composizione del magma
Un liquido scorre meglio se ha bassa
viscosità; questa cresce al diminuire della temperatura ma dipende dalla
composizione chimica del magma. Sono viscosi magmi ricchi di alluminio,
silicio, ossigeno, ioni silicato SiO e
di anioni poliatomici derivati dallo ione silicato come AlSiO . Questi ioni sono di grandi dimensioni e
poco mobili rispetto ai più piccoli cationi monoatomici (Na+,K+;Ca +,Mg +; Fe
+). La presenza dell’acqua rende i magmi più fluidi. I magmi felsici hanno
maggior attrito tra le particelle fluide, i magmi felsici, ricchi di cationi,
hanno bassa viscosità. La viscosità è una proprietà importante poiché determina
la capacità di movimento di un minerale: magmi viscosi si muovono con più
difficoltà e solidificano più velocemente; le colate laviche invece sono magmi
poco viscosi (più fluidi e più mobili).
Fusione parziale delle rocce
I meccanismi che danno origine alle diverse
varietà di rocce magmatiche sono due: la fusione parziale e la
cristallizzazione frazionata. La fusione parziale di parti del mantello e della
crosta origina rispettivamente magmi mafici e felsici. La causa di questo
fenomeno è la diversa temperatura di fusione dei minerali che formano crosta e
mantello; anche la pressione la presenza di acqua sono fattori che influenzano
la temperatura di fusione dei minerali. Le rocce sono miscugli eterogenei di
minerali che hanno punto di fusione diverso; inizialmente si fondono quelli a
bassa temperatura di fusione, se la frazione fusa viene poi separata da quella
ancora solida, si origina un magma con composizione diversa dalla roccia
originaria. Al diverso grado di fusione delle rocce è imputabile l’esistenza di
magmi basaltici.
Cristallizzazione frazionata dei magmi
È un processo che avviene nei magmi in lenta
risalita (nel corso di essa, il magma può subire variazioni). Si verifica
perché i minerali del magma hanno punti di solidificazione variabili a seconda
della pressione e della presenza di acqua. Ogni magma cristallizza in un
intervallo di tempo nel quale coesistono minerali fusi e solidi: durante questo
intervallo i cristalli reagiscono con il fuso. All’abbassarsi della temperatura
i minerali di prima formazione fondono e creano nuovi minerali in equilibrio
con la nuova temperatura; il processo continua fino a quando non si raggiunge
la totale solidificazione. Vi sono due serie di reazioni (Bowen) che si
verificano nella solidificazione:
-serie discontinua (minerali che si formano
per primi) che parte da minerali mafici che cristallizzano per primi,
reagiscono con il fuso e si trasformano in altri minerali più ricchi di
silicio.
-serie continua (minerali che si formano
successivamente) riguarda i plagioclasi, ricchi di calcio che si trasformano
progressivamente in plagioclasi ricchi di sodio.
Nella fase di coesistenza della parte fusa con
quella solida particolari fenomeni possono determinare la separazione dei
cristalli solidificati dal fuso residuo: il minerale già solido, allora, forma
una roccia con composizione differenziata rispetto al magma di partenza. Anche
il fluido residuo ha composizione diversa da quella iniziale poiché privato dei
minerali rimasti allo stato solido.
La separazione dei cristalli solidi dal fluido
residuo può avvenire a causa del frazionamento per gravità. Nelle rocce
intrusive infatti vi è una stratificazione dovuta all’accumulo verso il basso
dei cristalli dei minerali ultramafici e mafici formati per primi. Il fenomeno
si può ripetere e dare origine a rocce ultramafiche in basso, mafiche e
felsiche in superficie (dal magma più pesante al più leggero).
La separazione dei cristalli può avvenire
anche in seguito ad una compressione che inietta il fluido all’interno di
fratture e lascia sul posto il solido. Un ulteriore possibile meccanismo è il
mescolamento di magmi di diversa provenienza; il fenomeno della
cristallizzazione spiega come sia possibile ottenere da magmi sottocrostati
basaltici si possano avere fusi residui a composizione granitica. Per spiegare
invece la quantità di graniti e rioliti presenti nelle rocce si parla della
formazione diretta per fusione parziale delle rocce della crosta.
Plutoni
Gli ammassi di rocce intrusive si formano in
profondità per la solidificazione del magma. I fenomeni erosivi e il
sollevamento delle montagne mettono a nudo i corpi intrusivi (con la formazione
di catene montuose si hanno sollevamenti della crosta formati da rocce
metamorfiche e intrusive). Nelle catene montuose più antiche i fenomeni erosivi
hanno fatto affiorare i nuclei di rocce intrusive: le rocce che affiorano si
sono in realtà formate all’interno della crosta. Man mano che risale, il magma
deve crearsi spazi d’apertura scalzando blocchi di rocce che poi assimila
lentamente o fondendole o iniettandosi in esse. I corpi magmatici consolidati
nel sottosuolo sono detti plutoni, hanno forma e dimensione variabili: quelli
di dimensioni minori si chiamano ammassi, mentre i batoliti sono i plutoni più
grandi (100km); il loro fondo non è visibile e sono costituiti da rocce
felsiche quali graniti e granodoriti, formano l’ossatura dei continenti e sono
nel cuore delle grandi catene montuose.
Anatessi
Alcuni plutoni granitici, specialmente quelli
più superficiali mostrano contrasti netti e disposizione trasversale rispetto
alle rocce incassanti: la loro messa in posto fu un’intrusione; altri più
profondi hanno contatti sfumati ed è difficile separarli dalle rocce
circostanti. La loro composizione interna non è omogenea e il granito mostra
strutture sedimentarie e metamorfiche. Ciò significa che i batoliti si formano
in situ per granitizzazione delle rocce circostanti in seguito all’anatessi.
L’anatessi è il processo in cui le rocce sono sottoposte ad una fusione
parziale per azione di gas e delle soluzioni ad altissima temperatura in
risalita dalle parti più profonde della crosta, spiega l’abbondanza di rocce
granitiche; le rocce che ne derivano si chiamano anatettici.
Corpi ipoabissali
Alcuni plutoni di dimensioni medio piccole
possono solidificare a bassa profondità quando il magma riesce a risalire. Essi
possono incunearsi nelle rocce incassanti parallelamente agli strati delle
rocce sedimentarie, oppure essere discordanti. L’intrusione dei concordanti può
avvenire in due modi: separazione degli strati già presenti o inarcamento delle
rocce sovrastanti (entrambi devono avvenire in prossimità della superficie). I
filoni-strato sono corpi concordanti di forma tabulare e spessore variabile; si
distinguono da una normale colata lavica per due motivi: maggiori dimensioni
dei cristalli, dovute alla lenta solidificazione del sottosuolo, o effetti
termici sulle rocce con cui sono a contatto. i corpi discordanti detti filoni o
dicchi sono tabulari e tagliano secondo vari angoli la stratificazione delle
rocce incassanti. Si intrudono lungo fessure aperte dalla pressione
dell’iniezione magmatica o nelle fratture.
Origine dei magmi mafici e felsici
Nelle rocce magmatiche che compongono la
crosta terrestre vi è abbondanza di granito, roccia felsica intrusiva, e
basalto, mafica effusiva. Tra le felsiche dominano quelle intrusive, tra quelle
mafiche le effusive. I minerali più ricchi di silice fondono a 700°C a 40 km di profondità: qui si
verifica il processo di anatessi, le rocce fondono (tra i 1200 e i 1400°C) parzialmente
e originano magma granitico. Il magma granitico deriva da una rigenerazione in
situ di rocce esistenti e può essere visto come metamorfismo estremo. Il magma basaltico è composto da materiali
del mantello o della crosta che salgono in superficie per la prima volta. Il
diverso comportamento dei magmi mafici e felsici risiede nella diversa
influenza della pressione e della temperatura di fusione. La temperatura di
fusione del magma granitico aumenta quando diminuisce la pressione; salendo
verso la superficie solidifica totalmente. Nel magma basaltico la temperatura
diminuisce con la diminuzione della pressione e quindi durante la risalita
rimane sempre allo stato fuso ed effonde in superficie.
Eruzioni vulcaniche e contenuto di gas nel magma
Un magma con minore densità rispetto alle
rocce circostanti risale all’interno del mantello, costituendo grandi corpi a
forma di diapiri magmatici. Se questi non sono in condizioni di equilibrio
citostatico, continuano a risalire deformando o creando fratture tra le rocce
già presenti. Durante la risalita, l’azione del magma determina attività
sismica provocando terremoti detti tremori. Giunti in prossimità della superficie
i diapiri si fermano e costituiscono la camera magmatica (o serbatoio
magmatico; tra 2 e 10 km
di profondità); quando avviene un cambiamento di equilibrio si ha l’eruzione
vulcanica, cioè l’emissione all’esterno di materiale magmatico, solido o aeriforme.
Il magma può risalire per varie cause: o a seguito dell’iniezione nella camera
magmatica di nuovo magma proveniente dal basso, o quando la pressione
litostatica esercitata sul magma diminuisce facendo diminuire anche la
solubilità dei gas che compongono il magma (vapore acqueo, idrogeno, anidride
carbonica, acido cloridrico, diossido di zolfo, solfuro di idrogeno, gas
inerti) e facendo si che alcuni di essi sfuggiti al liquido si accumulino nella
parte superiore della camera ed esercitino una spinta. La frantumazione delle
rocce fa si che si crei un varco chiamato camino vulcanico.
Il meccanismo eruttivo
Oltre ad aprire il varco, i gas trasportano il
magma in superficie. A seguito dell’esplosione i gas nel magma si trovano
improvvisamente ad una pressione più bassa: ciò provoca la separazione del
magma e la rapida espansione dei gas. Nel magma si formano bolle che si
spostano verso l’alto e fanno risalire il magma lungo il camino vulcanico. Il
magma emesso si chiama lava; la differenza tra magma e lava consiste nel fatto
che la lava è priva di gas che erano contenuti nel magma. Esaurita l’espansione
dei gas che hanno provocato la risalita, il condotto viene chiuso dal magma
solidificato (quando altri gas dall’interno della terra riporteranno la pressione
a valori critici, il fenomeno si verificherà nuovamente). Attualmente i vulcani
attivi sono 500/600, l’attività è differenziata e dipende dai gas e dalla sua
percentuale in silice: la presenza dei gas favorisce l’attività esplosiva.
L’abbondanza di silice rende il magma viscoso e poco mobile, perciò, in
presenza di gas, favorisce anch’essa le esplosioni; se la presenza di gas è
minore, i magmi viscosi determinano la formazione di prodotti semisolidi che
fuoriescono e prendono il nome di estrusioni. Altri semisolidi possono
insinuarsi nelle rocce e prendere il nome di protrusioni. La scarsità di gas e
il minore contenuto di silice provocano invece colate laviche senza esplosioni.
Attività vulcanica esplosiva
La fuoriuscita di magma viscoso con violente esplosioni
si chiama attività esplosiva ed è tipica delle lave riolitiche ricche di gas.
Quando il magma si avvicina alla superficie la pressione scende e i gas nel
magma possono liberarsi con violenza esplosiva: il magma viene sminuzzato e le
rocce circostanti sono rotte in frammenti di tutte le dimensioni. I frammenti
(clasti) eiettati sono detti piroclasti, e le rocce che ne derivano sono
piroclastiti. I frammenti più piccoli sono chiamati ceneri; sono lapilli, bombe
o blocchi a seconda delle dimensioni. [Esplosioni famose: Krakatoa – Indonesia
1883 e Saint Helens – USA 1980
in cui le ceneri si diffusero per tutto il globo a causa
delle grandi dimensioni; storicamente più famosa è Vesuvio, 79 ac descritta da Plinio il
Giovane]. I piroclasti ricadono al suolo dove, accumulandosi, originano
successioni di depositi piroclastici. Queste formazioni sono associate a lave
sialiche e viscose (riolitiche, andesitiche). Si distinguono tre depositi
piroclastici: caduta gravitativa, colata piroclastica e ondata basale.
Caduta gravitativa
La caduta gravitica è il meccanismo di
deposizione dei piroclasti (consistenti in ceneri, cristalli, frammenti vetrosi
e blocchi eiettati da un condotto) lanciati in alto che ricadono
successivamente a varia distanza dal centro eruttivo. Nelle esplosioni più
violente, grandi blocchi di lava possono raggiungere 10 km, le ceneri gli strati
più altri dell’atmosfera e fare più volte il giro della terra. [Episodio
Pinatubo – Filippine 1991 in
due settimane le ceneri erano già in tutto il globo]. Le polveri vulcaniche
emesse con grandi esplosioni determinano una diminuzione dell’insolazione della
terra (Pinatubo dopo eruzione abbassamento temp media 0,5 C°). I depositi
piroclastici che si formano dalla compattazione e dalla trasformazione in roccia
dei frammenti più piccoli sono detti cineriti; all’aumentare della dimensione
dei detriti vi sono i tufi vulcanici e le brecce vulcaniche. Se cristalli,
frammenti vetrosi e ceneri finiscono in acqua, possono mischiarsi o essere
rielaborati e formare le tufiti.
I depositi piroclastici da caduta gravitativa
sono ben stratificati e ricoprono le asperità del terreno con uno spessore
costante; c’è una diminuzione progressiva (esponenziale) dello spessore dei
depositi man mano che ci si allontana dal vulcano che li ha lanciati.
Colata piroclastica
Derivano dal movimento verso valle di
materiale piroclastico altamente concentrato in cui il gas agisce da
lubrificante. Le colate sono prive di stratificazione e non rivestono
uniformemente il rilievo, ma pareggiano i dislivelli. Le più tipiche sono le
nubi ardenti, legate ad esplosioni con forte emissioni di gas, specie di
valanghe molto pericolose in cui cenere lapilli e frammenti incandescenti,
emulsionati ai gas, fluiscono sui lati del vulcano con grande velocità (800°C La Pelèè –
Martinica 1902 29.000 persone). Una volta depositati, i prodotti sono ancora
incandescenti, perciò si saldano insieme e si compattano con matrice vetrosa,
formando le ignimbriti (che hanno spessore enorme e ricoprono vasti spazi).
Altro fenomeno è quello delle colate di fango (lahar): flussi di materiale
formato da frammenti di piccole dimensioni che con l’acqua diventa fluido e si
riversa verso valle. Si formano per brusco scioglimento dei ghiaccio per rapida
espulsione di acqua dal cratere di un vulcano quiescente in cui si è formato un
lago o masse di ghiaccio.
Ondata basale
Sono ondate di flussi molto diluiti di gas e
materiale piroclastico che si espandono radialmente a raso terra dal condotto
vulcanico; si verifica spesso quando le acqua sotterranee entrano nel condotto
vulcanico e fino alla camera magmatica. La grande quantità di vapore determina
l’aumento di pressione e l’esplosione dell’edificio vulcanico: ciò è simile
all’esplosione di una caldaia e si chiama esplosione freatomagmatica perché
provocata dall’acqua. Il risultato è il lancio di materiale solido e vapore
verso l’alto con la propagazione di un’ondata basale. I depositi piroclastici
che derivano dalle ondate basali ricoprono il rilievo, ma lo spessore è
maggiore delle depressioni: sono ben stratificati (simili alle dune eoliche)e
le dune presentano il fianco più ripido rivolto verso il centro
dell’esplosione.
Attività vulcanica effusiva
La fuoriuscita di lava fluida senza esplosioni
si chiama attività effusiva ed è tipica delle rocce basaltiche: la lava
basaltica esce a 1000/1200°C è fluida e scorre a velocità contenuta, ad
eccezione di casi di 100km/h, per 50/60km; la lava riolitica esce a 800/900°C è
viscosa e fluisce lentamente formando accumuli cupoliformi. Le lave possono
essere subaeree e subacquee e si distinguono in base alle forme delle superfici
e alle strutture interne date dalle origini. Il magma basaltico se è molto
ricco di gas origina scorie bollose dovute alla fuoriuscita di gas e dà origine
alla lava scoriacea, dalla superficie accidentata e irregolare. Se il magma è
povero di gas, si forma una pellicola consolidata: al di sotto di essa la lava
continua a fluire e deforma la pellicola; si formano così le lave a corda. Nel
caso di lave viscose la parte superficiale della colata può formare dei blocchi
che la corrente porta in alto: si parla di lave a blocchi. Se l’eruzione è
subacquea, il magma che va a contatto con l’acqua consolida velocemente in
superficie formando una pellicola; all’interno si accumula fluido: si formano
così strutture globulari ammassate chiamate lave a cuscini. Se il
raffreddamento è rapido si ha consolidamento allo stato vetroso e auto
esplosione con sminuzzamento della colata; sono le lave autoclastiche che hanno
l’aspetto di una breccia o di sabbia di piccoli pezzi vetrosi, detta
ialocastite. Acquisiscono carattere sedimentario a causa della loro posizione.
Eruzioni centrali
Si verificano quando il magma fuoriesce da
sorgenti puntiformi che danno luogo alla forma conica del vulcano. Se escono
colate basaltiche si formerà un vulcano poco ripido, detto vulcano a scudo (es.
hawaiiani, Mauna Loa alto 10 largo100). La lava basaltica solidificata si
presenta con una fessurazione colonnare che si forma quando la lava si
raffredda e si contrae fratturandosi. La lava felsica ha viscosità elevata; una
lava silicica esce allo stato solido, per cui emerge dal condotto alzandosi
sempre di più: si formano così guglie, spine e obelischi. Quando l’eruzione è
di tipo esplosivo si formano i coni di scorie, facilmente erodibili e molto
ripidi. Se un vulcano emette a intermittenza lava e piroclasti si forma uno
strato-vulcano, cioè un cono composto(Vesuvio, Etna); se il vulcano diventa
troppo alto o il camino è ostruito, la lava fuoriesce lateralmente e forma coni
avventizi. Una delle modificazioni degli apparati centrali sono le caldere,
grandi depressioni occupate da un lago o dal mare, che si formano per
esplosione o collasso di un vulcano. Lo svuotamento dei serbatoi magmatici poco
profondi provoca il collasso di un edificio vulcanico formando caldere di
sprofondamento (Colli Albani); la violenza dell’esplosione a volte può
provocare la distruzione della sommità del cono e formare una cavità
imbutiforme chiamata caldera di esplosione. Diatrema è il termine usato per
indicare il riempimento di un camino vulcanico con la breccia; associati ad
essi vi sono spesso i maar: rilievi anulari di materiale piroclastico dovuti a
esplosioni freatomagmatiche e occupati da laghetti subcircolari.
Eruzioni lineari
Nelle eruzioni lineari o fessurali i prodotti
vulcanici escono da lunghe e strette fratture della crosta terrestre; si
verificano lungo gli assi centrali degli oceani. Se la lava è basaltica,
essendo fluida, si espande e inonda vasti spazi; le colate laviche, impilandosi
dopo ogni eruzione, formano plateau basaltici, tavolati o altipiani(Deccan –
India). Se il magma è felsico dalle fratture escono nubi ardenti e si formano
accumuli ignimbriti detti plateau ignimbritici (Trentino).
Manifestazioni gassose
I gas vulcanici dettero origine all’atmosfera
e agli oceani: il vapore acqueo è il principale costituente, seguito da
anidride carbonica e diossido di zolfo, con tracce di azoto, ossido di carbonio
e cloruri vari. Le ultime fasi dell’attività vulcanica consistono in emissioni
di gas e vapori in manifestazioni idrotermali. Il vapore acqueo emesso è di
origine magmatica e meteorica: può accadere che le acqua nel sottosuolo
scendano in profondità lungo fratture e si surriscaldino; tali acque
vaporizzate possono dare origine a sorgenti termali, geyser, soffioni e
fumarole. I geyser emettono alti getti d’acqua calda e ricca di sostanze
disciolte ad intervalli regolari. Il fenomeno si verifica in presenza di una
camera magmatica poco profonda che riscalda acqua di falda: il getto d’acqua si
forma quando la pressione dovuta al vapore e agli altri gas supera la pressione
idrostatica dell’acqua liquida presente in una frattura, l’acqua bolle e
fuoriesce con forza all’esterno (USA – Yellowstone). Fumarole e soffioni sono
causati dall’emissione di gas vulcanico da fratture nel terreno. I getti di
vapore e gas sono meno forti nel caso delle fumarole e più violenti per i
soffioni. Gas e vapori emessi contengono in soluzione sostanze che precipitano
quando l’acqua evapora e formano diversi tipi di deposito come zolfo e
travertino.
Distribuzione dei vulcani sulla terra
Sulla terra sono presenti 500/600 vulcani
distribuiti in tutti i continenti lungo fasce che percorrono i loro bordi,
specialmente vicino all’Oceano Pacifico.
Formazione delle rocce sedimentarie
Le rocce che non si sono formate sulla
superficie terreste sono instabili a contatto con l’atmosfera; nelle nuove
condizioni i minerali si alterano chimicamente, le rocce si disgregano dando
origine a detriti(ioni, molecole o cristalli). L’acqua, il vento, i ghiacciai
trasportano i detriti e li accumulano nelle depressioni della superficie; i
detriti prendono il nome di sedimenti sciolti e possono aggiungersi materiali
organici. I sedimenti si accumulano e la pressione dei materiali sovrastanti
provoca l’espulsione dell’acqua fuori dai sedimenti sciolti ed una progressiva
compattazione del materiale. Le sostanze contenute nell’acqua precipitano e si
depositano unendo i sedimenti sciolti tramite un processo chiamato
cementazione, che consiste nell’introduzione di nuova materia nei pori di un
sedimento. Il cemento è la forza legante che unisce i grani e litifica il
sedimento sciolto. Durante la compattazione e la cementazione si verificano
reazioni chimiche tra i minerali tra i minerali e i fluidi circolanti. I
processi agiscono per tempi molto lunghi; l’insieme di questi processi che
trasformano i sedimenti sciolti in rocce sedimentarie compatte si chiama
diagenesi.
Struttura delle rocce sedimentarie
La deposizione dei sedimenti non avviene a
velocità costante, ciò fa si che in alcuni periodi il materiale depositato sia
scarso o assente, così le rocce sono costituite da strati. Lo strato è l’unità
strutturale delle rocce sedimentarie; lo spessore degli strati è molto
variabile. Tra gli strati si possono trovare ulteriori unità sottili chiamate
lamine, spesse pochi mm, la cui formazione è dovuta all’azione del vento e
dell’acqua che hanno trasportato il sedimento. Altre rocce tipo il salgemma non
hanno stratificazione e sono compatte.
Rocce carbonatiche
Oltre ai silicati le rocce sedimentarie
contengono anche i carbonati: essi sono costituiti dallo ione carbonato CO , formato in particolari condizioni fisiche
(innalzamento di temperatura) dalla reazione di anidride carbonica CO con l’acqua H O, che si lega a ioni positivi
Ca e Mg
. Le rocce costituite da più del 50% di carbonati sono dette rocce
carbonatiche; i minerali più diffusi sono la calcite CaCO e la dolomite CaMg(Co) , mentre le rocce più diffuse sono calcare e
dolomia. I principali produttori di carbonati sono gli organismi che usano gli
ioni CO e Ca presenti nel cibo o in soluzione nell’acqua
per costruire il proprio scheletro. I gusci dei molluschi, gli scheletri dei
coralli e quelli dei ricci sono tutti formati da carbonati di calcio. Le ooliti
sono palline ovoidali costituite da un piccolo nucleo circondato da varie
lamelle concentriche; hanno composizione aragonitica e sono generalmente
marine. I sedimenti oolitici si formano prevalentemente in zone tropicali
sull’orlo dei banchi oceanici.
Classificazione delle rocce sedimentarie
Le rocce sedimentarie sono classificate in
rocce clastiche, organogene e chimiche. Le rocce clastiche, dette anche
detritiche, sono formate da frammenti di rocce preesistenti che dopo l’erosione
sono stati trasportati, depositati e trasformati in roccia. Le rocce organogene
sono formate da frammenti provenienti da resti dello scheletro; le rocce
chimiche si formano in bacini sedimentari marini in cui si verificano
particolari fenomeni chimico-fisici che producono sostanze solide insolubili.
Rocce clastiche
Sono formate da detriti provenienti dal
disfacimento di altre rocce; i granuli detritici subiscono un trasporto più o
meno lungo, a seconda della loro forma (breve se sono spigolosi, lungo se sono
arrotondati). I detriti che si accumulano ai piedi delle pareti rocciose hanno
spigoli vivi; le ghiaie fluviali arrotondati. La classificazione delle rocce
clastiche e dei sedimenti si basa sulle dimensioni dei frammenti:
- granuli più grandi di 2 mm, forma arrotondata,
ghiaia per i sedimenti sciolti e conglomerato per la roccia compatta
- accumulo di frammenti superiori a 2 mm è detto pietrisco,
l’equivalente consolidato è detto breccia
- granuli che hanno dimensioni tra i 2 e
1/16mm, di sabbia per il sedimento e di arenaria per la compatta
- granuli con dimensioni tra 1/16 e 1/256 mm
il sedimento si chiama silt e la roccia siltite
- granuli con dimensioni ancora minori si
chiamano argilla per il sedimento e argillite per la roccia compatta.
È possibile classificare le rocce clastiche
anche secondo la loro composizione mineralogica: le arenarie per esempio sono
composte da feldspati, quarzo e piccoli frammenti le arenarie possono essere
quarzareniti (se contengono quarzo superiore al 95%), arcose (se hanno quarzo
fino al 95%)o litareniti (prevalgono frammenti di rocce. Le arenarie sono però
spesso formate anche da materiale fine chiamato matrice interstiziale
(grovacche).
Varietà delle rocce clastiche
Sono molto diffuse, si formano a partire dai
detriti accumulati ai piedi dei pendii, dai materiali accumulati dai fiumi e
dai ghiacciai, da sabbia, argille, silt o ghiaia depositati sul fondo del mare
e da qualunque altro materiale di rocce preesistenti. Ghiaia e pietrisco sono
soggetti a un trasporto più limitato e sono deposti in aree(coste e spiagge
rocciose, parte pedemontana delle pianure) meno estese di depositi più fini. Le
rocce clastiche derivano dal consolidamento di materiali fini e fangosi(silt,
argilla) dette anche peliti in quanto si depositano sui fondali marini.
Generalmente i fanghi si depositano in acque calme, basse e in pianure
alluvionali. Le rocce carbonati che si formano dalla disgregazione di rocce
preesistenti, ma contengono anche una parte organica: si hanno i grani di
origine scheletrica, costituiti dagli scheletri di invertebrati marini, i grani
detritici, derivati da carbonati preesistenti per rottura di sedimenti o per
disgregazione di rocce antiche. Vi può essere miscela di grani e materiale più
fine che spesso funge da matrice tra i grani, detto micrite; i fanghi
carbonatici hanno origine o dalla disgregazione dei resti animali o dalla
precipitazione di acque ad alta salinità. Nel processo di sedimentazione si
mescolano detriti di diversa origine: si ha così una composizione mista di
silicati e carbonati nelle rocce sedimentarie. Le più diffuse sono le marne:
poco consistenti e facilmente fratturabili, costituite da argilla e carbonati
di calcio; mentre calcari e dolomie hanno colore rosato, l’argilla conferisce
alle marne una colorazione scura.
Rocce piroclastiche
I frammenti dell’esplosione vulcanica formano
per diagenesi le rocce piroclastiche: essi si depositano sulla superficie e
sedimentano, successivamente sono compattati dalla pressione degli strati
sovrastanti e subiscono cementazione. Queste rocce possono essere considerate
magmatiche e sedimentarie: per le origini sono magmatiche felsiche perche
derivano da parti di magma solidificato; per i meccanismi di deposizione sono
sedimentarie. Si presentano stratificate (in seguito alle varie fasi eruttive);
i clasti sono formati da frammenti di roccia, cristalli e vetro vulcanico:
quest’ultimo è il contrassegno distintivo dell’origine piroclastica. La
classificazione delle rocce piroclastiche è basata sulle dimensioni dei granuli:
i frammenti più grandi sono denominati blocchi; essi cadono prima, più vicino
al cratere, hanno dimensioni superiori a 32mm e formano le brecce vulcaniche
una volta cementati. Se le dimensioni sono tra 32 e 4mm troviamo i lapilli che
danno origine ai tufi a lapilli. I frammenti più fini sono le ceneri grossolane
con dimensioni tra 4 e 0,25mm, il tufo è la roccia corrispondente. La roccia
prodotta dalle ceneri è detta cinerite. Per quanto riguarda la composizione
mineralogica, la composizione dei magmi originari è felsica, perciò le rocce
piroclastiche sono spesso rioliti (Lazio).
Rocce organogene
Derivano da parti dello scheletro di organismi
che col passare del tempo si accumulano nei bacini sedimentari e subiscono la
diagenesi (gusci di molluschi). I fanghi diagenizzati danno origine a calcari
pelagici (rocce organogene carbonati che), radiolariti e diatomiti(rocce
organiche silicee); i depositi di spicole di spugne si chiamano spongoliti (sia
calcare che silicee). I peloidi sono granuletti subsferici di fango
carbonatico, di dimensioni molto piccole, costituiti per la maggior parte da
escrementi di invertebrati o filtratori che filtrano l’acqua col sedimento in
sospensione. Le rocce organogene biocostruite sono il prodotto dell’attività
biologica: derivano dalle barriere coralline e dagli scheletri dei coralli, i
quali vivono poggiandosi su un basamento formato dagli scheletri dei coralli
precedenti (carbonato di calcio) e col tempo possono raggiungere spessori di
centinaia di metri. Le stromatoliti sono costituite da straterelli ondulati e
sono il prodotto dell’attività di colonie di alghe azzurre che estraggono il
carbonato di calcio dall’acqua.
Combustibili fossili
Il guano (formato da escrementi di uccelli
marini) e i carboni fossili (resti vegetali)sono rocce organogene. I carboni
fossili sono il prodotto di una serie di processi chimici e fisici di
fossilizzazione di materiale vegetale che durante la diagenesi perde idrogeno,
ossigeno e azoto e si arricchisce di carbonio. Più il carbone è antico, più ha
valore e potere calorifico. Vi sono 4 varietà di carbone: la torba (con ancora
tanta acqua), la lignite(ha strutture tipiche del legno), il litantrace e
l’antracite(alto contenuto di carbonio). Il processo di arricchimento può
andare avanti sino alla formazione di grafite. Vi sono particolari rocce
organogene, gli idrocarburi, che derivano dalla decomposizione dei resti di
organismi in assenza di ossigeno: si accumulano nelle rocce porose e si
presentano in forma solida, liquida o aeriforme rispettivamente come bitume,
petrolio e gas naturale. Sono più leggeri dell’acqua risalgono attraverso le
rocce permeabili dove si possono accumulare e formare veri e propri giacimenti.
I giacimenti petroliferi profondi non più di 10km si raggiungono con
perforazioni; il gas naturale si accompagna spesso al petrolio, per cui il
giacimento si trova in pressione; entrambe le sostanze vengono poi recuperate.
Rocce chimiche
Sono tutte quelle rocce che derivano da un
processo chimico: si formano quando le acque dei fiumi si mescolano a quelle
dei mari, gli ioni reagiscono e si depositano sul fondo. Spesso anche i
cambiamenti di temperatura influiscono: se la temperatura scende la solubilità
diminuisce progressivamente e gli ioni si depositano dopo essere precipitati.
Travertino, alabastro, stalattiti e stalagmiti si formano da soluzioni
sovrasature di bicarbonato di calcio in prossimità di grotte o cascate. Con
l’azione dell’acqua, molte rocce si attaccano e i loro minerali passano in
soluzione; alcuni di essi sono insolubili e rimangono sul posto, si formano
cosi le rocce residuali in cui i minerali sono ossidi e idrossidi di ferro e
alluminio, che se presenti entrambi porteranno alla formazione di lateriti. La
roccia che contiene sono ossidi e idrossidi di alluminio è detta bauxite,
sfruttata per l’alluminio.
Le evaporiti
Sono costituite da sali poco solubili
depositati in un bacino marino o lacustre a seguito dell’evaporazione
dell’acqua in cui erano disciolti. Nei bacini in cui l’evaporazione supera
l’apporto dei fiumi, gli ioni si concentrano fino a cristallizzare, i cristalli
si depositano sul fondo e formano strati di sedimenti evaporitici (Mar Rosso,
Morto): è lo stesso processo, ma in modo naturale, che avviene nelle saline. I
minerali più comuni delle rocce evaporitiche sono la calcite(CaCO )il gesso(CaSO 2H
O)il salgemma(NaCl)e la silvite(KCl). Hanno grande rilevanza economica
perché sono spesso associate a giacimenti petroliferi e per il loro valore
commerciale.
Le rocce silicee
I sedimenti silicei sono quasi interamente
costituiti da SiO di origine biogenica:
alcuni organismi marini e di acqua dolce hanno lo scheletro composto da silice
e il loro accumulo sui fondali permette la concentrazione del minerale con la
successiva formazione di rocce silicee. Una della più comuni è la selce,
compatta, dura e resistente, composta da cristalli di quarzo microscopici; è
frequente nelle rocce calcaree pelagiche, dove si trova sottoforma di strati,
noduli (forma irregolare o ellissoidale) e liste. Tra le più importanti vi sono
le radiolariti, le diatomiti e le spongoliti. Si classificano in base alle
impurezze e al colore: diaspri le selci rosse e ftaniti quelle grigie o nere;
altre hanno valore ornamentale come l’opale (composta da silice amorfa,
costituita da gusci di radiolari e diatomee. Quando la concentrazione della
silice supera il livello di saturazione nell’acqua, può verificarsi la
precipitazione diretta del minerale. Questo processo è controllato da equilibri
chimici e si verifica in vicinanza di geyser e sorgenti idrotermali.
