Ambiente Terra. Masini. secondo biennio e quinto anno. Ambiente Terra. Ambiente Terra. Masini. secondo biennio e quinto anno. Pearson Italia spa

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1 Masini Masini Ambiente Terra secondo biennio e quinto anno Ambiente Terra Masini secondo biennio e quinto anno Ambiente Terra Il corso si compone di: ISBN Primo biennio con DVD-ROM ISBN Primo biennio ISBN Primo biennio + Chimica essenziale per le Scienze Naturali ISBN DVD-ROM per lo studente primo biennio ISBN Secondo biennio e quinto anno ISBN Secondo biennio e quinto anno con DVD-ROM ISBN DVD-ROM per lo studente secondo biennio e quinto anno Materiali per l insegnante: Guida per l insegnante primo biennio LIMbook primo biennio Guida per l insegnante secondo biennio e quinto anno LIMbook secondo biennio e quinto anno È il sistema aperto di prodotti e servizi per l attività didattica, che parte dal libro di testo e ne amplifica le potenzialità formative grazie alla tecnologia digitale. DIGILIBRO Il materiale online del libro misto secondo le disposizioni di legge secondo biennio e quinto anno Pearson Digital System Quest opera, secondo le disposizioni di legge, ha forma mista cartacea e digitale, è parzialmente disponibile in Internet e rimarrà immutata, nella sua parte cartacea, per il periodo di tempo indicato dalle normative. Per la durata di vita dell edizione saranno periodicamente resi disponibili materiali di aggiornamento. Per accedere ai materiali, collegarsi al sito etext 8 97 La versione online scaricabile da Internet acquistabile sul sito 88 MYSOCIALBOOK Il sito di comunicazione fra docente e studenti per arricchire il libro con materiali della classe e con commenti personalizzati Secondo biennio e quinto anno Il libro digitale sfogliabile con materiali multimediali per fare lezione con PC, videoproiettore o LIM Tutte le informazioni sulle estensioni digitali del libro su: 4 Ambiente Terra 6 63 Masini LIMBOOK _Masini.indd 1 Questo volume, sprovvisto del talloncino a fronte (o opportunamente punzonato o altrimenti contrassegnato), è da considerarsi copia di SAGGIO-CAMPIONE GRATUITO, fuori campo I.V.A. (D.P.R , n. 633, art. 2, comma 3, lett. d) Vendita e altri atti di disposizione vietati: art. 17, c. 2 e 4, L. 633/1941. Le parti dell opera disponibili online sono: materiali per lo studio, il ripasso e l autoverifica (glossario italiano e inglese, mappe concettuali e test interattivi, sintesi in formato MP3) audio e test interattivi per l apprendimento integrato dell inglese e delle scienze della Terra COMPETENZE ASSE SCIENTIFICO 14,00 10/02/

2 Masini Ambiente Terra secondo biennio e quinto anno EAN qjpl-1fe9-bxxb EAN xa5l-tzmx-sclw

3 Tutti i diritti riservati 2012, Pearson Italia, Milano-Torino A Stesura di testi integrativi Revisione dei testi Responsabile editoriale Progettazione grafica Coordinamento redazionale Redazione Impaginazione Ricerca iconografica Integrazione alle illustrazioni Correzione bozze Controllo qualità Coordinamento tecnico-grafico Copertina Immagine di copertina Test d ingresso: Maurizio Santilli Unità 6: Lorenzo Galbiati Laboratorio Terra: Zadig Luca Carra, Claudio Elidoro, Marco Milano (unità 1, 2, 5, 6, 7); Maurizio Santilli (unità 3); Eugenio Melotti (unità 4) BioGeo: Lorenzo Galbiati Maria Grazia Guanziroli Sandra Soi Chiara Roglieri Manuela Mantelli, Chiara Roglieri Garon, Cremona Lucia Impelluso Daniele Gianni Elisa Smaniotto Walter Ardoli Emiliano Biondo Roberta Levi Yann Arthus-Bertrand/Corbis I testi della sezione Content Review sono estratti da materiali appartenenti a Pearson Education, Inc. Per i passi antologici, per le citazioni, per le riproduzioni grafiche, cartografiche e fotografiche appartenenti alla proprietà di terzi, inseriti in quest opera, l editore è a disposizione degli aventi diritto non potuti reperire nonché per eventuali non volute omissioni e/o errori di attribuzione nei riferimenti. È vietata la riproduzione, anche parziale o a uso interno didattico, con qualsiasi mezzo, non autorizzata. Le fotocopie per uso personale del lettore possono essere effettuate nei limiti del 15% di ciascun volume dietro pagamento alla SIAE del compenso previsto dall art. 68, commi 4 e 5, della legge 22 aprile 1941 n Le riproduzioni effettuate per finalità di carattere professionale, economico o commerciale o comunque per uso diverso da quello personale possono essere effettuate a seguito di specifica autorizzazione rilasciata da: AIDRO Corso di Porta Romana n Milano segreteria@aidro.org sito web Stampato per conto della casa editrice presso: STIAV, Calenzano (Fi), Italia Ristampa Anno

4 III Per cominciare Test d ingresso VII IN QUESTO LIBRO Laboratorio Terra: la tua palestra delle competenze al termine di ogni unità, un caso di studio di tema ambientale, ricco di spunti di ricerca e riflessione, per allenarti al tuo futuro di studente e cittadino un approccio rigoroso e approfondito ai contenuti disciplinari un percorso di studi originale, completo e coerente, per consentirti di affrontare con sicurezza i grandi temi della disciplina, dalla tettonica delle placche al sistema dei climi l ambiente in primo piano un filo verde ti accompagna nello studio del sistema Terra: alcune lezioni, in particolare, sono interamente dedicate al tema delle risorse e alle questioni ambientali tutti gli strumenti per prepararti alle verifiche esercizi di fine lezione (Guida allo studio) e di fine unità (Verifica), per consolidare passo passo conoscenze e abilità, anche in vista dell esame di Stato le scienze della Terra in lingua inglese sintesi ed esercizi per ripassare in lingua inglese termini e concetti chiave di ogni unità unità 1La litosfera lezione 1 La composizione della litosfera 2 lezione 2 I minerali 4 Per saperne di più La classificazione dei silicati 9 BioGeo Minerali e organismi 10 lezione 3 Le rocce magmatiche 11 lezione 4 Le rocce sedimentarie 15 Per saperne di più Gli ambienti di sedimentazione 20 lezione 5 Le rocce metamorfiche 22 lezione 6 Le risorse minerarie 26 Per saperne di più L origine dei giacimenti minerari 29 Sintesi 30 Verifica 31 Laboratorio Terra Il mercato delle terre rare 32 Content review 34 1 Sommario AREA COMPETENZE OLTRE IL LIBRO gli strumenti multimediali test interattivi in italiano e in inglese sintesi audio in formato MP3 glossario bilingue

5 IV unità 2 Vulcani e terremoti 35 unità 3 Dai fenomeni ai modelli 57 lezione 1 I vulcani 36 lezione 2 I terremoti 41 lezione 3 Il rischio vulcanico e il rischio sismico 46 BioGeo Pionieri della vita 51 lezione 1 Struttura e caratteristiche fisiche della Terra 58 Per saperne di più Il nucleo e il geomagnetismo 63 lezione 2 I lineamenti della crosta terrestre 64 lezione 3 Da Wegener alla tettonica delle placche 67 Per saperne di più Dalla teoria fissista a quella mobilista 73 lezione 4 La formazione degli oceani e delle montagne 74 lezione 5 Le deformazioni della crosta terrestre 77 AREA COMPETENZE Sintesi 52 Verifica 53 Laboratorio Terra Vesuvio e non solo 54 Content review 56 Sintesi 80 Verifica 81 Laboratorio Terra Terremoti e tettonica: il caso del Giappone 82 Content review 84

6 V unità 4 La Terra nel tempo 85 unità 5 Le risorse energetiche 109 lezione 1 La scala del tempo geologico 86 lezione 2 La datazione relativa e i fossili 88 lezione 3 La datazione assoluta 93 Per saperne di più Il metodo delle varve 95 lezione 1 I combustibili fossili 110 lezione 2 L energia nucleare 114 lezione 3 Le risorse energetiche rinnovabili 117 Per saperne di più I rifiuti come risorsa 123 lezione 4 Il passato della Terra 96 Per saperne di più Breve storia geologica d Italia 98 BioGeo Le tappe della vita 100 lezione 5 La risorsa vita 102 Per saperne di più L origine dei giacimenti minerari 29 Sintesi 104 Verifica 105 Laboratorio Terra Breve storia dell agricoltura 106 Content review 108 Sintesi 124 Verifica 125 Laboratorio Terra Combustibili fossili: l ultima corsa 126 Content review 128 AREA COMPETENZE

7 VI unità 6I cicli della materia 129 unità 7Il clima 143 lezione 1 Materia in circolazione 130 lezione 2 I cicli biogeochimici 133 lezione 1 L umidità dell aria e il tempo atmosferico 144 Per saperne di più La raccolta dei dati meteorologici 149 lezione 2 I climi della Terra 150 BioGeo I biomi della Terra 156 lezione 3 I climi dell Italia 159 lezione 4 Le variazioni climatiche globali 161 AREA COMPETENZE Sintesi 138 Verifica 139 Laboratorio Terra Le emissioni antropiche di CO ² 140 Content review 142 Sintesi 166 Verifica 167 Laboratorio Terra Se il clima cambia: il caso del Mediterraneo 168 Content review 170 Appendice 171 Tavola periodica 172 Glossario 173 Indice analitico 179 Referenze iconografiche 183

8 test interattivo VII Per cominciare Test d ingresso I quesiti a risposta multipla che seguono sono uno spunto per ripassare temi e concetti chiave che hai studiato nel corso del primo biennio. Leggi con attenzione, quindi scegli la risposta corretta tra le alternative proposte. 1 A quale delle seguenti proprietà è legato il colore di una stella? a Alla sua massa. b Alla sua dimensione. c Alla sua temperatura superficiale. d Alla sua posizione nel diagramma di Hertzsprung-Russell. 2 Quale struttura del Sole è indicata dalla freccia? a La fotosfera solare. b Le macchie solari. c La corona solare. d La zona convettiva. 3 Nelle notti limpide e buie spesso è possibile osservare la Via Lattea, un ampia fascia luminosa che attraversa la volta celeste. Di che cosa si tratta? a Della luce proveniente dal nostro Sistema Solare, che è formato da numerosi pianeti disposti sullo stesso piano e in grado quindi di produrre quella fascia luminosa caratteristica. b Della nostra galassia, in cui si trova il Sistema Solare, che è formata da miliardi di stelle in grado di produrre quella fascia luminosa caratteristica. c Della galassia più vicina alla nostra, che proprio per la sua distanza relativamente ridotta è così facilmente visibile. d Di un fenomeno particolare prodotto dall atmosfera, la quale riflette le luci delle città, anche lontane, dando origine a quel caratteristico bagliore. 4 Quale delle seguenti affermazioni è errata? a Il geoide è perpendicolare in ogni punto alla direzione della forza di gravità. b I punti cardinali sono quattro. c La longitudine di un punto è la sua distanza angolare da un parallelo di riferimento. c La latitudine si misura in gradi e frazioni di grado. 5 Quale delle seguenti non è una differenza tra pianeti gioviani e pianeti terrestri? a I pianeti gioviani hanno dimensioni molto maggiori di quelli terrestri. b I pianeti gioviani sono più distanti dal Sole rispetto a quelli terrestri. c I pianeti gioviani hanno una densità minore di quella dei pianeti terrestri. d I pianeti gioviani percorrono orbite ellittiche molto più eccentriche di quelle dei pianeti terrestri. 6 Quando nel cielo notturno si avvista una stella cadente, significa che: a una stella si è spenta perché ha esaurito il suo combustibile. b un meteoroide ha attraversato l atmosfera terrestre bruciandosi per il forte attrito. c una cometa ha attraversato l atmosfera terrestre lasciando una scia luminosa. d un asteroide in rapido movimento è stato illuminato direttamente dal Sole. 7 Da che cosa dipende il fenomeno dell alternarsi delle stagioni? a Dal diverso angolo con cui i raggi solari colpiscono la superficie terrestre alle varie latitudini in conseguenza del moto di rotazione della Terra intorno al proprio asse. b Dal diverso angolo con cui i raggi solari colpiscono la superficie terrestre alle varie latitudini in conseguenza del moto di rivoluzione della Terra intorno al Sole. c Dal fatto che, durante il moto di rivoluzione, la distanza tra la Terra e il Sole cambia: maggiore è la distanza, minori sono le temperature. d Dal fatto che, durante il moto di rivoluzione della Terra, l inclinazione dell asse terrestre cambia, modificando l angolo di incidenza dei raggi solari sulla superficie terrestre alle varie latitudini. 8 Perché l aspetto con cui è visibile la Luna dalla Terra cambia periodicamente nel tempo? a Perché la luce prodotta dalla Luna è visibile solo nella parte colpita anche dalla luce del Sole, la cui posizione cambia. b Perché la Terra fa periodicamente ombra alla Luna, oscurandola in parte o del tutto dai raggi solari. c Perché cambiano le posizioni reciproche della Terra, della Luna e del Sole e quindi anche la direzione da cui provengono i raggi solari che illuminano la Luna. d Perché la Terra ruota intorno alla Luna, ma il lato della Luna illuminato dal Sole è sempre lo stesso. 9 Quale tra le seguenti è una conseguenza della II legge di Keplero? a Durante il moto di rivoluzione, un pianeta si muove più velocemente quando è più prossimo al perielio. b La forza gravitazionale. c La distanza di un pianeta dal Sole varia nel corso del moto di rivoluzione. d Quanto più un pianeta è lontano dal Sole, tanto più tempo impiega a percorrere la sua orbita. 10 Quale affermazione riguardante la circolazione oceanica è errata? a È distinta in superficiale e profonda. b Influenza il clima della Terra. c È influenzata dalla rotazione terrestre e dalla presenza delle masse continentali. d La Corrente del Golfo attraversa il Pacifico verso nord-est. 11 L inquinamento biologico delle acque: a rende l acqua non potabile e non balneabile. b è abbondante in ambienti dove vengono riversati scarichi organici. c può essere dovuto a batteri e funghi. d tutte le risposte precedenti sono corrette. 12 Da che cosa è provocato l alternarsi dell alta e della bassa marea? a Da irregolarità del moto di rotazione terrestre che causano una deformazione periodica degli oceani. b Dall attrazione gravitazionale della Luna sulle acque oceaniche; l attrazione da parte del Sole è ininfluente per via dell eccessiva distanza.

9 VIII Test d ingresso c Dall attrazione gravitazionale combinata della Luna e del Sole sulle acque oceaniche. d Dall accelerazione centrifuga provocata dalla rotazione terrestre, che varia in funzione della latitudine. 13 a b c d Procedendo dalla sorgente alla foce di un corso d acqua: la pendenza diminuisce. la portata aumenta. la velocità dell acqua è costante. i meandri sono sempre meno frequenti. 14 È possibile che da un pozzo l acqua esca spontaneamente in superficie? a Sì, se si tratta di pozzi che interessano alcune falde artesiane. b Sì, se la falda è interamente compresa nella zona di aerazione. c No, la forza di gravità impedisce che ciò accada. d No, per portare l acqua in superficie è sempre necessario l intervento antropico. 15 In un ghiacciaio: a la zona di ablazione si trova a una quota inferiore al limite delle nevi perenni. b la zona di accumulo si trova in corrispondenza degli anfiteatri morenici. c la zona di accumulo si trova a quota inferiore rispetto alla zona di ablazione. d la zona dove si hanno perdite di ghiaccio per fusione e sublimazione è detta bacino collettore. 16 Quale delle seguenti affermazioni sulla degradazione meteorica è errata? a È l insieme dei processi di disgregazione fisica e di alterazione chimica che agiscono sulle rocce. b Il crioclastismo è tipico degli ambienti in cui la temperatura oscilla intorno a 0 C. c L idrolisi dei silicati è un tipico esempio di alterazione chimica. d L alterazione chimica precede sempre la disgregazione fisica. 17 In quale dei seguenti orizzonti del profilo di un suolo è possibile trovare la maggiore concentrazione di sostanza organica? a Nell orizzonte A. b Nell orizzonte B. c Nell orizzonte C. d Nell orizzonte R. a 18 Disponi nell ordine cronologico corretto le tre immagini seguenti, specificando che cosa rappresentano. a b, a, c: un corso d acqua che amplia progressivamente il suo alveo; successivamente si ha una glaciazione. b a, c, b: un corso d acqua prima e dopo una glaciazione. c b, c, a: la morfologia di una valle alpina prima della glaciazione e dopo la fusione dei ghiacciai. d Le tre immagini non sono legate da alcun ordine cronologico. b c 19 Le frane possono essere: a caratterizzate da un movimento lento oppure rapido. b caratterizzate da una componente di movimento sia verticale, sia orizzontale. c innescate da forti precipitazioni. d tutte le risposte sono corrette. 20 Qual è il processo che porta alla formazione delle marmitte? a L azione erosiva del moto ondoso. b La dissoluzione delle rocce carbonatiche da parte di acque cariche di CO2. c La formazione delle montagne, che deforma le rocce in modo irregolare creando delle cavità. d L azione erosiva delle acque fluviali. 21 Quale delle seguenti forme glaciali è utilizzabile per stabilire l estensione massima raggiunta da un ghiacciaio? a Una morena mediana. b Una cresta. c Un circo. d Una morena frontale. 22 In quale strato dell atmosfera si verificano i fenomeni meteorologici? a Stratosfera. b Termosfera. c Troposfera. d Tutte le risposte precedenti sono corrette. 23 Quale tra le seguenti affermazioni inerenti la pressione atmosferica è errata? a Decresce con l altitudine. b Cresce se aumenta la temperatura. c Decresce se aumenta la percentuale di vapor d acqua. d Si misura con il barometro. 24 a b c d È un agente inquinante dell atmosfera: il diossido di carbonio (CO2). l ozono stratosferico. il diossido di zolfo. tutte le risposte precedenti sono corrette. 25 Quale delle seguenti affermazioni descrive correttamente un deserto? a Un deserto è un ambiente in cui le precipitazioni sono così scarse da non permettere né la sopravvivenza di piante e animali, né la formazione di un suolo; l unico materiale che si può trovare è la sabbia trasportata dal vento. b Un deserto è un ambiente tropicale in cui cadono meno di 2500 mm di pioggia ogni anno. c Un deserto è un ambiente in cui piove pochissimo e molto raramente; ne esistono di diversi tipi: sabbiosi, ciottolosi e rocciosi, caldi e freddi. d Un deserto è un ambiente in cui non piove mai e le temperature sono sempre molto alte.

10 1 unità 1 La litosfera La composizione della litosfera I minerali Le rocce magmatiche Le rocce sedimentarie Le rocce metamorfiche Le risorse minerarie Il mercato delle terre rare Benché si tratti di elementi chimici noti dalla fine del Settecento, solo negli ultimi decenni le terre rare sono uscite dall anonimato, poiché si sono rivelate materiali chiave per applicazioni tecnologiche dell ultima generazione come cellulari e computer portatili. Anche il mercato delle energie rinnovabili e dei motori ecocompatibili attinge a piene mani alle potenzialità di questi elementi. I problemi connessi al loro sfruttamento Laboratorio vanno dall impatto ambientale della fase estrattiva ai difficili equilibri Terra di mercato. pagina 32

11 1obiettivi 2 unità 1 La litosfera La composizione della litosfera spiegare la differenza tra un minerale e una roccia definire i materiali che costituiscono la litosfera descrivere le tappe fondamentali del ciclo litogenetico litosfera crosta terrestre 1.1 I materiali della litosfera Per comprendere i processi geologici e la struttura del nostro pianeta è indispensabile conoscere le proprietà e la composizione chimica dei materiali che costituiscono la litosfera, la parte solida, più esterna e rigida della Terra. La litosfera comprende solo i primi 100 km della sfera terrestre (figura 1) ed è formata da diversi tipi di rocce. Le rocce sono i materiali solidi della litosfera e sono costituite da aggregati naturali di minerali Se si osserva una roccia, meglio se con l aiuto di una lente d ingrandimento, si vede che essa è generalmente costituita da particelle di forma, dimensione e colore diversi, tutte aggregate insieme: tali particelle sono minerali (figura 2). Un minerale è una sostanza solida, naturale, con una composizione chimica definita e costante, almeno entro certi limiti, e che presenta una struttura ordinata. In genere i minerali presentano caratteristiche particolari distinguibili a occhio nudo, come la lucentezza o la presenza di facce ben delimitate. Alcuni minerali sono molto comuni: il quarzo, per esempio, è utilizzato come figura 1 L estensione della litosfera La litosfera comprende la crosta e la parte più superficiale del sottostante mantello. figura 2 I minerali sono le unità fondamentali delle rocce Il granito, una roccia molto comune nella crosta continentale, è formato da tre minerali principali e da altre componenti minori. mantello oggetto d arredamento o come gioiello, la grafite serve per la fabbricazione delle matite. Come vedremo meglio nella lezione 2, un minerale viene sempre descritto da una formula chimica: il quarzo, per esempio, è formato da silicio (Si) e ossigeno (O) e la sua formula chimica è SiO 2. Di solito le rocce sono costituite da minerali diversi, ma in natura esistono anche casi in cui tutte le componenti di una roccia appartengono a una stessa specie minerale. Le proprietà fisiche e spesso anche quelle chimiche delle rocce variano a seconda del modo e delle proporzioni in cui le specie mineralogiche sono aggregate. Pertanto le rocce sono corpi eterogenei e, diversamente dai minerali, non è possibile esprimere la loro composizione attraverso una formula chimica esattamente definita. Le rocce vengono divise in tre grandi gruppi in base alla loro origine Ogni roccia è contraddistinta da una determinata composizione mineralogica, cioè dal tipo e dalla quantità percentuale dei minerali che la costituiscono. Nonostante si conoscano oltre 4000 specie di minerali diversi, ogni roccia è costituita sostanzialmente da pochissimi minerali, chiamati minerali fondamentali; gli eventuali altri minerali, presenti in percentuale assai modesta, sono chiamati minerali accessori. Un altra caratteristica molto importante delle rocce è la loro struttura, cioè la forma, le dimensioni e la reciproca disposizione nello spazio di ciascuno dei minerali costituenti. La composizione mineralogica e la struttura di una roccia dipendono dalle modalità con cui essa si è formata, cioè, come più propriamente si dice, ne riflettono la genesi. Poiché le rocce possono derivare da tre diversi processi, detti processi litogenetici, in base a essi possono essere distinte in tre grandi categorie: le rocce ignee, le rocce sedimentarie e le rocce metamorfiche. Le rocce ignee o magmatiche derivano dalla solidificazione di un magma, cioè di una massa fusa proveniente dal profondo.

12 lezione 1 La composizione della litosfera 3 Le rocce sedimentarie risultano dall accumularsi di particelle solide provenienti dalla disgregazione di rocce preesistenti o derivanti da organismi viventi. Le rocce metamorfiche derivano dalla trasformazione, dovuta all azione della temperatura e della pressione, di rocce precedentemente formate. 1.2 Il ciclo litogenetico Le rocce sembrano quanto di più immutabile sia presente sul nostro pianeta, ma, in realtà, la litosfera è in continua evoluzione e interagisce con le altre sfere della Terra. Per questo motivo ogni roccia, indipendentemente da quale sia stata la sua origine, può con il tempo (milioni di anni) subire fenomeni di rifusione, di alterazione o di metamorfismo che la trasformeranno in una roccia di tipo diverso. I materiali che compongono la litosfera prendono quindi costantemente parte a uno dei grandi cicli che caratterizzano le sfere terrestri. Il ciclo delle rocce, o ciclo litogenetico, è costituito dalla serie ciclica di fenomeni che trasformano continuamente i diversi tipi di roccia gli uni negli altri. Lo schema illustrato nella figura 3 aiuta a comprendere la ciclicità dei processi. Possiamo esaminarlo, per esempio, a partire dal disegno in alto: il magma solidificando origina le rocce magmatiche che, aggredite dagli agenti esogeni, possono subire una disgregazione meccanica che le frammenta; i detriti così formati, trasportati dall acqua, dal ghiaccio o dal vento e poi deposti, vanno figura 3 Il ciclo delle rocce Processi ciclici sottopongono i diversi tipi di roccia a continue trasformazioni. rifusione cristallizzazione calore, pressione ROCCE METAMORFICHE ricristallizzazione ricristallizzazione incontro a una serie di modificazioni ( diagenesi) che provocano la trasformazione dei sedimenti sciolti, cioè non aggregati, in rocce sedimentarie. Inoltre, una qualsiasi roccia già formata può essere trascinata in profondità nella litosfera e, in seguito agli aumenti di temperatura e pressione che si verificano negli strati profondi, può essere sottoposta a cambiamenti di composizione e struttura ( ricristallizzazione) che la trasformano in una roccia metamorfica, oppure, se le temperature crescono ancora, subire fenomeni di fusione e cristallizzazione, originando nuova roccia magmatica. fusione cristallizzazione ROCCE MAGMATICHE erosione, trasporto, deposizione diagenesi calore, pressione ricristallizzazione erosione, trasporto, deposizione diagenesi fusione cristallizzazione ROCCE SEDIMENTARIE erosione, trasporto, deposizione diagenesi Parole chiave Key Words ciclo litogenetico (o ciclo delle rocce) rock cycle composizione mineralogica mineral composition diagenesi diagenesis litosfera lithosphere minerale mineral rocce ignee (o magmatiche) igneous rocks rocce metamorfiche metamorphic rocks rocce sedimentarie sedimentary rocks struttura structure verifica degli obiettivi DS litosfera cap01 Scegli la risposta o il completamento corretti. 1 Quale tra le seguenti affermazioni relative ai minerali è errata? a Le loro caratteristiche sono visibili solo al microscopio. b Possono essere descritti da una formula chimica. c Sono i costituenti delle rocce. d Sono sostanze solide. 2 Una roccia: a è una sostanza solida pura. b è un aggregato naturale di minerali. c ha una composizione chimica definita e costante. d è sempre una sostanza omogenea. 3 I caratteri fondamentali da cui si possono ricavare informazioni sulle modalità di formazione di una roccia sono: a la composizione chimica e le dimensioni dei minerali presenti nella roccia. b le dimensioni e la forma dei minerali. c la struttura e il colore della roccia. GUIdA ALLo STUdIo d la composizione mineralogica e la struttura della roccia. 4 Quale tra le seguenti affermazioni è corretta? a Le rocce metamorfiche sono le uniche sottoposte nel tempo a cambiamenti, in quanto derivano dalla trasformazione allo stato solido di rocce preesistenti. b Tutte le rocce sono soggette a cambiamenti, anche se in periodi di tempo molto lunghi. c Le uniche rocce immutabili nel tempo sono quelle magmatiche. d Le uniche rocce sottoposte a cambiamenti strutturali nel corso del tempo sono quelle sedimentarie. Rispondi alle seguenti domande. 5 Su quali rocce agiscono i processi di alterazione, erosione, trasporto e deposizione? 6 Quali sono i processi litogenetici? Le diverse rocce possono originarsi l una dall altra?

13 4 unità 1 La litosfera 2 I minerali obiettivi comprendere la relazione tra la composizione chimica e la struttura dei minerali descrivere le proprietà fisiche dei minerali definire le principali specie minerali e descriverne le caratteristiche 2.1 composizione chimica e struttura dei minerali Come abbiamo visto nella lezione 1, il termine minerale indica una sostanza solida, naturale, con una composizione chimica definita e costante, almeno entro certi limiti, e che presenta una struttura ordinata. Vediamo di comprendere meglio questa definizione, soffermandoci su ogni sua parte. I minerali si presentano allo stato solido e devono essersi formati con processi che avvengono in natura ( cristallizzazione, precipitazione, evaporazione, sublimazione ecc.) in seguito ai quali le particelle ( atomi, ioni o molecole) si legano chimicamente formando una struttura ordinata. Una pietra sintetica artificiale non può quindi essere considerata un minerale, anche se la sua composizione chimica è identica a quella di un minerale; per esempio, un diamante prodotto in laboratorio è un solido, ha la stessa composizione chimica e presenta un aspetto molto simile a un diamante naturale, ma non è un minerale. Per quanto riguarda la composizione chimica, i minerali sono perlopiù costituiti da due o più elementi diversi, come per esempio il salgemma (NaCl), formato da ioni sodio (Na + ) e ioni cloruro (Cl ). Tuttavia, vi sono anche minerali costituiti da una sostanza semplice, cioè da un solo tipo di elemento; ne sono un esempio il diamante o la grafite, che sono costituiti unicamente da atomi di carbonio (C). figura 2 La legge di Stenone Talvolta non è facile riconoscere la forma regolare di un cristallo perché le dimensioni delle facce possono variare rispetto a quelle del corrispondente poliedro, ma gli angoli diedri tra facce equivalenti si mantengono costanti. figura 1 Cristalli di calcite La calcite (CaCO 3 ), uno dei minerali più comuni, ha una forma esterna a romboedro. I minerali si presentano comunemente in natura come cristalli, cioè con una forma esterna poliedrica, più o meno regolare, delimitata da superfici lisce e piane dette facce (figura 1); le facce si incontrano lungo linee dette spigoli, formando angoli costanti per la stessa sostanza. Ogni minerale si caratterizza quindi per la sua specifica forma cristallina (detta abito cristallino). Questa caratteristica fu osservata nel 1669 da Niels Stensen, un medico danese studioso di scienze naturali, ed è nota come legge di Stenone o della costanza dell angolo diedro: gli angoli tra le facce equivalenti dei cristalli di uno stesso minerale rimangono costanti, indipendentemente dalle dimensioni e dalla forma del cristallo (figura 2). Come vedremo, esistono in natura anche solidi che presentano struttura amorfa, ossia senza una forma geometrica specifica. I cristalli sono caratterizzati dalla disposizione ordinata delle particelle che li costituiscono I cristalli possono presentare forme geometriche semplici, quali il cubo, tipico del salgemma (NaCl) e della pirite (FeS 2 ), il romboedro, tipico della calcite (CaCO 3 ), oppure complesse, quale il prisma esagonale sormontato da una piramide, tipico del quarzo (SiO 2 ). goniometro goniometro A a cristallo cristallo di quarzo di quarzo sezione trasversale B b cristallo cristallo di quarzo di quarzo sezione trasversale

14 lezione 2 I minerali 5 Sostanze con uguale composizione chimica, ma diversa struttura cristallina, sono minerali differenti DS litosfera ca p02 DS litosfera cap1 figura 3 La struttura cristallina del salgemma ione sodio (Na+) Alcuni minerali, pur con la stessa composizione chimica, presentano una struttura cristallina differente; questo può conferire loro caratteristiche molto diverse. Tale fenomeno prende il nome di polimorfismo, e ne sono un esempio il diamante e la grafite (figura 5): pur essendo entrambi formati da atomi di carbonio, presentano abiti cristallini e proprietà molto differenti; diciamo in questo caso che appartengono a specie minerali diverse. Alcuni minerali hanno analoga struttura cristallina, ma differente composizione ione cloruro (Cl ) DS litosfera cap02 L abito cristallino di un minerale riflette la disposizione DS ordinata interna delle particelle (atomi, ionilitosfera o molecole) cap1 che lo costituiscono, che prende il nome di reticolo cristallino. La figura 3 illustra la struttura interna dei cristalli di salgemma, il comune sale da cucina (NaCl): si può notare che il reticolo cristallino del minerale è formato dalla ripetizione nelle tre direzioni dello spazio di una unità di base a livello atomico, detta cella elementare. Minerali diversi avranno celle elementari differenti, ma ogni cristallo potrà avere solo abiti cristallini compatibili con il modo in cui le celle si ripetono nello spazio per formare il reticolo nel suo insieme. Le strutture dei minerali si ricavano oggi con l analisi ai raggi X. Questa importante applicazione dei raggi X si deve a Max von Laue che, nel 1912, scoprì che facendo attraversare un cristallo da un fascio di raggi X si ottiene su una lastra un immagine che ne riflette la distanza e la distribuzione atomica (figura 4). All interno del reticolo cristallino di alcuni minerali, ioni di elementi chimici diversi, ma aventi dimensioni simili, possono sostituirsi facilmente a vicenda senza modificare la struttura interna del minerale. Tali elementi si dicono tra loro vicarianti, mentre il fenomeno di sostituzione è detto vicarianza; per esempio, l alluminio può sostituire il silicio, il calcio può sostituire il sodio, mentre il ferro può sostituire il magnesio. La composizione chimica dei minerali che presentano questa caratteristica, detta isomorfismo, può cambiare anche molto tra un campione e l altro; si tratta di vere e proprie soluzioni solide di due minerali distinti, ognuno dei quali contiene uno solo degli ioni vicarianti. Per esempio, il minerale olivina è dato dalla miscela di due termini puri che sono rispettivamente la forsterite (Mg2SiO4) e la fayalite (Fe2SiO4). In questo caso gli elementi vicarianti sono i cationi ferro (Fe2+) e magnesio (Mg 2+), che presentano dimensioni simili e uguale carica elettrica e possono quindi sostituirsi l un l altro nel reticolo cristallino: per rappresentare tale situazione si utilizza una formula nella quale i due elementi vicarianti sono indicati in una parentesi tonda e separati tra loro da una virgola: (Fe,Mg)2SiO4. a b cristallo di salgemma sorgente di raggi X A figura 4 Schema della diffrazione ai raggi X che rileva la struttura di un cristallo di cloruro di sodio I raggi X attraversando il minerale lastra fotografica subiscono una deviazione, detta diffrazione. Dallo studio di queste fotografie è possibile risalire alle caratteristiche delle celle elementari. B figura 5 Un esempio di polimorfismo: il diamante e la grafite DS I due minerali sono costituiti litosfera cap02 diamante esclusivamente da atomi di carbonio, ma presentano differenti abiti cristallini e proprietà fisiche: il diamante è un solido du rissimo, mentre la grafite è un minerale tenero, usato nelle matite per la facilità con cui si sfalda. DS Ciò si spiega in base alla loro dilitosfera cap 02 versa struttura grafite cristallina: nel diamante (a) tutti gli atomi di carbonio sono legati tra loro, nello spazio, da forti legami covalenti; nella grafite (b) gli atomi sono disposti in piani paralleli: entro ogni piano sono legati da legami covalenti, mentre tra un piano e l altro vi sono legami più deboli (Van der Waals).

15 6 unità 1 La litosfera 2.2 Proprietà fisiche dei minerali Ciascun minerale possiede alcune proprietà fisiche caratteristiche che dipendono dalla composizione chimica e dal tipo di legame che tiene unite le singole unità (atomi, ioni o molecole) che lo costituiscono. In natura, solo raramente i minerali si originano in ambienti in cui hanno il tempo e lo spazio necessari per la formazione di cristalli con facce e spigoli ben sviluppati. In generale, i minerali che formano le rocce non presentano cristalli delimitati da facce piane e il loro riconoscimento è reso possibile dalla valutazione di alcune caratteristiche fisiche; prenderemo in esame qui di seguito le più importanti. La durezza di un minerale è la resistenza che il minerale oppone all abrasione o alla scalfittura. Esistono in natura minerali teneri, come il talco, che può essere scalfito persino da un unghia, e minerali molto duri, come il diamante. Nella tabella 1 è riportata la scala di Mohs, che elenca la durezza relativa di dieci diversi minerali, scelti per convenzione, ognuno dei quali può scalfire il minerale che lo precede e può essere scalfito da quello che lo segue. Per esempio, la calcite (durezza 3) scalfisce il gesso (durezza 2), ma viene scalfita dalla fluorite (durezza 4). La durezza di un qualsiasi altro minerale, espressa anch essa mediante un numero, viene stabilita per confronto con quella dei dieci minerali della scala di Mohs. La sfaldatura è la tendenza di un minerale a rompersi, se percosso, secondo piani regolari. I piani regolari secondo cui i minerali si sfaldano si chiamano piani di frattura. In certi minerali i piani di frattura sono paralleli alle facce dei cristalli del minerale (figura 6), il quale pertanto si spacca dando luogo a cristalli più piccoli, ma aventi sempre la stessa forma. La densità è la massa del minerale per unità di volume e, nel Sistema Internazionale, si esprime in kg/m 3. Questo valore è una caratteristica tipica di ogni minerale e viene usato per un riconoscimento rapido, senza ricorrere a lunghe analisi chimiche. La densità dipende sia dalle caratteristiche delle particelle che costituiscono il minerale sia dalla loro disposizione nel reticolo cristallino. figura 6 Un esempio di sfaldatura Le miche, come questa mica nera, sono un gruppo di minerali che presenta una tipica sfaldatura secondo piani paralleli. La tenacità indica la resistenza di un minerale alla rottura o alla deformazione. Essa dipende dal tipo di reticolo cristallino e dalla forza dei legami che tengono uniti tra loro gli atomi che formano il minerale. Un minerale può essere fragile quando si rompe sotto l azione di una forza, come il quarzo, malleabile quando può essere ridotto in lamine sottilissime, duttile quando può essere tirato fino a formare fili sottili, come il rame nativo, flessibile quando si piega come il talco, elastico quando si piega e riprende poi la sua forma come la mica. Le proprietà ottiche dei minerali spesso sono utili per una immediata identificazione Tra le caratteristiche fisiche dei minerali le proprietà ottiche, come il colore e la lucentezza, sono molto evidenti. La lucentezza dipende dalla capacità di riflettere la luce; si distinguono così minerali a lucentezza metallica, quali le sostanze opache come l oro, la pirite ecc., e minerali a lucentezza non metallica, tipica dei minerali più o meno trasparenti. Il colore dipende dalla composizione chimica, ma, pur essendo una caratteristica molto semplice da individuare, non sempre ha grande importanza diagnostica, in quanto basta anche una piccola impurità chimica rimasta inclusa nel reticolo di un minerale durante la sua formazione per cambiarne il colore: il quarzo (SiO 2 ), per esempio, normalmente è trasparente (cristallo di rocca), ma, a seconda del tipo e della quantità delle impurità presenti, può essere viola (ametista), rosa, giallo (quarzo citrino), bianco latte o addirittura nero (figura 7). tabella 1 Scala di Mohs della durezza relativa durezza minerale 1 talco 2 gesso 3 calcite 4 fluorite 5 apatite 6 feldspato 7 quarzo 8 topazio 9 corindone 10 diamante teneri semiduri duri si rigano con l unghia si rigano con una punta d acciaio non vengono scalfiti da una punta d acciaio figura 7 Varietà di quarzo Le impurità in un minerale ne modificano il colore: nelle fotografie, quarzo nero (a), quarzo viola (o ametista) (b), quarzo trasparente (c). a c b

16 lezione 2 I minerali 7 feldspati silicati circa 90% 2.3 I silicati miche argille altri silicati non silicati circa 10% anfiboli pirosseni quarzo In natura è presente un enorme varietà di specie minerali, ma i minerali che si trovano più frequentemente nelle rocce sono solo una trentina. Tra questi la maggior parte è costituita da minerali detti silicati che, da soli, costituiscono circa il 92% in volume della crosta terrestre (figura 8). In tutti i minerali appartenenti a questo gruppo sono presenti due elementi principali, il silicio e l ossigeno, combinati con ioni metallici, quali Ca 2+ (calcio), Na + (sodio), K + (potassio), Mg 2+ (magnesio), Fe 2+ e Fe 3+ (ferro), Al 3+ (alluminio). I silicati sono minerali che hanno come unità strutturale fondamentale l anione silicato SiO 4 4. L anione silicato è caratterizzato da una struttura spaziale tetraedrica, costituita da un atomo di silicio posto al centro del tetraedro e legato a quattro atomi di ossigeno posti ai vertici del tetraedro stesso (figura 9). figura 8 Abbondanza relativa di minerali silicati e non silicati nella crosta terrestre Tra i più comuni silicati presenti nelle rocce ricordiamo l olivina, la cui struttura è costituita da tetraedri isolati, i pirosseni e gli anfiboli, che presentano una struttura rispettivamente a catena di tetraedri semplice e doppia, le miche, la cui struttura è formata da lamine di tetraedri, i feldspati, i feldspatoidi e il quarzo, costituiti da strutture tridimensionali più complesse. Dal punto di vista della composizione chimica, i silicati vengono normalmente divisi in due grandi gruppi, il gruppo dei minerali femici e quello dei minerali sialici (tabella 2). I minerali femici, che vengono anche chiamati mafici perché sono ricchi di ferro e magnesio, hanno una densità elevata e una colorazione scura, verde, bruna o nerastra. A questo gruppo appartengono minerali come l olivina, i pirosseni, gli anfiboli e le miche. I minerali sialici, o felsici, così detti perché contengono essenzialmente silicio, alluminio e ossigeno, hanno una densità minore dei femici e una colorazione chiara. A questo gruppo appartengono minerali quali il quarzo, i feldspati e i feldspatoidi. tabella 2 I principali minerali femici e sialici presenti nelle rocce minerali femici minerali sialici olivina quarzo pirosseni feldspati anfiboli feldspatoidi miche a ossigeno DS litosfera cap 02 silicio + figura 9 L unità strutturale di tutti i silicati, il tetraedro silicio-ossigeno Ricordiamo che il tetraedro è una piramide con quattro facce uguali a forma di triangolo equilatero. I silicati sono classificati in base al modo in cui si legano i tetraedri silicio-ossigeno Il tetraedro SiO 4 4 si può legare a cationi metallici, formando una struttura semplice, costituita dai singoli anioni silicato legati insieme dagli ioni positivi dei metalli (quali Fe 2+, Mg 2+, K +, Na +, Ca 2+ ), oppure i tetraedri si possono unire gli uni agli altri mettendo in comune gli atomi di ossigeno posti ai vertici, formando strutture più complesse. A seconda di come queste unità elementari si legano tra loro e a seconda di quante se ne legano, si distinguono i diversi tipi di silicati (figura 10). DS litosfera cap 02 Per saperne di più pagina 9 b c figura 10 I principali tipi di silicati L olivina (a) ha una struttura a tetraedri isolati. Il diopside (b) è un pirosseno a catena lineare semplice. L edenite (c) è un anfibolo a catena doppia. La muscovite (d) è una mica formata da lamine di tetraedri. Il microclino (e) è un feldspato a struttura spaziale. d DS litosfera cap 02 e

17 8 unità 1 La litosfera 2.4 I minerali non silicati In natura i minerali non silicati sono molto meno abbondanti dei silicati, ma non per questo poco importanti; infatti molti di essi rappresentano minerali utili per l estrazione dei metalli e di altri elementi e sono quindi di notevole importanza economica. Nel gruppo dei minerali non silicati si trovano numerosi minerali suddivisi in classi chimiche diverse in base al tipo di anione che li caratterizza. Tra i più comuni minerali di questo gruppo ricordiamo i carbonati, i solfati, gli alogenuri, i solfuri, gli ossidi e infine gli elementi nativi. I carbonati sono formati dall anione carbonato (CO 3 2 ) legato a uno o più ioni positivi; questa classe comprende numerose specie minerali, frequenti in particolar modo nelle rocce sedimentarie, come la calcite (CaCO 3, carbonato di calcio) e la dolomite (CaMg(CO 3 ) 2, carbonato di calcio e magnesio). I solfati e gli alogenuri sono minerali che si formano in seguito all evaporazione di acque salate; ai solfati appartengono minerali che presentano l anione solfato (SO 4 2 ), come per esempio il gesso (CaSO 4 2(H 2 O), solfato di calcio biidrato, figura 11), mentre appartengono agli alogenuri i minerali in cui il cloro o gli altri alogeni forniscono lo ione negativo, come nel salgemma (NaCl, cloruro di sodio). I solfuri sono prodotti di combinazione semplice zolfo-metallo e tra essi vi sono minerali molto importanti dal punto di vista economico perché contengono metalli pregiati quali ferro, piombo, nichel; i più comuni sono la galena (PbS, solfuro di piombo), il cinabro figura 11 Un cristallo di gesso Il gesso è un solfato molto diffuso in natura e presente in grande quantità nel bacino del Mediterraneo, dove si formò circa 6 milioni di anni fa in seguito a un aumento dell evaporazione determinato dalla temporanea chiusura dello Stretto di Gibilterra. figura 12 Cristalli di pirite La pirite viene utilizzata nella produzione industriale di acido solforico. (HgS, solfuro di mercurio), la blenda (ZnS, solfuro di zinco) e la pirite (FeS 2, disolfuro di ferro, figura 12), che rappresenta probabilmente il solfuro più abbondante e diffuso. Alla classe degli ossidi appartengono minerali molto importanti per l industria estrattiva; per esempio dagli ossidi ematite (Fe 2 O 3 ) e magnetite (Fe 3 O 4 ) si ricava il ferro per l industria siderurgica. Gli elementi nativi comprendono i minerali formati da sostanze che si trovano in natura allo stato elementare, ossia costituite da un solo tipo di atomi che possono essere metallici, come per esempio oro, argento, rame, mercurio, oppure non metallici, come zolfo, diamante, grafite. Parole chiave Key Words GUIdA ALLo STUdIo abito cristallino crystal form cella elementare unit cell cristallo crystal durezza hardness isomorfismo isomorphism lucentezza luster polimorfismo polymorphism scala di Mohs Mohs scale sfaldatura cleavage silicati silicates tenacità tenacity verifica degli obiettivi Scegli la risposta o il completamento corretti. 1 La forma geometrica esterna di un minerale è detta: a reticolo cristallino. c abito cristallino. b cella elementare. d struttura cristallina. 2 Nei minerali si mantengono sempre costanti: a gli angoli tra facce equivalenti. b le dimensioni delle facce. c le distanze tra gli spigoli. d il volume dei cristalli. 3 Il minerale olivina, dato dalla miscela dei due termini puri forsterite e fayalite, è un esempio di un fenomeno detto: a polimorfismo. c idiomorfismo. b isomorfismo. d allotriomorfismo. 4 La calcite è un: a solfato. b solfuro. c carbonato. d silicato. 5 Quale tra le seguenti affermazioni si riferisce al gruppo dei silicati? a Sono classificati in base al modo in cui si legano i tetraedri silicio-ossigeno (SiO 4 4 ). b Vengono normalmente divisi in due grandi gruppi, quello dei minerali femici e quello dei minerali sialici. c Ne fanno parte quarzo e feldspati. d Tutte le risposte precedenti sono corrette. Rispondi alle seguenti domande. 6 In che cosa consiste il fenomeno del polimorfismo? Fai un esempio. 7 Spiega da cosa dipendono e perché vengono studiate le proprietà fisiche dei minerali. 8 Come vengono distinte le diverse classi chimiche in cui sono raggruppati i minerali? Fai un esempio di un minerale appartenente a ognuna delle classi che hai studiato.

18 lezione 2 I minerali 9 La classificazione dei silicati I silicati sono classificati in base al diverso modo di legarsi dei tetraedri: vi sono silicati in cui i tetraedri non condividono tra loro nessun atomo di ossigeno, altri in cui condividono alcuni atomi di ossigeno e altri ancora in cui si ha la condivisione di tutti e quattro gli atomi di ossigeno. Vediamo quali sono le caratteristiche dei principali gruppi di silicati (tabella 1); ricordiamo che questi minerali sono molto abbondanti in tutti i tipi di rocce e in parti colare in quelle magmatiche, che sono costituite interamente da silicati. Silicati a tetraedri isolati Questi silicati, noti come nesosilicati, sono formati da tetraedri isolati in cui le cariche negative dell anione silicato SiO 4 4 sono bilanciate da cationi metallici. Tra i più comuni nesosilicati ricordiamo l olivina, miscela isomorfa di formula (Fe,Mg) 2 SiO 4, dal tipico colore verde scuro, a cui deve il nome. Silicati a catena Sono silicati, noti come inosilicati, in cui i gruppi di tetraedri silicio-ossigeno si uniscono originando catene semplici o doppie, con sviluppo in una direzione prevalente. Tale disposizione si riflette sulla morfologia: i minerali si presentano generalmente con cristalli allungati con sfaldature parallele alla direzione di sviluppo delle catene. Lo schema a catena semplice è tipico dei pirosseni, in cui due atomi di ossigeno di ogni tetraedro servono da unione con gli altri tetraedri, mentre il collegamento tra le catene è assicurato da cationi metallici (Fe 2+, Mg 2+, Ca 2+ e Na + ). Lo schema a catena doppia è tipico degli anfiboli, formati da nastri di tetraedri silicio-ossigeno in cui il collegamento tra le catene è assicurato dagli stessi cationi dei pirosseni. Inoltre, gli anfiboli contengono lo ione ossidrile (OH ), che li rende meno densi dei pirosseni. Silicati a strati In questi silicati, noti come fillosilicati, si ha una disposizione indefinita dei tetraedri su piani sovrapposti; ciò determina l aspetto lamellare tipico dei minerali di tale gruppo. Ogni tetraedro ha tre vertici uniti con altrettanti tetraedri. Si formano così strati di tetraedri silicio-ossigeno legati tra loro da cationi, come nelle miche, o da molecole d acqua, come nei minerali argillosi. Le due miche più comuni sono la muscovite (o mica bianca), che è un silicato idrato di alluminio e potassio di colore chiaro, e la biotite (o mica nera), che è costituita da ferro e magnesio (che le conferiscono la caratteristica colorazione scura). Silicati a struttura spaziale (concatenazione tridimensionale) Questi silicati, noti come tectosilicati, mettono in compartecipazione tutti gli atomi di ossigeno ai vertici con tetraedri adiacenti. Appartengono a questo gruppo quarzo, feldspati e feldspatoidi. Il quarzo (SiO 2 ), pur essendo dal punto di vista chimico un ossido, strutturalmente è un tectosilicato perché formato da tetraedri SiO 4 4 raggruppati in una struttura tridimensionale continua. È un minerale duro e resistente all alterazione atmosferica, molto diffuso nelle rocce; generalmente è incolore, ma può presentare colori variabili determinati dalle impurità. I feldspati sono minerali molto abbondanti nelle rocce: da soli costituiscono circa il 60% della crosta terrestre. La loro struttura cristallina è analoga a quella del quarzo, ma qualche ione Si 4+ può essere sostituito con Al 3+ ; le cariche vengono bilanciate dalla presenza di cationi addizionali (K +, Na +, Ca 2+ ). Se il catione metallico è il potassio, si hanno i feldspati potassici, di cui il più comune è l ortoclasio. Se invece il catione è il sodio o il calcio si hanno i plagioclasi, che sono miscele isomorfe di due minerali: uno a sodio (albite, NaAlSi 3 O 8 ) e l altro a calcio (anortite, CaAl 2 Si 2 O 8,). Tra i tectosilicati ricordiamo anche i feldspatoidi, che rispetto ai feldspati presentano un minor contenuto in silice a causa di una più estesa sostituzione tra alluminio e silicio; i più importanti sono la nefelina (Na(AlSiO 4 )) e la leucite (KAlSi 2 O 6 ). Per saperne di più tabella 1 Classificazione e caratteristiche dei silicati nesosilicati inosilicati fillosilicati tectosilicati struttura a tetraedri isolati a catena singola a catena doppia a piani a struttura spaziale Si : O (*) 1 : 4 1 : 3 4 : 11 2 : 5 1 : 2 principali rappresentanti gruppo delle olivine gruppo dei pirosseni gruppo degli anfiboli gruppo delle miche quarzi, feldspati, plagioclasi, feldspatoidi esempio olivina (Mg,Fe) 2 SiO 4 augite (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)(Si,Al 2 )O 6 edenite NaCa 2 (Mg,Fe) 5 Si 7 AlO 22 (OH) 2 muscovite KAl 3 Si 3 O 10 (OH,F) 2 (*) Si : O indica il rapporto tra il numero di atomi di silicio e quello di atomi di ossigeno nelle diverse strutture dei silicati. Al variare di tale rapporto varia anche la possibilità di coordinare ioni metallici, come Fe 2+ e Mg 2+, che sono più abbondanti dove il rapporto è minore. quarzo SiO 2

19 10 unità 1 La litosfera Minerali e organismi Una ventina di elementi chimici entra nella composizione degli organismi e ne permette le funzioni vitali. figura 1 Un tratto di barriera corallina BioGeo Cristalli di ametista viola, malachite verde, marmo bianco, basalto nero: i colori di minerali e rocce della litosfera sono dovuti ad alcuni elementi chimici, per lo più metalli come manganese, rame, calcio e ferro, che entrano nella loro composizione. Questi stessi elementi, in piccole concentrazioni, determinano anche i colori di cui è ricca la biosfera: basti pensare alla straordinaria gamma di sfumature degli organismi che popolano le barriere coralline (figura 1) o le foreste tropicali. tabella 1 Alcuni oligoelementi e gli effetti della loro carenza minerale ferro calcio cromo rame iodio magnesio selenio zinco sintomi o effetti da carenza anemia; desquamazione della bocca; fragilità delle unghie perdita di densità delle ossa e maggior predisposizione alle fratture riduzione della capacità di metabolizzare il glucosio anemia; perdita di massa ossea ingrossamento della tiroide (gozzo) tremori; debolezza muscolare e/o spasmi sintomi non noti; rischio di invecchiamento precoce nei bambini, arresto della crescita e ritardo dello sviluppo sessuale; difficoltà di cicatrizzazione delle ferite; perdita dell appetito; maggiore predisposizione alle infezioni I macroelementi Le molecole di cui sono costituiti gli esseri viventi, ossia proteine, carboidrati, lipidi e acidi nucleici (DNA e RNA), sono chiamate macromolecole biologiche e sono composti organici costituiti per la maggior parte dagli elementi carbonio, idrogeno e ossigeno. Questi ultimi sono perciò considerati macroelementi e circolano in natura attraverso i cicli dell acqua e del carbonio. Tali cicli rendono disponibili i macroelementi in grandi quantità per il processo di fotosintesi, con il quale vengono trasformati in composti organici a loro volta utilizzati per la biosintesi delle macromolecole biologiche. Altri elementi indispensabili per la formazione di molte macromolecole sono l azoto, il fosforo e lo zolfo, che in forma inorganica costituiscono i nutrienti fondamentali degli organismi vegetali. Gli oligoelementi Negli organismi viventi alcuni minerali sono presenti solo in tracce e sono perciò detti oligoelementi (dal greco oligos, poco), ma il loro apporto attraverso una corretta alimentazione è fondamentale per garantire le funzioni fisiologiche vitali. Ogni oligoelemento svolge una funzione specifica, tanto che la sua carenza può provocare disturbi anche gravi (tabella 1). Gli oligoelementi sono spesso presenti sotto forma di ioni, perlopiù dispersi in soluzione; minerali quali calcio, sodio, potassio, cloro, magnesio, vanno assunti in quantità dell ordine di 1 g al giorno. Per altri, quali ferro, rame, manganese, zinco, iodio, le dosi necessarie sono ancora più basse, inferiori ai 100 mg al giorno. Sale per la vita Tra i sali minerali, il cloruro di sodio, formato da ioni cloruro negativi e ioni sodio positivi, è il più importante per la vita di animali e piante. Per gli esseri umani il sale non è solo un semplice condimento utile per migliorare il sapore dei cibi: esso è una sostanza indispensabile e insostituibile per il nostro organismo, poiché una dieta priva di ioni cloro e sodio altera la composizione dei fluidi contenuti nelle cellule del sangue e degli altri tessuti. Ferro e altri metalli Uno dei metalli più importanti per gli esseri umani è il ferro. Esso è indispensabile per la formazione delle molecole di emoglobina, una proteina presente in alte concentrazioni nei globuli rossi del sangue. Il ferro può legare sia l ossigeno sia il diossido di carbonio presenti nel sangue: grazie al ferro, quindi, i globuli rossi possono trasportare l ossigeno dai polmoni a tutti i tessuti dell organismo, e riportare ai polmoni il diossido di carbonio prodotto con la respirazione cellulare. Il colore rosso del sangue è dovuto al ferro dell emoglobina; essa assume due tonalità diverse: rosso vivo quando trasporta ossigeno e rosso scuro quando trasporta diossido di carbonio. Da ciò dipende, quindi, il diverso colore del sangue arterioso, più ricco di ossigeno, e del sangue venoso, più ricco di diossido di carbonio. Se non assumiamo con la dieta ferro a sufficienza, l emoglobina non può formarsi e la sua carenza determina l insorgere di uno stato patologico noto come anemia. Anche il cuore ha bisogno dei minerali: calcio e potassio ne determinano la contrazione e il rilassamento. Un eccesso di calcio provoca una contrazione permanente del cuore, mentre un eccesso di potassio provoca un rilassamento permanente. Ricerca e rispondi Come abbiamo visto, gli elementi presenti nei minerali e nelle rocce entrano con la dieta nella composizione del nostro corpo. Per ognuno di essi è stata calcolata la dose giornaliera raccomandata (RDA, Recommended Daily Allowance), ossia la quantità da assumere per soddisfare il fabbisogno minimo quotidiano ed evitare il manifestarsi di sintomi da carenza. Prova a cercare la RDA dei principali oligoelementi e a organizzare i dati in una tabella secondo valori crescenti.

20 unità 1 La litosfera 11 3 Le rocce magmatiche obiettivi riconoscere e classificare le rocce magmatiche in base alla composizione chimica e alla struttura descrivere i processi che portano all origine delle rocce magmatiche descrivere i processi che determinano l evoluzione magmatica 3.1 Il magma La crosta terrestre è costituita prevalentemente da rocce magmatiche, che derivano dalla solidificazione del magma presente all interno della Terra. Il magma è il materiale fuso incandescente che si trova all interno della crosta terrestre o della parte superiore del sottostante mantello. Tale massa fusa (figura 1), costituita da silicati e da impurezze di altri minerali, contiene in soluzione sostanze allo stato gassoso, per la maggior parte vapor d acqua e diossido di carbonio accompagnati da piccole quantità di altri gas, quali acido cloridrico, acido solfidrico, diossido di zolfo ecc. In base alla composizione chimica si possono distinguere magmi acidi, intermedi e basici La composizione chimica di un magma si esprime generalmente indicando la percentuale degli ossidi dei vari elementi che lo caratterizzano. Tra questi ossidi il più abbondante è la silice (SiO 2 ); sono inoltre presenti quantità minori di altri ossidi (in percentuale variabile a seconda del tipo di magma), soprattutto quelli di ferro, di alluminio e di calcio. Si possono distinguere quattro tipi di magmi in base al loro contenuto percentuale di silice. I magmi acidi presentano un contenuto di silice maggiore del 66%, i magmi intermedi hanno un contenuto di silice compreso tra il 52% e il 66%, i magmi basici hanno un contenuto di silice compreso tra il 45% e il 52%, mentre nei magmi ultrabasici il contenuto di silice è inferiore al 45%. I magmi acidi si distinguono da quelli basici, oltre che per il diverso contenuto in silice, anche per altre caratteristiche quali: un diverso contenuto in altri ossidi, ossia una diversa composizione chimica; una temperatura iniziale di formazione più bassa: per i magmi acidi è compresa tra gli 800 C e i 1000 C, per quelli basici si aggira intorno ai 1200 C; una diversa viscosità, cioè una diversa resistenza allo scorrimento: essa aumenta all aumentare del contenuto di ossidi di silicio e di alluminio, pertanto i magmi acidi sono più viscosi dei magmi basici, che sono più fluidi e si muovono più facilmente. figura 1 Materiale fuso eruttato dalla bocca di un vulcano Quando il magma fuoriesce dalla crosta terrestre viene chiamato lava, termine che deriva dal latino e significa scivolare. figura 2 Strutture delle rocce magmatiche La struttura di una roccia magmatica, olocristallina (a), microcristallina (b) o vetrosa (c), dipende dalle modalità di raffreddamento del magma. tipo di rocce ignee profondità di consolidamento La modalità con cui il magma solidifica determina la struttura delle rocce magmatiche Il magma, che si trova a temperature elevatissime, tende nel tempo a raffreddarsi e, di conseguenza, a solidificare, dando origine alle rocce magmatiche. Il raffreddamento del magma può avvenire secondo diverse modalità (figura 2). Se il magma si consolida in profondità, la sua cristallizzazione richiederà tempi lunghissimi, perché gli strati di rocce sovrastanti impediscono una rapida dispersione del calore e il raffreddamento avviene molto lentamente; la presenza di componenti volatili abbassa la viscosità del magma. La lentezza del processo di cristallizzazione della massa fusa consente agli atomi presenti nel magma di legarsi in modo da raggiungere un ordinamento cristallino. Si formano così rocce caratterizzate da pochi cristalli ben formati, visibili a occhio nudo; tale struttura è detta olocristallina granulare (figura 2a). velocità di raffreddamento struttura risultante intrusive elevata molto lenta olocristallina a effusive bassa bassa (superficie) molto elevata microcristallina amorfa (vetrosa) b c esempio

21 12 unità 1 La litosfera Le rocce ignee che si formano quando il magma si raffredda lentamente in profondità si chiamano intrusive o plutoniche. Le rocce ignee intrusive vengono chiamate genericamente plutoni. I plutoni più grandi, con un estensione di almeno 100 km 2, sono detti batoliti. Vi sono poi corpi intrusivi più piccoli, chiamati corpi filoniani, determinati dalla risalita di propaggini di una massa magmatica nelle rocce circostanti: in questo caso il raffreddamento avviene a bassa profondità. Se invece la massa fusa riesce a raggiungere la superficie, aprendosi una via verso l esterno, si verifica un brusco abbassamento di temperatura e di pressione: il magma perde i componenti volatili e viene eruttato sotto forma di lava (rivedi la figura 1). Le rocce ignee che si formano quando la lava si raffredda rapidamente in superficie si chiamano effusive o vulcaniche. La lava si consolida rapidamente e gli atomi presenti non hanno la possibilità di legarsi ordinatamente nei reticoli cristallini; i cristalli che si formano non possono quindi crescere molto in dimensioni e si forma una massa di cristalli tanto minuti da poter essere osservati solo al microscopio (struttura microcristallina, figura 2b a pagina precedente). Tipicamente in questa massa microcristallina (indicata come pasta di fondo) si possono trovare cristalli di dimensioni apprezzabili (chiamati fenocristalli), perché formatisi prima o durante la risalita del magma: tale struttura viene chiamata porfirica (figura 3). Infine, se il raffreddamento è particolarmente veloce (dell ordine dei secondi o dei minuti), può impedire del tutto il raggiungimento di un ordinamento cristallino e la roccia risultante assume una conformazione amorfa, con una pasta di fondo a struttura vetrosa, come nelle ossidiane (figura 2c a pagina precedente), rocce effusive di aspetto vetroso. Anche queste ultime possono presentare struttura porfirica. figura 3 Un andesite a struttura porfirica figura 4 Il diagramma di Adams Sopra il diagramma sono riportati i nomi delle più comuni rocce intrusive e dei loro corrispondenti effusivi. posizione di rocce classificate come appartenenti a uno stesso gruppo può comunque presentare variazioni. Per classificare una roccia magmatica si può ricorrere al diagramma di Adams (figura 4), dove sono riportati i nomi delle principali rocce intrusive ed effusive corrispondenti a una particolare associazione di minerali e a un certo contenuto percentuale di silice; in base a quest ultimo le rocce, analogamente ai magmi da cui hanno origine, vengono distinte in acide, intermedie, basiche e ultrabasiche. La composizione mineralogica di una roccia magmatica si ricava tracciando attraverso il diagramma una linea verticale che interseca le aree corrispondenti ai vari minerali in modo proporzionale alla loro abbondanza relativa (percentuale in volume) in quel litotipo. Si può osservare, in linea generale, che passando dalle rocce acide a quelle basiche aumenta la percentuale in minerali femici, ossia in silicati di colore scuro. Questo si riflette sul colore della roccia: le rocce acide presentano, infatti, una colorazione più chiara delle rocce basiche. Le rocce magmatiche più diffuse sono il granito e il basalto Tra le rocce magmatiche intrusive la più diffusa nella crosta terrestre è il granito (figura 5a). I graniti sono rocce acide di colore chiaro, generate dal raffreddamento di un magma acido all interno della crosta terrestre. I graniti, rocce molto usate come pietre ornamentali, contengono generalmente molti minerali sialici, granuli di quarzo e cristalli di feldspato, mentre i minerali femici sono meno abbondanti; tra questi ultimi è presente la mica nera (biotite). L equivalente effusivo del granito è la riolite, roccia acida molto meno diffusa. La roccia effusiva predominante nella crosta terrestre è invece il basalto (figura 5b). I basalti sono rocce basiche di colore scuro (dal verde scuro al nero), derivanti dal raffreddamento sulla superficie terrestre di un magma basico. 3.2 La classificazione delle rocce magmatiche rocce effusive: riolite andesite basalto rocce intrusive: 100 percentuale in volume dei diversi minerali 0 feldspato potassico quarzo Abbiamo visto che la struttura di una roccia magmatica rappresenta un importante carattere distintivo che permette di stabilire se la roccia è intrusiva o effusiva. Per poter classificare correttamente una roccia magmatica, tuttavia, occorre conoscerne anche la composizione mineralogica, definita dal tipo e dall abbondanza percentuale dei minerali in essa presenti. La composizione mineralogica di una roccia magmatica dipende strettamente dalla composizione chimica del magma da cui si è formata. I minerali presenti nelle rocce magmatiche sono rappresentati da un numero relativamente esiguo di silicati, sia sialici (quarzo e feldspati) sia femici (miche, anfiboli, pirosseni e olivina) che compaiono in associazioni caratteristiche, dette paragenesi; va ricordato che la comgranito plagioclasio sodico miche diorite gabbro peridotite plagioclasi anfiboli plagioclasio calcico pirosseni olivina percentuale di silice acide intermedie basiche ultrabasiche

22 lezione 3 Le rocce magmatiche 13 A frequenza relativa nella crosta terrestre B frequenza relativa nella crosta terrestre graniti % SiO 2 rioliti gabbri basalti ROCCE INTRUSIVE ROCCE EFFUSIVE % SiO 2 I basalti presentano generalmente una struttura microcristallina o porfirica e sono formati da plagioclasi calcici e da molti minerali femici, tra cui soprattutto pirosseni; la roccia intrusiva corrispondente è il gabbro. Altri tipi di rocce magmatiche abbastanza comuni sono le andesiti (che devono il loro nome alla catena delle Ande, dove sono molto abbondanti), rocce effusive intermedie costituite da pirosseni, anfiboli, biotite e plagioclasi (rivedi la figura 4), il cui equivalente intrusivo è la diorite, e infine le peridotiti, rocce intrusive ultrabasiche di colore scuro perché costituite esclusivamente da minerali femici, quali olivina e pirosseno. figura 5 Frequenza relativa delle rocce magmatiche nella crosta terrestre Si può notare che le rocce sialiche sono prevalentemente di tipo intrusivo (a), mentre quelle femiche sono prevalentemente di tipo effusivo (b). Il magma di tipo granitico, infatti, in prossimità della superficie terrestre tende a solidificare, mentre quasi sempre i magmi basaltici giungono in superficie ancora allo stato liquido. figura 6 L andamento della temperatura con la profondità La curva viola, detta geoterma, rappresenta l andamento della temperatura all interno della Terra (nella figura, dalla crosta fino al mantello superiore). Là dove la curva teorica che rappresenta il punto di fusione delle rocce (curva rossa) si trova molto vicino alla geoterma (tra i 100 e i 200 km di profondità), le rocce del mantello superiore possono subire una fusione parziale. quanto originati nel processo di anatessi ( fusione parziale delle rocce della crosta). La loro viscosità ne ostacola la risalita, per cui generalmente cristallizzano in profondità, entro la crosta continentale. I tipi fondamentali di magma sono quindi essenzialmente due: come si possono originare, allora, rocce magmatiche con composizione chimica e mineralogica tanto diverse le una dalle altre? La varietà delle rocce magmatiche si spiega ipotizzando che i magmi possano subire una serie di processi che determinano variazioni più o meno estese della loro composizione; si dice, in tal caso, che si è avuta un evoluzione magmatica. In generale i processi che determinano l evoluzione di un magma si verificano contemporaneamente, ma per semplicità li tratteremo separatamente. profondità (km) geoterma roccia solida curva dei punti di fusione fusione parziale fusione completa 3.3 Origine ed evoluzione dei magmi I magmi si formano all interno della Terra quando si realizzano condizioni di temperatura e di pressione tali da determinare la fusione parziale delle rocce solide presenti nel mantello superiore e nella crosta. Come vedremo, la temperatura terrestre aumenta con la profondità; questo incremento, in media pari a 30 C ogni 1000 m, è detto gradiente geotermico. Tra i 100 e i 200 km di profondità, dove la temperatura è compresa tra 1200 e 1400 C, le rocce del mantello superiore sono vicine al punto di fusione e può verificarsi una fusione parziale (figura 6): si forma nuovo magma, ma la roccia, almeno in parte, resiste alla fusione. Se a fondere sono le rocce ultrabasiche, localizzate in zone del mantello superiore, si produce un magma detto primario, a composizione basaltica, molto fluido, che può risalire fino alla superficie terrestre e cristallizzare dando origine a rocce effusive. Se a fondere parzialmente sono invece le rocce della crosta dei continenti, si formano magmi a composizione granitica caratterizzati da un elevata viscosità, perché contengono nella parte fusa residui solidi di minerali che hanno un punto di fusione più alto; tali magmi sono detti magmi anatettici, in unità 3 lezione temperatura ( C) Uno dei fenomeni che determinano l evoluzione di un magma è la cristallizzazione frazionata Mano a mano che la temperatura del magma si abbassa, iniziano a cristallizzare prima i minerali con temperatura di fusione (e quindi di cristallizzazione) più elevata, seguiti da quelli con temperatura di fusione progressivamente più bassa, secondo una sequenza di cristallizzazione i cui principi sono stati stabiliti dal geologo canadese Norman Levi Bowen ( ) nel 1928 (figura 7 a pagina seguente). Tra i minerali femici il primo a cristallizzare è l olivina, perché è quello che ha la più alta temperatura di fusione, mentre tra i minerali sialici il primo a formarsi è l anortite, un plagioclasio notevolmente calcico. Se il raffreddamento avviene regolarmente, al diminuire della temperatura questi minerali reagiscono con il fuso residuo, cambiando rispettivamente la loro composizione in pirosseno e plagioclasio con minor rapporto calcio/sodio rispetto all anortite. Se il raffreddamento prosegue, tali minerali possono reagire con il fuso per dare minerali diversi. La serie di reazioni di Bowen contribuisce a spiegare la grande varietà di rocce ignee esistenti e le associazioni

23 14 unità 1 La litosfera temperatura serie di Bowen rocce ignee elevata magma in raffreddamento bassa olivina pirosseni anfiboli biotite feldspato potassico muscovite quarzo (calcico) mineralogiche che le caratterizzano. Durante la cristallizzazione, infatti, i minerali che si sono formati per primi, che sono più densi, possono separarsi dal fuso, per esempio cadendo sul fondo della camera magmatica, e rimanere sul posto se la massa fusa residua, molto fluida, si allontana. Tutti i meccanismi in grado di separare fisicamente la fase solida (i cristalli che si sono formati) da quella liquida ( fuso residuale) vengono detti cristallizzazione frazionata. La cristallizzazione frazionata consiste nella cristallizzazione e separazione dei minerali all interno di corpi magmatici in raffreddamento. plagioclasio (sodico) ultrafemiche basaltiche andesitiche granitiche figura 7 La serie di Bowen Tale serie stabilisce l ordine di cristallizzazione dei minerali delle rocce magmatiche. L inizio della cristallizzazione a un certo livello della serie è legato alla composizione chimica del magma. A causa della cristallizzazione frazionata, il fuso residuo risulterà pertanto arricchito di componenti che solidificano a temperatura più bassa e risulterà quindi sempre più differenziato in senso acido. La composizione chimica delle rocce che si originano dalla solidificazione del fuso residuale sarà dunque diversa da quella del fuso iniziale. Altri fenomeni responsabili del cambiamento di composizione di un magma sono il mescolamento e l assimilazione Il processo di mescolamento tra magmi a diversa composizione è estremamente comune in natura e secondo per importanza soltanto alla cristallizzazione frazionata. Esso può avvenire sia nei condotti vulcanici sia nelle camere magmatiche e genera un nuovo magma, detto ibrido, che ha composizione intermedia rispetto ai fusi di partenza. La composizione dei magmi ibridi è variabile e dipende dalla composizione dei magmi iniziali e dalle proporzioni in cui questi partecipano al processo. L assimilazione è il processo di fusione di una roccia solida in un liquido magmatico. Essa può essere totale o selettiva a seconda che tutta la roccia o soltanto alcuni minerali vengano disciolti nel magma. I magmi interessati da processi di assimilazione vengono detti sintettici e la loro composizione varia a seconda di quella del magma iniziale e del tipo e quantità di minerali o rocce assimilate. Parole chiave Key Words GUIdA ALLo STUdIo anatessi anatexis batolite batholith cristallizzazione frazionata crystal settling fusione parziale partial melting lava lava magma magma plutone pluton rocce effusive o vulcaniche extrusive, volcanic rocks rocce intrusive o plutoniche intrusive, plutonic rocks serie di reazioni di Bowen Bowen s reaction series verifica degli obiettivi Scegli la risposta o il completamento corretti. 1 Le andesiti sono rocce: a acide formate da quarzo, feldspati e miche. b intermedie formate da anfiboli, pirosseni e plagioclasi. c basiche formate da pirosseni e plagioclasio. d ultrabasiche formate prevalentemente da olivina. 2 La roccia rappresentata nella fotografia è: a una roccia effusiva basica. b una roccia effusiva acida. c una roccia intrusiva basica. d una roccia intrusiva acida. 3 I fenocristalli sono: a i cristalli presenti in una roccia a struttura amorfa. b i piccoli cristalli tipici delle rocce con struttura microcristallina. c i cristalli visibili a occhio nudo in una roccia porfirica. d gli ultimi cristalli che si formano dal raffreddamento di una colata lavica. 4 Le rocce magmatiche effusive basiche si formano per: a lento raffreddamento di un magma ricco in silice. b lento raffreddamento di un magma povero in silice. c rapido raffreddamento di un magma ricco in silice. d rapido raffreddamento di un magma povero in silice. Rispondi alle seguenti domande. 5 Quali rocce prevalgono tra le rocce magmatiche intrusive? E tra quelle effusive? Quali possono essere i motivi di tale prevalenza sia per le rocce intrusive sia per quelle effusive? 6 Durante la risalita in superficie, i magmi subiscono una serie di processi che determinano variazioni più o meno estese della loro composizione. Quali sono tali processi? Quale tra questi processi è il più importante in natura? 7 Quali sono le caratteristiche che permettono di distinguere un magma acido da un magma basico?

24 unità 1 La litosfera 15 4 Le rocce sedimentarie pressione esercitata dal peso degli strati sovrastanti obiettivi a descrivere il processo di formazione delle rocce sedimentarie definire le caratteristiche fondamentali delle rocce sedimentarie riconoscere e classificare le diverse rocce sedimentarie 4.1 Il processo sedimentario Le rocce sedimentarie si originano sul fondo del mare o sulla superficie dei continenti per deposizione di particelle solide o di precipitati chimici che si accumulano uno sopra l altro, dando luogo prima a sedimenti formati da materiali non aggregati tra loro, che si trasformano in seguito in veri e propri strati successivi di roccia (figura 1). Il processo sedimentario è la serie di eventi che porta alla formazione delle rocce sedimentarie e comprende i fenomeni che contribuiscono sia alla formazione, al trasporto e all accumulo dei sedimenti sia al loro consolidamento. Le rocce sedimentarie si formano quindi grazie a processi superficiali; sono molto diffuse sulla superficie terrestre, di cui occupano circa l 80%, anche se rappresentano solo il 5% del volume totale della litosfera. Spesso al loro interno è possibile rinvenire fossili, resti o tracce di organismi vissuti nel passato, che sono utili per la datazione delle rocce stesse e per ricostruire l evoluzione della vita sulla Terra. I sedimenti con il passare del tempo si trasformano in rocce sedimentarie La formazione dei sedimenti avviene attraverso i processi di degradazione, erosione, trasporto e deposizione: l attacco delle rocce preesistenti operato dagli agenti atmosferici (degradazione meteorica) provoca la formazione di degradazione meteorica ed erosione trasporto e sedimentazione compattazione figura 2 La formazione di una roccia sedimentaespulsione di acqua dai pori ria I sedimenti sciolti, dopo essersi deposti vengono sepolti da quelli che via via pori cemento b si accumulano sopra; il cari- DS co esercitato dai sedimenti litosfera cap04 sovrastanti determina la compattazione di quelli cementazione sottostanti e l espulsione dell acqua presente tra gli spazi (pori) dei singoli frammenti, con riduzione del volume complessivo della roccia (a). Le sostanze sedimento roccia in soluzione presenti nelle incoerente acque circolanti all interno dei pori dei sedimenti DS possono precipitare deterlitosfera cap04 particelle detritiche prese in carico e trasportate dai vari minando la cementazione agenti esogeni (acqua, vento, ghiacciai) fino al luogo deldei granuli; il volume la loro deposizione. complessivo della roccia non cambia (b). In questa lezione vogliamo approfondire la fase attraunità 4 lezione 2 verso cui un accumulo di sedimenti si trasforma in una roccia sedimentaria dura e compatta. Questa fase viene chiamata diagenesi. La diagenesi è l insieme dei processi che portano alla trasformazione di sedimenti incoerenti in roccia compatta. figura 1 Il processo sedimentario L acqua e gli altri agenti esogeni erodono le rocce e trasportano i materiali. I frammenti vengono deposti come sedimenti sciolti (ossia non aggregati) che in seguito a trasformazioni fisiche e chimiche (diagenesi) diventeranno una roccia compatta. seppellimento e diagenesi I processi diagenetici comprendono la compattazione e la cementazione (figura 2). La compattazione del sedimento incoerente è dovuta al fatto che, dopo la deposizione, questo viene a essere sepolto da materiali più recenti. Il carico esercitato dai sedimenti sovrastanti provoca un avvicinamento delle particelle con espulsione dell acqua rimasta intrappolata negli spazi vuoti (pori) tra i diversi frammenti (figura 2a). La cementazione è il processo in cui le singole particelle del sedimento vengono legate assieme dalla precipitazione, nei pori presenti tra i granuli compattati, di alcune sostanze chimiche. Le sostanze che provocano la cementazione del deposito possono precipitare dalle acque che circolano nei sedimenti o derivare dalla soluzione e successiva ricristallizzazione di minerali della roccia stessa (figura 2b). I caratteri fondamentali di una roccia sedimentaria sono composizione, tessitura e struttura Come abbiamo detto, le rocce sedimentarie derivano dall accumulo di materiali provenienti dalla disgrega-

25 16 unità 1 La litosfera zione di rocce preesistenti; una roccia può disgregarsi tanto meccanicamente quanto chimicamente, dando origine rispettivamente a frammenti di roccia più piccoli e soluzioni. Nell indicare la composizione di una roccia sedimentaria, si definiscono costituenti detritici quegli elementi che arrivano al luogo di deposizione allo stato solido, mentre si definiscono costituenti chimici quelli che arrivano in soluzione e che precipitano nel luogo di deposizione per azione chimica o biochimica. Inoltre, i processi sedimentari lasciano sulle rocce la loro impronta, determinandone le diverse tessiture e strutture. Per tessitura di una roccia sedimentaria si intendono le dimensioni (granulometria), la forma (sferica, appiattita, allungata ecc.) e la disposizione spaziale delle particelle che la costituiscono. Con il termine struttura si indicano invece le caratteristiche macroscopiche di una roccia sedimentaria che si possono osservare nell affioramento roccioso oppure sul campione isolato. Tra le strutture sedimentarie la principale è la stratificazione (figura 3), che consiste nella disposizione delle rocce in strati sovrapposti, caratterizzati da uniformità di tipo litologico, separati tra loro da altri strati di composizione diversa o con diverse proprietà fisiche; l alternanza degli strati è dovuta a cambiamenti o interruzioni nella sedimentazione. Le superfici di separazione tra uno strato e l altro sono dette piani di stratificazione. Lo studio delle tessiture e delle strutture permette di ricostruire le modalità di sedimentazione e, a volte, anche l ambiente in cui si è depositato il sedimento. 4.2 La classificazione delle rocce sedimentarie In base ai meccanismi con cui si originano i sedimenti si distinguono tre tipologie di rocce sedimentarie: da sedimenti originati dalla deposizione di detriti provenienti dalla degradazione di rocce preesistenti si formano le rocce clastiche (o detritiche); se invece i sedimenti sono costituiti da materiali solubili derivati da processi di alterazione chimica si formano le rocce chimiche; se infine nell ambiente di deposizione vi è un forte accumulo di Per saperne di più pagina 20 figura 3 La stratificazione, la struttura più tipica delle rocce sedimentarie Nella foto si può osservare una serie di rocce sedimentarie stratificate affioranti nell Appennino emilianoromagnolo. Ogni strato corrisponde a un preciso evento sedimentario in cui le condizioni si sono mantenute pressoché costanti. sostanze che derivano dall attività di organismi viventi si originano le rocce organogene (o biochimiche). Vediamo quali sono le caratteristiche di ciascun tipo. Le rocce sedimentarie clastiche vengono distinte in base alle dimensioni dei frammenti rocciosi che le costituiscono Nelle rocce sedimentarie clastiche si possono distinguere un eventuale frazione chimica e una frazione detritica; quest ultima comprende una porzione più grossolana, formata da granuli o clasti, e una frazione a granulometria minore, detta matrice, che rappresentata il materiale di sedimentazione che si deposita tra i granuli più grossolani. Il materiale intergranulare di precipitazione secondaria rappresenta invece il cosiddetto cemento. La classificazione delle rocce detritiche si basa essenzialmente sulle dimensioni dei frammenti rocciosi, detti clasti, che le costituiscono (tabella 1). Le rocce clastiche a grana più grossa presentano elementi di dimensioni maggiori di 2 mm e derivano dalla cementazione di ciottoli o ghiaie. Si dividono in brecce, con ciottoli angolosi, e conglomerati, con clasti più arrotondati (vedi le Figure D, E nella tabella 1). Le arenarie sono rocce clastiche a grana media: le dimensioni dei frammenti detritici che le costituiscono vanno da 0,06 mm a 2 mm e derivano dalla cementazione di una sabbia (vedi la Figura F nella tabella 1). I singoli granuli possono essere di quarzo, di feldspato o altri frammenti di roccia. Molto spesso il cemento che li tiene uniti è siliceo o carbonatico. Le arenarie si originano in una notevole varietà di ambienti e da sole rappresentano circa il 15% delle rocce sedimentarie Le siltiti e le argilliti sono le rocce clastiche a grana più minuta (vedi la Figura G nella tabella 1). Queste ultime sono rocce sedimentarie molto comuni costituite da minerali argillosi (silicati idrati di alluminio) e da uno scheletro detritico molto fine (i granuli presentano dimensioni inferiori a 1/256 mm). Le argille presentano notevoli capacità di assorbimento d acqua, aumentando di volume; se miscelati con acqua, i sedimenti argillosi presentano una sensibile plasticità, mentre quando sono cementati diventano impermeabili e si rompono in strati sottili secondo piani subparalleli ( fissilità). Per poter parlare di argilliti occorre che i minerali argillosi siano almeno il 25% del totale della roccia. Quando, oltre alla frazione argillosa, vi è una parte (50%) di calcare di origine chimica (CaCO 3 ), la roccia viene detta marna. Le rocce argillose si depositano in ambienti tranquilli e privi di turbolenza come sul fondo delle lagune, dei laghi o dell oceano. Un tipico deposito che tappezza attualmente i fondali oceanici è costituito dalle argille rosse, che devono il loro colore alla presenza di ferro e manganese. Esistono, infine, rocce clastiche formate prevalentemente da frammenti di natura calcarea: a esse si dà il nome di calcari detritici (per distinguerle dai calcari che hanno un origine chimica e da quelli che hanno un origine organica).

26 lezione 4 Le rocce sedimentarie figura 4 Un travertino La sua porosità tabella 1 La classificazione delle rocce clastiche dimensione dei clasti (mm) >2 1/16-2 1/256-1/16 < 1/256 sedimenti sciolti rocce coerenti breccia d conglomerato e sabbia b arenaria f silt silite ghiaia a c argilla è dovuta alla deposizione del carbonato di calcio su resti di vegetali, in prossimità di corsi d acqua o cascate. g argillite Ricordiamo inoltre le rocce piroclastiche, che si formano per l accumulo e successiva litificazione dei prodotti dell attività vulcanica esplosiva ; la loro classificazione si basa essenzialmente sulle dimensioni dei clasti: quelle formate dalla deposizione di minute ceneri vulcaniche sono dette tufi e cineriti, mentre quelle costituite da frammenti più grossolani sono dette brecce vulcaniche. unità 2 lezione 1 figura 5 Selce a Le rocce sedimentarie chimiche si formano per precipitazione da soluzioni acquose 17 Quando le rocce che costituiscono la crosta terrestre si disgregano, i minerali di cui sono composte possono sciogliersi nell acqua ed essere trasportati altrove in soluzione. Se le caratteristiche chimico-fisiche del mezzo di trasporto subiscono variazioni, le sostanze che si trovano in soluzione nell acqua possono precipitare e accumularsi dando origine alle rocce sedimentarie chimiche. Appartengono a questo gruppo di rocce sedimentarie le rocce carbonatiche, le evaporiti, le selci e le rocce residuali. Le rocce carbonatiche sono rappresentate nella maggior parte dei casi dai calcari, che si originano dalla precipitazione del carbonato di calcio (CaCO 3), senza l intervento degli organismi viventi, secondo la reazione: Ca(HCO3)2 CaCO3 + CO2 + H2O solubile insolubile I calcari sono depositi costituiti interamente o per la maggior parte da calcite (CaCO3). In ambiente con- bande La selce è una roccia sedimentaria estremamente resistente, con una struttura compatta. Può presentarsi di colore uniforme o in bande variopinte, come quelle visibili nell immagine (formazione di Marble Bay, Australia). tinentale si possono trovare particolari tipi di rocce carbonatiche: per esempio, il travertino (figura 4) si origina dalla deposizione del carbonato di calcio da acque sorgive, sotto forma di incrostazioni; stalattiti e le stalagmiti si formano nelle grotte carsiche quando le gocce d acqua perdono parte del diossido di carbonio (CO2) in esse disciolto, provocando la precipitazione del carbonato di calcio. Un altro tipo di rocce carbonatiche, meno frequente dei calcari, sono le dolomie, composte per almeno il 50% da dolomite, cioè carbonato doppio di calcio e magnesio, CaMg(CO3)2. Sembra che la maggior parte delle dolomie si origini per parziale sostituzione, in sedimenti originariamente calcarei, del calcio con il magnesio disciolto nelle acque. Le evaporiti sono rocce originate dalla precipitazione diretta di sali disciolti nell acqua, causata dall evaporazione dell acqua di un bacino chiuso, marino o lacustre, situato in climi aridi; alcuni tra i minerali più comuni di tali depositi sono il gesso (CaSO4. 2H2O), l anidrite (CaSO4) e il salgemma (NaCl). Le selci sono rocce molto dure derivanti dalla precipitazione di silice e formate da quarzo (SiO2) microcristallino. Queste rocce sono generalmente presenti in forma di liste, noduli o straterelli all interno di masse calcaree (figura 5). Il loro colore è molto variabile: rosso, grigio, verde, nero, talvolta a zone. Per la loro durezza, sono state usate per le pavimentazioni stradali (dette appunto selciato) e come materiale da costruzione.

27 18 unità 1 La litosfera Le rocce residuali sono accumuli prodotti dalla degradazione meteorica di rocce ignee o sedimentarie in particolari condizioni climatiche (clima umido alle basse e medie latitudini); i materiali residuali scarsamente solubili (ossidi e idrossidi di ferro e alluminio) possono rimanere in situ, senza subire trasporto, formando talora potenti accumuli; i più comuni tipi di rocce residuali sono le lateriti e la bauxite. Le rocce sedimentarie organogene derivano dall accumulo di resti di organismi viventi Questo gruppo di rocce sedimentarie comprende quelle che derivano dall accumulo di resti di origine animale o vegetale, o da costruzioni di origine organica (biocostruzioni), come per esempio le scogliere coralline (figura 6). Le rocce organogene possono essere il risultato di processi di formazione diversi. Infatti, in alcuni casi si tratta di rocce composte dall accumulo di gusci di animali acquatici o alghe che vengono distinte secondo le dimensioni dei resti, seguendo gli stessi criteri usati per le rocce clastiche; in altri casi, invece, alcuni organismi secernono sostanze chimiche (soprattutto carbonato di calcio) che precipitano e formano rocce la cui struttura è del tutto simile a quella delle rocce di precipitazione chimica. Tuttavia, alla loro origine vi è sempre un processo in cui sono implicati organismi viventi. Nella maggior parte dei casi le rocce organogene si formano in ambiente marino e, in minor quantità, sul fondo dei laghi; appartengono a questo gruppo di rocce sedimentarie i calcari organogeni, le rocce silicee e le rocce combustibili. I calcari organogeni sono formati da resti di organismi, quali coralli, alghe, foraminiferi (figura 7), gasteropodi, ammoniti (cefalopodi estintisi circa 65 milioni di anni fa), che utilizzano il bicarbonato di calcio sciolto nell acqua per costruire gusci o scheletri di carbonato di calcio; al momento della loro morte, tali gusci e scheletri si depositano sul fondo, accumulandosi via via fino a formare spessi sedimenti; dopo la diagenesi, figura 6 Le tre cime di Lavaredo Come tutto il gruppo delle Dolomiti, si tratta di rocce sedimentarie che derivano da un antica scogliera corallina formata da scheletri carbonatici di coralli e spugne. figura 7 Un calcare organogeno Se si osserva al microscopio una sezione sottile della roccia si può notare la presenza di gusci calcarei di foraminiferi, organismi unicellulari che vivevano nelle acque marine, al fondo delle quali la roccia si è formata. i resti cementati di questi organismi formano i calcari organogeni. Le rocce silicee si originano per deposizione sul fondo marino o lacustre di resti organici a composizione silicea, come per esempio spicole di spugne, diatomee (alghe a guscio siliceo) e radiolari (protozoi a guscio siliceo); i sedimenti freschi vengono detti fanghi ( fanghi a diatomee, fanghi a radiolari), mentre le rocce coerenti sono rispettivamente le diatomiti e le radiolariti. Tra le radiolariti ricordiamo il diaspro, una roccia molto compatta, di colore variabile dal rosso al verde, al giallo. Le rocce combustibili, come i carboni fossili, derivano dall accumulo di vegetali in bacini lacustri, palustri o stagni e dalla loro successiva macerazione e decomposizione ( fermentazione) a opera di batteri anaerobi, cioè batteri che vivono in assenza di ossigeno. Questo processo è detto di carbonizzazione e consiste in un progressivo arricchimento in carbonio della materia organica a seguito dell eliminazione di altre componenti (idrogeno, azoto e ossigeno); a seconda del grado di carbonizzazione la materia organica prende nomi diversi (torba, lignite, litantrace, antracite, grafite). unità 5 lezione 1 Quando si parla di combustibili fossili, si devono considerare anche le miscele di idrocarburi. Questi composti, costituiti solo da atomi di carbonio e di idrogeno, costituiscono una preziosa risorsa energetica, che richiede, per la sua formazione, tempi geologici dell ordine di qualche decina di milioni di anni. Le miscele di idrocarburi hanno origine da sostanze organiche (resti di microscopici organismi animali e vegetali) che si sono depositate, insieme a sedimenti molto fini, sul fondo di antichi bacini marini con scarsa circolazione di ossigeno. Tali sostanze si possono trovare in forma solida (asfalti e bitumi), liquida (petrolio) e gassosa (metano) in giacimenti costituiti da rocce porose e permeabili.

28 lezione 4 Le rocce sedimentarie 19 Parole chiave Key Words cementazione cementation compattazione compaction degradazione meteorica weathering diagenesi diagenesis fossile fossil piano di stratificazione bedding plane rocce chimiche chemical rocks rocce clastiche (o detritiche) clastic (or detrital) rocks rocce organogene organic rocks strati strata or beds tessitura texture verifica degli obiettivi Scegli la risposta o il completamento corretti. 1 Quali tra le seguenti è una roccia sedimentaria clastica a grana grossolana? a Argillite. b Arenaria. c Evaporite. d Conglomerato. 2 Sai indicare quale tipo di roccia è raffigurata nella fotografia sottostante? a Clastica. b Chimica. c Organogena. d Non è una roccia sedimentaria. GUIdA ALLo STUdIo 3 Fanno parte delle rocce carbonatiche quelle che contengono: a carbon fossile. b CaCO 3 c CO 2 d idrocarburi. 4 Quale tra le seguenti affermazioni inerenti alle rocce sedimentarie è errata? a Si formano per trasformazioni (ricristallizzazione) allo stato solido di rocce preesistenti. b Si formano prevalentemente in ambiente marino. c Possono avere origine clastica, chimica o organica. d Possono contenere fossili. Rispondi alle seguenti domande. 5 Come si origina una roccia sedimentaria partendo da un sedimento sciolto? 6 Quali sono i caratteri fondamentali di una roccia sedimentaria?

29 20 unità 1 La litosfera Gli ambienti di sedimentazione Per saperne di più Un ambiente di sedimentazione è quell area della superficie terrestre in cui si accumulano i sedimenti, distinta fisicamente, chimicamente e biologicamente dalle aree adiacenti. A seconda dell ambiente in cui vengono deposti, i sedimenti presentano caratteristiche diverse: l esame dei corpi rocciosi sedimentari permette quindi di ricavare preziose informazioni sull evoluzione nello spazio e nel tempo degli ambienti del passato. Fondamentale per la ricostruzione delle caratteristiche dell ambiente in cui un sedimento si è formato è l analisi delle facies. La facies (aspetto) è la somma dei caratteri peculiari di un sedimento deposto in un determinato ambiente: essa è definita in base al tipo litologico (composizione, granulometria, tessitura), alla forma e allo spessore degli strati, alle strutture sedimentarie e ai fossili presenti. La ricostruzione degli ambienti sedimentari in cui una roccia si è formata è possibile grazie all osservazione degli ambienti dove attualmente si depositano i sedimenti (figura 1), che si trovano nei continenti, nei mari e nelle zone di transizione che fanno da passaggio tra l ambiente marino e quello continentale (tabella 1). tabella 1 Classificazione dei principali ambienti di sedimentazione continentali di transizione marini fluviale - di conoide alluvionale - di piana alluvionale lacustre glaciale eolico-desertico deltizio lagunare litorale neritico o di piattaforma continentale (tra la bassa marea e 200 m) batiale (tra 200 m e 2000 m) abissale (al di sotto dei 2000 m) Gli ambienti continentali Gli ambienti continentali sono molto differenziati tra loro e presentano una grande varietà di forme e di depositi. Ci limiteremo quindi a una breve descrizione dei più caratteristici. L ambiente fluviale è caratterizzato dall azione di erosione, trasporto e deposizione operata dai corsi d acqua superficiali ( fiumi, torrenti, ruscelli). Tra i prodotti tipici dell azione di deposizione ricordiamo le conoidi di ambiente lacustre ambiente glaciale ambiente desertico ambiente litorale ambiente alluvionale figura 1 Gli ambienti ambiente lagunare di sedimentazionene Nel disegno sono o ambiente deltizio rappresentati i principali ambienti di sedimentalato sono zione, mentre a riportate foto illustranti alcuni ambienti così come appaiono sulla superficie terrestre. ambiente marino

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