Classificazione delle rocce ignee e le rocce ignee nel sottosuolo

Le rocce ignee possono essere suddivise in plutoniche (o intrusive) e vulcaniche (o effusive), questa suddivisione è basata sulla tessitura.
Tessitura: l'espressione del grado di cristallinità e della dimensione dei cristalli presenti in una roccia.
Quando il periodo di raffreddamento si protrae e il magma, sottoposto a pressione litostatica, riesce a conservare i suoi componenti volatili  che favoriscono la cristallizzazione.
Le rocce intrusive sono completamente cristalline (olocristalline), hanno una grana più grossolana, essendo i cristalli ben visibili; in questo caso si aprla anche di rocce faneritiche (=visibili).
Quando il magma trabocca in superficie, data la rapidità del raffreddamento e della fuga dei componenti volatili (degassazione), si formano cristalli molto piccoli o addirittura rocce vetrose, cioè prive di cristalli (amorfe). Le rocce vulcaniche hanno grana assi fine (rocce afanitiche) e a volte sembrano vetro.
Nelle rocce vulcaniche ci possono comunque essere cristalli isolati di maggiori dimensioni, i fenocristalli, i quali si erano già formati in precedenza, all'interno del serbatoio magmatico, e poi trasportati in superficie assieme al magma fluido.
La tessitura porfirica è una tessitura in cui i cristalli visibili a occhio nudo si muovono in una massa di fondo molto più fine.
A seconda dei minerali che contengono le rocce ignee possono risultare chiare o scure.
Le rocce chiare sono dette felsiche o sialiche  ricche di quarzo e feldspato, mentre le rocce scure sono dette mafiche o femiche e sono ricche di anfiboli, pirosseni e olivina (tutti i minerali a base di magnesio e ferro).
Si dicono ultramafiche o ultrafemiche quelle costituite esclusivamente da pirosseni e olivina.
In base alla quantità di silice, le rocce ignee vengono distinte in:

• acide   (SiO2 > 66%)
• intermedie   (52 < SiO2 < 66%)
• basiche   (45 <SiO2 < 52%)
• unltrabasiche  (SiO2 < 45%)

	felsiche	intermedie	mafiche	ultramafiche
effusive	Riolite - dacite	andesite	basalto
intrusive	Granito - granodiorite	diorite	gabbro	peridotite

Per una classificazione più esauriente e operativa delle rocce magmatiche è necessario definire il loro contenuto in alcali (Na2O + K2O).

Una serie magmatica è un insieme di rocce ignee diverse, ma unite tra loro dall'origine comune e dal rapporto silice/alcali.

Rocce ignee nel sottosuolo

I corpi magmatici che si sono consolidati nel sottosuolo sono detti plutoni.; essi hanno forma, dimensioni e rapporti con le rocce incassanti (quelle che circondano plutoni),  variabili. 

Il magma in risalita deve crearsi lo spazio man mano che si intrude. Il magma o scalza grandi blocchi di rocce sovrastanti, che poi assimila lentamente, o fonde le rocce circostanti, o si inietta nelle rocce, aprendosi un varco.

http://www.geophysik.uni-kiel.de/~sabine/DieErde/Magmatismus/050-Pluton-Formen.html

A questo link trovate un'immagine esauriente dei corpi plutonici.

 Batoliti: plutoni di enormi dimensioni e si estendono per centinaia o migliaia di chilometri quadrati.

Ammassi (o masse satelliti): batoliti con dimensioni minori. Sappiamo che i batoliti si estendono e si allargano verso il basso per 10-30 km, fino a costituire tutta la parte inferiore della crosta continentale. I batoliti, costituiti da rocce felsiche quali graniti e granodioriti, formano l'ossatura dei continenti e si trovano nel cuore delle grandi catene montuose.

certi plutoni granitici, specialmente quelli superficiali, mostrano contatti netti e disposizione trasversale rispetto alle rocce incassanti; ciò dimostra che la loro messa in posto fu una intrusione. Quelli più profondi, hanno contatti sfumati ed è difficile distinguere i limiti con le rocce circostanti.
La composizione interna non è omogenea e il granito può mostrare strutture che ricordano rocce sediementarie o metamorfiche. Tutto questo vuol dire che i batoliti si formano in situ per progressiva granitizzazione delle rocce circostanti a seguito del processo di anatessi.
Le rocce che derivano dal processo di anatessi sono chiamate graniti anatettici.

Il Cerro Fitzroy, nelle Ande cilene, è un massiccio granitico che appartiene ai grandi batoliti della Cordigliera andina.

I corpi ipoabissali

Alcuni corpi plutonici di dimensioni medio-piccole possono solidificare  a bassa profondità quando il magma riesce ad aprirsi la strada fino a quasi in superficie. Questi corpi plutonici iniettati possono incunearsi nelle rocce incassanti in modo concordante, cioè è parallelo con gli strati delle rocce sedimentarie, oppure discordante.

L'intrusione dei corpi concordanti può avvenire in due modi: per separazione degli strati già presenti o per inarcamento delle rocce sovrastanti. In entrambi i casi la messa in posto richiede che il processo avvenga in prossimità della superficie. 

Filoni-strato: corpi concordanti di forma tabulare e spessore da qualche centimetro a centinaia di metri. Si distinguono per una normale colata lavica per due caratteristiche: le maggiori dimensioni dei cristalli, dovute alla lenta solidificazione nel sottosuolo, e gli effetti termici, quali cottura o dissoluzioni, sulle rocce con cui sono a contatto. 

I laccoliti si formano per iniezione di magma lungo i piani di stratificazione delle rocce, ma invece di essere tabulari sono convessi verso l'alto, cioè inarcano le rocce soprastanti e assumono la forma di un fungo. 

I colli Euganei, nel Veneto, sono laccoliti che hanno sollevato gli strati sovrastanti. 

Dicchi: corpi discordanti detti anche filoni, sono tabulari e tagliano secondo vari angoli la stratificazione delle rocce incassanti; essi si intrudono lungo fessure aperte dalla pressione dell'iniezione magmatica o nelle fratture che si formano in zone in via di sprofondamento. Lo spessore varia da pochi centimetri a parecchie decine di metri.

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore. 

Cristallizzazione magmatica e differenzazione

I magmi basici, che si generano per fusione parziale del mantello, tendono a riunirsi in masse di dimensioni maggior e a risalire verso la superficie terrestre; questa tendenza alla risalita è legata alla minore densità (2,6-2,9 g/cm^3) dei fusi magmatici rispetto alle circostanti rocce peridotitiche del mantello (3,3 g/cm^3) ed è più accentuata quanto minore è la viscosità del magma. La risalita è facilitata dalla presenza di fratture e discontinuità varie nei materiali rocciosi della litosfera. La differenza di densità tra fusi magmatici salienti e le rocce attraversate si annulla e addirittura può invertirsi una volta giunti nella crosta con una densità di 2,7 g/cm^3; risulta un notevole rallentamento del loro infiltramento verso la superficie.
L'effetto principale della risalita dei magmi verso zone superficiali sempre più fredde è il loro progressivo raffreddamento il che comporta l'inizio della cristallizzazione (liquido in solido).
La serie di reazione è la successione ordinata di cambiamenti nella cristallizzazione magmatica. La serie di reazione si può verificare in due modi diversi:

• reazione continua, quando il minerale formatisi per primo cambia gradualmente di composizione mediante sostituzione di ioni (es. plagioclasi);
• reazione discontinua, quando la cristallizzazione procede da una specie minerale all'altra con cambiamento di struttura cristallina (tipica dei minerali mafici).

La serie di Bowen prevede che i minerali cristallizzino per progressiva diminuzione di temperatura, in successione dal basso verso l'alto, infatti consiste in due filoni convergenti, uno a reazione continua, l'altro a reazione discontinua. I minerali mafici seguono la reazione discontinua, iniziando con l'olivina e finendo con la mica (biotite). I feldspati seguono invece la serie continua in cui il plagioclasio calcico (anortite) si forma più o meno contemporaneamente all'olivina mentre il plagioclasio sodico (albite) si forma assieme agli anfiboli e alla biotite.

Ciascun minerale già cristallizzato tende a reagire con il liquido magmatico per formare il termine successivo della serie. Tuttavia questa sequenza completa delle reazioni non si realizza quasi mai in una singola roccia, infatti se il raffreddamento non è sufficientemente lento (nel caso delle condizioni vulcaniche o subvulcaniche) le trasformazioni da un minerale all'altro sono incomplete. Naturalmente, magmi a diverso contenuto in silice seguono tratti diversi della serie, generando quindi rocce che contengono solo una parte dei minerali della sequenza. 

Il processo della cristallizzazione frazionata separa i minerali già cristallizzati dalla restante massa fusa.

Per esempio, i cristalli formatisi per primi possono rimanere intrappolati in basso mentre il magma migra verso l'alto, oppure i primi cristalli che si formano possono decantare e accumularsi verso il fondo del serbatoio magmatico. In entrambi i casi, la separazione di questi cristalli cambia la composizione del restante liquido magmatico e modifica, di conseguenza la serie di reazioni che possono seguire.
Lo stadio finale della cristallizzazione del magma è chiamato idrotermale, a causa dell'abbondanza di acqua a temperature elevate (200-300°C)
Per riassumere la differenziazione magmatica è un processo nel quale il magma originario viene separato a formare rocce di differente composizione mineralogica. Concludendo, la composizione mineralogica di una roccia ignea dipende sia dalle caratteristiche del fuso iniziale, sia dalle modalità del processo di cristallizzazione.  

Genesi dei magmi

La fusione parziale è il processo che porta alla genesi dei magmi.
Solidus: i valori limite di temperatura e pressione, in qualsiasi punto della crosta o del mantello, a cui inizia la fusione del primo minerale di una roccia.
La fusione parziale di rocce preesistenti può verificarsi per 3 processi:

• aumento della temperatura, a causa, ad esempio, di un locale innalzamento dei gradiente geotermico;
• abbassamento del solidus, cioè dei limiti critici, a causa dell introduzione di elementi fondenti (es. acqua);
• decompressione adiabatica, diminuzione della pressione senza perdita di calore, a cui sono sottoposte, per esempio, masse calde del mantello in rapida risalita.

I magmi primari sono magmi che si formano in natura prevalentemente di composizione basica; derivano da fusione parziale di rocce del mantello superiore, cosiddette peridotiti, costituite essenzialmente di olivina e pirosseni, con aggiunta di minerali accessori quali spinello, granato, anfibolo e mica flogopite.

 la minoranza di magmi con composizione acida, sono detti magmi anatettici, che si generano per fusione parziale di rocce della crosta, per via dell' anatessi crostale, un processo che si verifica dove le placche litosferiche si avvicinano(limiti convergenti).
Tra le rocce felsiche sono dominanti quelle intrusive, mentre tra le rocce mafiche sono dominanti quelle effusive. I minerali più ricchi di silice fondono a circa 700°C, perciò quando nella crosta terrestre si raggiungono i 700°C si verifica il processo di anatessi: le rocce fondono parzialmente e originano un magma granitico.
Anatessi: processo di fusione parziale di rocce crostali (sedimentarie, ignee e metamorfiche) a causa dell'innalzamento del gradiente geotermico locale o per l'azione dei gas e dei fluidi ad alta temperatura in risalita da parti più profonde della crosta.

caratteristiche	Magma basaltico	Magma granitico
formazione	Per ottenerlo bisogna fondere rocce ricche di olivina e pirosseni, come la peridotite( rocce che si trovano nel mantello o nelle parti più profonde della crosta, fondono tra i 1220 e 1400°C e che salgono per la prima volta in superficie)	Deriva da una parziale fusione in situ di rocce esistenti e può essere visto come il prodotto di un metamorfismo estremo.
Variazione di temperatura di fusione durante la risalita	Diminuisce con la diminuzione della pressione, perciò il magma basaltico, durante la risalita rimane sempre allo stato fuso ed effonde in superficie	Aumenta quando diminuisce la pressione, perciò il magma solidifica totalmente, a seconda del contenuto in acqua
Profondità di origine	100 -150	Meno di 40
temperatura	1200 - 1400	650-800
viscosità	bassa	elevata
Densità (g/cm^3)	2,6 -2,9	2,2 -2,5
Contenuto di SiO2	basso(magma basico)	Elevato (magma acido)
Arrivo in superficie	Molto frequente	Molto raro
prodotti	Basalto molto frequente, gabbro molto raro	Riolite molto rara, granito molto frequente

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Una gita nel paradiso a due passi da casa

In una fresca mattina di inizio novembre, decisi di passeggiare nei pressi del "paradiso", a neanche un chilometro dal confine; molto volte ritorno per ritrovare un po'di serenità dalla mia odiata cittadina e routine quotidiana, ma solo quel giorno i miei occhi si sono schiusi veramente, come delle persiane da troppo tempo chiuse. Il cosiddetto "paradiso" è il parco naturale del monte Caslano, a pochi passi dallo stretto di Lavena Ponte Tresa. Questo luogo mi è molto caro, ho passato momenti felici da quando sono nata, dai bagni al lago alle passeggiate con i miei genitori; ormai ho dei posti segreti e dei luoghi preferiti e tornarci ogni volta mi rende spensierata come nei nostalgici anni infantili.
Di solito cammino attorno al monte tra casette e boschetti, ma qualche volta mi arrampico sui dai sentieri come una capretta in cerca dell'erba fresca bagnata della rugiada;  in quella mattina, però, presi il largo sentiero panoramico e didattico, scoprii molte cose riguardo al monte, interessanti e curiose, ed è per questo che voglio condividerle.

Il monte Caslano è un paesaggio che riunisce elementi di geologia e botanica, che si possono notare durante la tranquilla passeggiata.
In ambito geologico il monte comprende una serie di rocce che va dalle antichissime del cosiddetto Zoccolo cristallino insubrico, attraverso i depositi del Carbonifero alle vulcaniti del Permiano, alle dolomie del Triassico e alle morene quaternarie: una classica successione per la regione.
Nella botanica il monte ospita 600 specie di piante vascolari e 150 tipi di muschi e di epatiche e la varietà di condizioni ambientali si riflette anche nella ricchezza delle associazioni vegetali diverse e rare. Per questo è diviso in due zone: una come Parco Naturale del Monte Caslano e l'altra come zona protetta.
La diversità di esposizione e di pendenza di ciascuno dei tre versanti e la varietà dei suoli, sono rispecchiate nel variegato mosaico vegetale e nella ricchezza floristica del monte. La qualità dei suoli è legata al microclima, al sottosuolo ed alla vegetazione locale. Al monte Caslano i suoli sono del tipo delle terre brune insubriche, povere o ricche di carbonati, a reazione da neutra ad acida, per lo più ricche di humus, con attività microbiologica presente anche durante l'inverno.
Nel versante orientato da nord-est a nord, le rocce a silicati, originano suoli da acidi a neutri, fertili, con buona capacità idrica. Su questi suoli è insediato un rigoglioso bosco misto di Tiglio e Olmo montano che presenta da 4 a 5 strati di vegetazione. Nello strato montano dominano l'Olmo montano, il Tiglio nostrano e quello selvatico, qua è là  il Frassino e la Robinia.
Nello strato arboreo inferiore, alle specie precedenti si aggregano il Ciliegio, il Carpino Nero, il Castagno e l'Acero di monte. Nello strato arbustivo spicca l'abbondanza del Nocciolo, al quale si associano il Biancospino, il Sanguinello, il Viburno palle di neve, il Sambuco e il Caprifoglio peloso. Lo strato dei muschi è ricco di specie mesofile che prediligono l'ombra.

In un tratto di percorso sono visibili rocce rosso-violacee, ovvero tufi vulcanici del periodo Permiano (da 280 a 225 milioni di anni fa) e arenarie del Triassico (da 225 a 220 milioni di anni fa). Durante il periodo geologico del Permiano tutti i continenti erano uniti in un blocco unico chiamato Pangèa, che per effetto dei movimenti delle placche, la parte settentrionale del futuro continente africano (nella cui  fascia si può situare il Ticino meridionale di quell'epoca) venne a trovarsi nella zona tropicale, caratterizzato da un clima caldo e secco di tipo semi-desertico.
Nel Luganese e nel Varesotto si verificarono estesi fenomeni vulcanici che hanno lasciato tracce lungo il bordo delle Alpi sotto forma di tufi vulcanici, porfidi chiari(rioliti) e prorfiriti scure violacee (andesiti).
Sovrapposte alle rocce vulcaniche del Permiano affiorano le rocce del Triassico inferiore; questa roccia costituita di arenaria anche essa di colore rossastro, si differenza dalla precedente per l'ambiente di formazione, trattandosi di sedimenti marini. I fossili rinvenuti in analoghe rocce del monte San Salvatore e alla base del monte San Giorgio sono estremamente importanti, come testimonianza della presenza del mare nel "Ticino" di allora.
Da 220 a 190 milioni di anni fa, nel periodo Triassico, l'apertura di grandi fratture segnò la disgregazione del continente Pangèa. Tra il continente africano a sud ed il continente europeo a nord, si formò un vasto bacino marino chiamato Tètide, fu in questo bacino che sedimentarono le rocce destinate, più tardi, a formare gran parte della catena alpina. A queste rocce appartiene pure la dolomia, roccia che possiamo notare, e che si è formata in questo antico mare. All'interno della dolomia troviamo coralli, alghe e microfossili che confermano come questa barriera doveva essere per molti aspetti analoga a quelle attuali dei mari tropicali.

Questa roccia è stata sfruttata fino a pochi decenni fa per l'estrazione di blocchi di dolomia e per la produzione di calce. I resti di questa attività estrattiva sono visibili lungo il fianco ovest e sud del monte.
Altra caratteristica di questo parco è che il sentiero interseca le frange del velo morenico che copre il pianoro della vetta, mettendo in evidenza ora un sottosuolo morenico ora un sottosuolo dolomitico.
La distribuzione e l'estensione del suolo morenico è rilevata dalla presenza del Castagno, della Felce aquilina, della Molinia e di relativamente altre specie acidofile, la quale formano una copertura arbustiva nella quale lo strato di vegetazione arbustiva è quasi assente.
La distribuzione e l'estensione dei suoli dolomitici è evidenziata dalla presenza del Carpine nero e bianco, ai quali è associata una decina di specie arbustive tra le quali Nocciolo, Corniolo, Sanguinello, Biancospino, Coronilla, Pungitopo, che insieme formano una boscaglia più o meno fitta. I suoli generati da questi due substrati minerali hanno caratteristiche diverse: i suoli di origine morenica sono delle terre brune molto acide, poco fertili e con scarsa capacità idrica mentre i suoli di origine dolomitica sono delle terre brune neutre, fertili e con buona capacità idrica.

Le ultime vicende geologiche che hanno interessato il monte Caslano sono quelle del periodo del Quaternario (da 2 milioni di anni fa ad oggi) . Il clima di quest'epoca era caratterizzato da un'alternanza di periodi freddi e periodi caldi che provocò a più riprese avanzate di ghiacciai alpini. Durante i periodi freddi le lingue di ghiaccio invasero le valli e discesero fino alle pianure, interessando quindi anche questa regione. Tra le numerose testimonianze del passaggio dei ghiacciai vi sono le morene.
Arrivati alla bella vista si può osservare uno strato di depositi morenici caratterizzato dalla presenza di materiali rocciosi provenienti dal Sopraceneri che ricopre la dolomia che prima vi ho descritto, consentendo lo sviluppo di flora diversa.
Possiamo anche vedere alcuni grossi blocchi di roccia cristallina estranei al substrato roccioso sul quale poggiano: si tratta di massi erratici trasportati fin qui dal ghiacciaio e depositati al momento del suo ritiro. Altra cosa molto interessante: il monte Caslano costituiva un'isola durante l'Olocene, in una fase successiva alla deglaciazione avvenuta circa 10000 anni fa, solo successivamente l'esteso deposito deltizio della Magliasina ha unito il monte alla terraferma.

Lavena vista da un punto panoramico

Dopo aver ammirato Lavena, cittadina italiana, possiamo proseguire verso la Cappella, altro punto panoramico, dove vedremo Caslano, Agno e altri paesi del Ticino oppure tornare, grazie alla quantità di sentieri e tracciati. 

Proseguo per il sentiero didattico, all'inizio molto ripido e scosceso;  il dolore alle caviglie è ripagato perchè arrivo in una distesa di erba con qualche albero qua e là, che mi ricorda le colline toscane. Il cielo è splendido e un'arietta calda mi accarezza il viso. Non ci sono rumori, tranne mio padre che continua a ripetermi i nomi degli alberi, e ad indicarmi i funghetti, tra i quali questa bellissima Amanita muscaria, tanto bella quando pericolosa. 

Il panorama mi lascia senza fiato.. 

Lo sapevate che la collisione della placca europea con quella africana ha dato origine alle Alpi? In questo contesto interi pacchi di roccia posso deformarsi plasticamente, subire una trasformazione, spaccarsi o spostarsi. Vi sono testimonianze di questa attività tettonica anche nel Luganese, dove si può osservare anche la presenza di importanti fratture tettoniche (faglie e sovrascorrimenti). In un punto è visibile la ripida parete in stretta relazione con una importante frattura o faglia ritenuta di epoca alpina, formatasi durante il Terziario, che taglia il monte Caslano sull'asse est-ovest. Lungo questa linea la roccia dolomitica si è spostata lateralmente e verticalmente; questa faglia, unitamente all'azione erosiva glaciale, è in gran parte responsabile della forma del monte. Alcune faglie del Luganese hanno un'età ancora più antica e risalgono all'orogenesi ercinica( da 395 a 225 milioni di anni fa); questa faglia interessa solo le formazioni più antiche alla base del monte ed è tagliata perpendicolarmente dalla più giovane faglia del monte Caslano di età alpina ( da 60 da 10 milioni di anni fa).

Finito il sentiero, ritorno nel borgo di Caslano.
Tutto sommato mi sono divertita, ho imparato e ho camminato. 
Come dicevano i romani: "Mens sana in corpore sano".
Fonte: sentiero didattico del Parco Naturale del Monte Caslano. 
Immagini: Sara Azzurra

Il processo magmatico e il magma

Il processo magmatico rappresenta l'insieme dei fenomeni che per raffreddamento e solidificazione di una massa originaria fusa al alta temperatura, magma, portano alle formazione delle rocce ignee.
Le rocce ignee, dette anche rocce magmatiche o eruttive, si formano per raffreddamento di magma incandescente, che ha temperatura tra 650 e 1300°C e che si originano all'interno della Terra.
Esse costituiscono circa l' 80%della crosta terrestre e sono distinte in due grandi categorie e una piccola:

• rocce vulcaniche o vulcanite (=rocce effusive), originate dalle solidificazione del magma che fuoriesce in superficie;
• rocce plutoniche o plutoniti (=rocce intrusive), originate dalla solidificazione per lento raffreddamento di un magma che ristagna all'interno della crosta;
• rocce subvulcaniche  o ipoabissali, con condizioni intermedie a piccola profondità.

Sia la temperatura che la pressione aumentano con la profondità:

-gradiente geotermico: incremento della temperatura con la profondità, circa 30 °C/km;

-gradiente geobarico: incremento della pressione con la profondità e dipende dalla densità delle rocce                                             sovrastanti il punto considerato.

Il processo magmatico è caratterizzato da temperature sempre elevate e da pressioni che variano da quelle presenti in ambiente sopra la superficie terrestre (rocce vulcaniche), a pressioni medio-basse (rocce sub vulcaniche) fino a elevate (rocce plutoniche).

Magma é un  sistema costituito il fuso ì, fase liquida prevalente, da una o più fasi solide minerali ed casomai da sostanze volatili, liquido incandescente con temperature variabili tra 650 e 1300 °C.
Le sostanze volatili presenti in un magma possono essere acqua, azoto, zolfo, diossido di carbonio, argon, cloro, fluoro, idrogeno.
La composizione di un magma è sempre silicatica, oltre all'acqua un magma contiene generalmente elementi chimici essenziali come Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Ti, P, Mn ed altri in tracce. Silicio e alluminio sono presenti nel liquido magmatico sotto forma di ioni complessi, i quali tendono ad organizzarsi in strutture embrionali (bozzi) di tipo silicatico.
 I valori più bassi delle temperature si registrano nei magmi ricchi in SiO2 che originano le rocce plutoniche    (tipo granitico), quelli più elevati nei magmi poveri in  SiO2 associati alle lave eruttate dai vulcani ( tipo basaltico).
I magmi con tettosilicati, felsici sono più viscosi rispetto ai magmi mafici che invece risultano più fluidi.
Durante il raffreddamento le strutture embrionali silicatiche costituiscono i germi cristallini a cui si legano gli ioni metallici ed eventualmente gli ossidrili (OH-), formando così i vari minerali silicatici, fino a completa solidificazione del magma.
 La la va è il magma che giunge sulla superficie terrestre e viene a diretto contatto con l'aria e con l'acqua; essa si raffredda rapidamente e perde i gas disciolti: presenta caratteristiche diverse dal magma da cui è derivata. Anche durante la salita in superficie, il magma subisce cambiamenti, sia fisici che chimici: diminuzione di pressione a causa del raffreddamento possono separarsi e cristallizzare alcuni componenti chimici  (fisico), mentre nuovi componenti possono essere prelevati dalle rocce crostali con le quali il magma viene a contatto.
Ogni minerale ha un suo specifico punto di fusione, che però è influenzato da molti fattori, tra cui la pressione; in profondità la temperatura di fusione di questi minerali e di conseguenza delle rocce in cui ono contenuti, aumenta per effetto del carico delle rocce sovrastanti => all'aumentare della pressione occorrono temperature più elevate per la fusione dei minerali.
Al contrario, una piccola quantità d'acqua in un magma può abbassare notevolemetne la temperatura alla quale i silicati rimangono allo stato fuso.

La degassazione è l'emissione dei volatili del magma che trabocca in superficie.
 Caratteri fisici del magma:

• densità : dipende dalla composizione chimica  e dalle condizioni di temperatura e pressione in cui si trovano; varia da 2,2 g/cm^3, magmi ricchi di silice (magmi acidi, poco densi con basso punto di fusione) a 2,9 g/cm^3 per quelli poveri di silice (magmi basici); 
• viscosità: resistenza al fluire e varia in funzione della composizione chimica, essendo grandemente influenzata dal grado di polimerizzazione del liquido silicatico e quindi al suo contenuto in silice, (magmi acidi più viscosi di quelli basici).
  La viscosità aumenta la diminuire della temperatura, mentre l'influenza della pressione è complessa, variabile e più limitata.    
  Densità e viscosità determinano la fluidità e la mobilità, proprietà che influenzano direttamente il tipo di effusione e di apparato vulcanico, nonchè le modalità stesse della loro messa in posto.

Intrusivo                      à	effusivo
Granite (tanta)	riolite (poca)
diorite	andesite
Gabbro (poco)	Basalto (tanto)

Le effusive (magmi basici) arrivano più velocemente in superficie perchè sono meno viscose e hanno una temperatura più bassa rispetto a quelle intrusive (magmi acidi).


Fonte: i materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Rocce, come riconoscerle e il ciclo litogenetico

Roccia: aggregato solido e compatto di uno o più minerale che si trova in natura La composizione mineralogica di una roccia dipende dal processo che ha portato alla genesi (3 differenti processi = 3 rocce)
         Rocce magmatiche          Rocce sedimentarie        Rocce metamorfiche

Rocce magmatiche (+ abbondanti formatesi per processo magmatico)

derivano dalla fusione di rocce nella crosta profonda o nel mantello superiore. 

derivano dalla solidificazione del magma= massa di minerali allo stato fuso, spesso contenente in soluzione anche sostanze allo state aeriforme
La sua composizione è variabile, e la sua cristallizzazione è un processo graduale che avviene con l’abbassarsi della temperatura.

Processo magmatico: formazione di rocce per solidificazione di magma fluido (rocce ignee)
plutoni= ammassi rocciosi formatisi in profondità per solidificazione del magma e sono circondati da rocce di altri tipi (incassanti)
es. granito, diorite, gabbro, periodite
es. riolite, andesite, basalto, ossidiana

•       Intrusive: rocce magmatiche che si formano nel sottosuolo, con lento processo di raffreddamento
•      Effusive: rocce magmatiche che si formano in superficie, raffreddamento caratterizzato da improvviso abbassamento temperatura; i gas magmatici si disperdono velocemente dell’atmosfera e il passaggio allo stato solido è brusco. I cristalli che si formano sono molto piccoli (microcristalli)
•     Vetrosa o amorfa: processo di raffreddamento è veloce, le particelle sono disordinate come allo stato fluido

   da sinistra a destra, partendo dall'alto:

   1. periodite 2.diorite 3. granito 4. gabbro

  e sono rocce magmatiche intrusive

    

  

     rocce magmatiche effusive

   

     riolite                     ossidiana

     <-----                     -------->

    Le rocce superficiali subiscono un lento e continuo processo di disgregazione(chimico, fisico e meccanico) il cui risultato è frammenti. Poi i detriti vengo trasportati ( gravità, vento, acqua) fino a luoghi di accumulo, dove si depositano dando origine a sedimenti. 
il continuo rapporto di materiale provoca sugli stati inferiori una pressione esercitata 
da sedimenti sciolti si compattano e cementificano ( diagenesi), che riduce spazi vuoti occupati da aria e acqua, e li trasforma in rocce sedimentarie.
es. arenaria, breccia, calcare, dolomia
Le rocce superficiali, magmatiche o sedimentarie, a causa di movimenti crostali sono trasportate in profondità dove sono soggette a temperatura e pressione
es. arenaria, breccia, calcare, dolomia
Le rocce superficiali, magmatiche o sedimentarie, a causa di movimenti crostali sono trasportate in profondità dove sono soggette a temperatura e pressione

    breccia (sx)

    arenaria (dx)

Rocce metamorfiche
Le rocce in superficie diventano instabili al variare delle condizioni fisiche.
Metamorfismo: trasformazione delle struttura cristallina a causa dell’aumento temperatura e/o della pressione. Costituiscono la parte più profonda dei continenti e le zone centrali di molte catene montuose. Il metamorfismo determina profondi cambiamenti anche profondi della struttura e della composizione mineralogica, le rocce rimangono sempre allo stato solido.
rifusione: se la temperatura raggiunge valori superiori al punto di fusione dei minerali, si forma nuovo magma, che poi si solidificherà e originerà nuove rocce magmatiche.
es. scisto, gneiss, ardesia, marmo

gneiss (sx)

ardesia (dx)

Come riconoscere le rocce
il riconoscimento si basa sul tipo di composizione e tessitura che essa possiede
la composizione  può essere intesa come chimica e mineralogica, si determina riconoscendo materiali presenti.
Tessitura: disposizione spaziale dei minerali, forma e dimensione
- olocristallina: tutta la roccia è ben cristallizzata
- afanitica: vari cristalli piccolissimi, quasi invisibili
-orientata: cristalli allungati mostrano orientazione preferenziale
Struttura: determinata dalle condizioni fisiche in cui si attua la sedimentazione e serve soprattutto per riconoscere il mezzo di trasporto e l’ambiente in cui la roccia si è depositata
stratificazione (+ comune): alternanza di letti rocciosi ben definiti che testimoniano la successione di diversi eventi deposizionali.

CICLO LITOGENETICO(o delle rocce): ripetitivo, le rocce dei tre gruppi genetici possano cambiare gruppo.

 Le trasformazioni riguardano prevalentemente i materiali della crosta terrestre, sia profonda(igneo intrusivo, metamorfismo) sia superficiale(vulcanismo e sedimentario).

Magma risale superficie, raffredda, cristallizza=rocce magmatiche intrusive o effusive. I movimenti tettonici possono innalzare tale rocce a catene montuose. Agenti atmosferici trasformano il materiale roccioso in frammenti (fenomeni meccanici e chimici).

 Le componenti sono trasportate e deposte sotto forma di sedimenti. I sedimenti vengono poi seppelliti in profondità, diagenesi.  à rocce sedimentarie

le rocce sedimentarie vengono coperte da ulteriori strati di sedimenti o coinvolte in movimenti della crosta terrestre, sono spinte in profondità dove sono sottoposte a temperatura e pressione. 

I minerali che compongono le rocce si trasformano in altri minerali che nelle nuove condizioni ambientali sono più stabili à rocce metamorfiche, che poi fondono (600/1200 °C) formando nuovo magma, rinnovando il ciclo.

Percorrendo i vari eventi del ciclo, gli atomi presenti di un dato minerale possono organizzarsi in modo diverso, formando nuovi minerali, o migrare altrove, entrando a far parte di un altro tipo di roccia. 

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Silicati mafici e felsici e minerali non silicati

Il rapporto tra silicio e ossigeno varia se passiamo dai silicati a tetraedri isolati ai silicati a struttura spaziale, nei neosilicati il valore è 1:4 e giunge 1:2 nel quarzo.
La densità dei minerali aumenta man mano che diminuisce il rapporti tra atomi di silicio e atomi di ossigeno, per questo gli atomi degli elementi metallici hanno massa maggiore di quella dell'ossigeno.
Possiamo suddividere i silicati in due grandi categorie grazie alle loro caratteristiche chimiche e fisiche:
 minerali mafici (ofemici)                                                            minerali felsici (o sialici)
basso rapporto Si/O                                                                                  rapporto Si/O elevato
densità elevata                                                                                           densità minore
colorazione scura                                                                                       colorazione chiara
rilevante presenza di magnesio e ferro                                                         silicio e alluminio (feldspati)
es. Olivina, Pirosseni, Anfiboli, Mica                                                          es. Feldspati, Quarzo


Minerali non silicati
Circa l'8% della crosta terrestre è costituito da minerali non silicati.

• Carbonati. Calcite (CaCO3) + dolomite (CaMg(CO3)) e formano le rocce calcaree e dolomitiche; si formano per processi chimici e biochimici principalmente nell'acqua del mare. In figura Marmolada costituita da calcari e dolomie, come il Gran Sasso e le Tofane.

• Solfati e alogenuri. minerali che precipitano per evaporazione di soluzioni acquose concentrate.
  es. gesso, anidrite--> (solfati)
       salgemma, fluorite, <--silvite (alogenuri)
  
  
• Ossidi e idrossidi. elemento combinato con l'ossigeno e a volte anche con molecole d'acqua,
  es. magnetite, ematite (dx), limonite(sx)
  
   
• Solfuri. composti metallici dello zolfo. es. pirite, calcopirite, galena (sx), sfalerite (dx), cinabro

• Elementi nativi.  minerali costituiti da un metallo o semimetallo e che si rinvengono in natura allo stato elementare, es. oro, argento, rame, diamante e grafite chimicamente identici ma diversi dal punto di vista cristallografico e commerciale. 

(penso non ci sia da specificare qual'è il diamante e la grafite )
 


Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Classificazione dei silicati

Il 75% della crosta terrestre è costituito da ossigeno e silicio, normalmente esse si trovano combinati con altri cationi metallici a costituire i silicati.
Una famiglia dei silicati, i feldspati, costituiscono oltre la metà delle rocce della crosta terrestre, mentre un altro silicato, quarzo, rappresenta il rimanente.


Lo ione silicato, (SiO4)4- è l'unità fondamentale che tutti questi minerali hanno in comune, che ha forma di tetraedro con al centro lo ione Si4+, circondato da quattro ioni O2- equidistanti e posti ai vertici.

Il tetraedro dei silicati non è elettricamente neutro, si deve legare con ioni positivi o deve mettere in comune i propri atomi ossigeno con altri tetraedri adiacenti per compensare l'eccedenza di 4 cariche negative in eccesso, dovuto alla combinazione dello ione silicio ( 4 cariche positive) e 4 ioni di ossigeno (ognuno con 2 cariche negative).


I silicati sono classificati in base alla disposizione dei tetraedri e al numero di tetraedri che si trovano legati tra loro e alla loro disposizione nello spazio; sono suddivisi in 7 gruppi principali.

1. NESOSILICATI (silicati a tetraedri isolati): tutte le cariche negative in eccesso  nello ione silicato sono bilanciate dalla presenza di ioni metallici positivi, tra i quali ferro e magnesio; nessun atomo di ossigeno funge da ponte tra i tetraedri adiacenti.
   es. olivina zircone, presenti per alta densità nel mantello più che nella crosta terrestre
        granati e topazio/vedi fig.)

2.  SOROSILICATI :silicati a coppie di tetraedri): tetraedri formano coppie che condividono un vertice

                                es. epidoto

3.  CICLOSILICATI (silicati ad anelli di tetraedri): tre o più tetraedri formano una struttura anulare grazie alla condivisione di due vertici ciascuno. es. berillo e tormalina.(vedi fig.)

4.  INOSILICATI ( silicati a catene di tetraedri singoli)i pirosseni sono inosilicati a catena singola, dove ciascuno tetraedro condivide due atomi di ossigeno con due tetraedri adiacenti, i legami son o forti. es. augite

5.  INOSILICATI ( silicati a catene doppie di tetraedri), gli anfiboli sono inosilicati a catena doppia, dove i tetraedri condividono alternativamente due e tre atomi di ossigeno con tetraedri adiacenti; la doppia catena è costituita da anelli esagonali e i legami sono deboli; es. orneblenda

6.  FILLOSILICATI ( silicati a piani) tetraedro condivide 3 atomi di ossigeno con 3 tetraedri adiacenti, si forma così una struttura formata da piani paralleli di tetraedri; alcuni ioni positivi che bilanciano elettricamente la struttura sono situati fra piani adiacenti e li tengono uniti con deboli legami.

Un gruppo di fillosilicati è costituito dalle miche, es. biotite e muscovite(vedi fig.), altro esempio serpentino

7.  TETTOSILICATI (silicati a struttura spaziale) possiedono struttura cristallina tridimensionale, in cui ogni atomo di ossigeno fa da ponte tra due tetraedri, quindi si sviluppa omogeneamente nello spazio in tutte le direzioni. es. feldspati, quarzo,zeoliti (vedi fig)

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta Editore