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Il principio dellattualismo I fenomeni geologici che si verificarono nel passato sono gli stessi che si stanno verificando ancora oggi con le medesime.

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Presentazione sul tema: "Il principio dellattualismo I fenomeni geologici che si verificarono nel passato sono gli stessi che si stanno verificando ancora oggi con le medesime."— Transcript della presentazione:

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2 Il principio dellattualismo I fenomeni geologici che si verificarono nel passato sono gli stessi che si stanno verificando ancora oggi con le medesime modalità, velocità e intensità. Immagine del 1871 Immagine del 1968 I tempi in cui si svolgono i processi geologici sono enormemente lunghi.

3 Durante la storia della Terra si sono verificati anche eventi catastrofici occasionali. Sono fenomeni rapidi, violenti ed eccezionali come: grandi eruzioni vulcaniche, devastanti terremoti, enormi frane, collisioni di meteoriti e asteroidi. St. Helen - WashingtonMeteor Crater - Arizona Velocità dei processi geologici ed eventi catastrofici

4 Composizione chimica della Terra solida Circa il 90% della dellintera Terra è costituito da 4 elementi, 2 di questi formano il 70% della crosta.

5 Celle elementari Sistema cristallinoCella elementare Cubico semplice, a corpo centrato, a facce centrate Tetragonale semplice, a corpo centrato Rombico semplice, a singola faccia centrata, a corpo centrato, a facce centrate Monoclino semplice, a singola faccia centrata Triclino semplice Trigonale semplice Esagonale semplice

6 I materiali che costituiscono la Terra solida sono: minerali: solidi cristallini inorganici caratterizzati da una composizione chimica ben definita. rocce: aggregati di minerali. I minerali

7 Le particelle che costituiscono un minerale hanno la disposizione spaziale ordinata tipica dei cristalli. Salgemma (cubi)Diamante (ottaedri)Berillo (prismi esagonali) I cristalli si presentano in forme regolari, prismatiche, caratteristiche per ogni minerale. I minerali

8 La più piccola unità che forma la struttura cristallina ordinata di un minerale è detta cella elementare. La disposizione spaziale delle celle elementari determina la forma del solido, definita abito cristallino. I minerali

9 Ogni minerale è identificato da una formula chimica, cioè dal tipo e dal numero di atomi presenti nella sua più semplice unità strutturale. I minerali

10 Tra gli elementi principali che formano i minerali, lossigeno tende a formare anioni, mentre silicio, alluminio, calcio, sodio, potassio, ferro e magnesio tendono a formare cationi. I minerali Dimensioni relative e cariche dei 10 ioni più comuni nella composizione dei minerali.

11 Gran parte delle strutture cristalline può essere descritta come il risultato dellimpacchettamento di grandi anioni con cationi che, essendo di dimensioni più ridotte, occupano gli spazi liberi tra i cationi. I minerali I minerali sono neutri. Il numero di anioni e cationi è tale da bilanciare le cariche negative e positive.

12 Proprietà dei minerali Ogni minerale è caratterizzato da specifiche proprietà fisiche: colore; lucentezza; peso specifico; sfaldatura; durezza; temperatura di fusione.

13 Il colore di un minerale dipende dalla composizione chimica, cioè dalla presenza di determinati ioni. Proprietà dei minerali Ematite Colore nero Polvere rossa I minerali colorati contengono ferro, cromo, cobalto, manganese, nichel, titanio, rame.

14 La lucentezza dipende dal comportamento della superficie del minerale rispetto alla luce. Proprietà dei minerali Pirite Lucentezza metallica La lucentezza può essere metallica, nei minerali opachi, non- metallica, nei minerali più o meno trasparenti. Smeraldo Lucentezza non-metallica

15 Il peso specifico è il rapporto tra il peso del minerale e quello di un ugual volume di acqua distillata a 4 °C. Proprietà dei minerali Zolfo (2.0)Oro (19,3) Poiché peso specifico e densità sono direttamente proporzionali, i minerali più densi sono anche i più pesanti.

16 La sfaldatura è la proprietà dei minerali di rompersi lungo piani preferenziali. Proprietà dei minerali Questi piani corrispondono a superfici in cui i legami chimici sono meno forti. Mica

17 La durezza di un minerale è la misura della sua resistenza ad essere scalfito o abraso. Proprietà dei minerali Si determina per comparazione con una scala standard detta scala di Mohs. 1Talco 2Gesso 3Calcite 4Fluorite 5Apatite 6Ortoclasio 7Quarzo 8Topazio 9Corindone 10Diamante

18 Scala di Mohs TENERI (si scalfiscono con lunghia) 1Talco 2 Gesso 1Talco 2 Gesso SEMI DURI (si rigano con una punta d'acciaio) 3 Calcite 4 Fluorite 5 Apatite 3 Calcite 4 Fluorite 5 Apatite DURI (non si rigano con la punta di acciaio) 6 Ortoclasio 7 Quarzo 8 Topazio 9 Corindone 10 Diamante 6 Ortoclasio 7 Quarzo 8 Topazio 9 Corindone 10 Diamante

19 La temperatura di fusione è la temperatura alla quale larchitettura della struttura cristallina viene demolita. Proprietà dei minerali Alla temperatura di fusione, tipica per ogni minerale, si verifica il passaggio allo stato liquido. Antimonite (525 °C)Quarzo (1710 °C)

20 Si ha polimorfismo quando due minerali con la stessa composizione chimica hanno struttura cristallina diversa. Proprietà dei minerali

21 In basse alla loro composizione chimica i minerali si classificano in classi. Le più importanti sono: elementi nativi; solfuri; solfati e aloidi; ossidi e ossidi idrati; carbonati; silicati. Classificazione dei minerali

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23 ELEMENTI NATIVI Oro Argento Rame Zolfo Carbonio ramecarbonio argento zolfo oro CLASSIFICAZIONE DEI MINERALI Si dividono in Non silicati e Silicati Si classificano in base alla composizione chimica

24 OSSIDI Magnetite: Fe 3 O 4 = FeO*Fe 2 O 3 Corindone: Al 2 O 3 Ematite: Fe 2 O 3 magnetite corindone ematite NON SILICATI

25 ALOGENURI Salgemma: NaCl Silvite: KCl Fluorite: CaF 2 Carnallite: KCl*MgCl 2 *6H 2 O salgemma silvite carnallite fluorite NON SILICATI

26 CARBONATI: Calcite / Aragonite: CaCO 3 Dolomite: CaMg(CO 3 ) 2 Siderite: FeCO 3 Magnesite: MgCO 3 Malachite: Cu 2 (CO 3 ) (OH) 2 Azzurrite: Cu 3 (CO 3 ) 2 (OH) 2 calcite aragonite dolomite malachite azzurrite siderite magnesite NON SILICATI

27 SOLFATI: Gesso:CaSO 4 *2H 2 O Anidrite: CaSO 4 SOLFURI: Blenda: ZnS Galena: PbS Cinabro: HgS Pirite: FeS blenda pirite anidrite cinabro galena NON SILICATI

28 I silicati sono i costituenti del più del 90% della crosta terrestre. Sono composti di Silicio e Ossigeno e tutti tranne il Quarzo (SiO2) contengono uno o più elementi in forma ionica (Al - Fe - Mg - K - Na - Ca..). Lo ione caratteristico di questi minerali è lo ione silicato, SiO 4 4- Questo ione ha forma tetraedrica, con lo ione silicio al centro e quattro ioni ossigeno ai vertici. Il silicio forma quattro legami covalenti con l'ossigeno e raggiunge così la sua stabilità elettronica. Ogni atomo di ossigeno deve acquistare un elettrone per completare il suo guscio elettronico esterno. SILICATI

29 I Silicati si dividono in: SILICATI NESOSILICATI: Tetraedri isolati e vi appartengono le Olivine, in cui gli ioni positivi sono rappresentati da Magnesio e Ferro. ( olivina, granati, zircone, topazio) olivina CICLOSILICATI: Sono silicati ad anelli di tetraedri berillo (smeraldo, acquamarina) berillo SOROSILICATI: due tetraedri accoppiati (epidoti) epidoto

30 INOSILICATI: Sono silicati a catene di tetraedri. Se le molecole sono costituite da catene lineari semplici di tetraedri sono detti PIrosseni, (silicati ferro-magnesiaci) scuri e densi. Se le molecole sono costituite da catene lineari doppie sono dette Anfiboli, (silicati calcio-ferro-magnesiaci) con composizione variabile e una colorazione che va dal Verde al Marrone al Blu. SILICATI catene lineari semplici catene lineari doppie anfiboli pirosseni

31 FILLOSILICATI: Sono silicati a strati di tetraedri. Si presentano in grossi cristalli esagonali, la cui caratteristica è la facile sfaldatura in piani paralleli, lungo i piani di tetraedri. Mica: muscovite (silicato di Al e K) chiara biotite (silicato di Fe e Mg) scura Serpentino (silicato di Mg) Minerali argillosi (silicoalluminati) SILICATI biotite muscovite

32 TECTOSILICATI: Sono silicati a struttura spaziale I feldspati si possono distinguere in F. potassici (ORTOCLASIO) e sono in genere chiari ed incolori, e F. sodiocalcici (PLAGIOCLASIO: albite e anortite) SILICATI albite anortite ortoclasio feldspati quarzo

33 Sono le rocce, non i minerali, che ci forniscono una visione dinsieme per una descrizione significativa della crosta terrestre. Le rocce e la loro formazione

34 Le rocce si classificano in base al processo che ne ha determinato la formazione. I processi di formazione delle rocce sono: il processo magmatico; il processo sedimentario; il processo metamorfico. Le rocce e la loro formazione

35 Il processo magmatico consiste nella formazione di rocce a seguito della solidificazione di un magma. Il magma è una massa di materiali rocciosi allo stato fuso contenente in soluzione anche sostanze allo stato aeriforme. Il processo magmatico

36 Dal processo magmatico hanno origine le rocce magmatiche o ignee. Il processo magmatico

37 Le rocce in superficie subiscono un lento processo di disgregazione che prende il nome di erosione. Il processo sedimentario consiste nellaccumulo dei frammenti e nel successivo processo di diagenesi che ne provoca la compattazione e la cementazione. Il processo sedimentario

38 Dal processo sedimentario hanno origine le rocce sedimentarie. Il processo sedimentario

39 Il processo metamorfico consiste nella trasformazione della struttura cristallina dei minerali di rocce preesistenti a causa dellaumento della temperatura, della pressione o di entrambe. Il fenomeno è detto anche metamorfismo. Il processo metamorfico

40 Dal processo metamorfico hanno origine le rocce metamorfiche. Il processo metamorfico

41 I diversi gruppi di rocce possono trasformarsi gli uni negli altri attraverso i processi magmatico, sedimentario e metamorfico. Il ciclo litogenetico

42 Linsieme delle relazioni esistenti tra i vari processi è detto ciclo litogenetico o ciclo delle rocce. Il ciclo litogenetico

43 Le rocce odierne testimoniano lultima delle trasformazioni operate dal ciclo litogenetico. Il ciclo litogenetico Il primo stadio del ciclo si può identificare con il processo magmatico, seguono il processo sedimentario ed infine quello metamorfico. La rifusione rinnova completamente il ciclo. I materiali che formano le rocce odierne possono aver percorso il ciclo più volte e aver posseduto in passato caratteristiche anche molto diverse da quelle attuali.

44 Il ciclo litogenetico Il primo stadio del ciclo si può identificare con il processo magmatico, seguono il processo sedimentario ed infine quello metamorfico. La rifusione rinnova completamente il ciclo. I materiali che formano le rocce odierne possono aver percorso il ciclo più volte e aver posseduto in passato caratteristiche anche molto diverse da quelle attuali.

45 Le rocce ignee o magmatiche Derivano dal raffreddamento e dunque dalla solidificazione di un materiale fuso di composizione praticamente sempre silicatica, detto magma. I magmi possono raffreddare in profondità, all'interno della crosta, o in profondità limitata o addirittura fuoriuscire in superficie (lava). Queste tre possibilità corrispondono a tre condizioni di pressione, e dunque a tre modalità di raffreddamento con diversi risultati distinti per quanto riguarda l'aspetto delle rocce, che chiameremo: plutoniche (o intrusive) raffreddate in profondità, lentamente, in condizioni di alta pressione, con possibilità di formazione di cristalli ben sviluppati. Altra condizione per lo sviluppo è la presenza di gas e la fluidità del magma, cioè la possibilità degli ioni di muoversi e dunque formazione di rocce a struttura olocristallina, granulare a grana media o grossa e ipidiomorfa o autallotriomorfa (a seconda della composizione) vulcaniche (o effusive), raffreddate rapidamente in condizioni di bassa pressione, con cristalli dunque poco sviluppati, specialmente in rocce acide (cioè più ricche di SiO2, più viscose), con strutture micro e criptocristalline, spesso porfiriche (cioè con alcuni cristalli ben formati immersi in una pasta di fondo microcristallina) e a volte strutture vetrose ipoabissali (o subvulcaniche) o filoniane, cristallizzate a pressione intermedia, a profondità limitata e raffreddatesi comunque rapidamente rispetto alle plutoniche, e dunque a grana di solito fine e minuta e struttura quasi sempre porfirica.

46 Struttura: struttura olocristallina: completamente composta di cristalli, a prescindere dalle dimensioni e dalla varietà delle dimensioni. struttura granulare: (fine, media, grossolana), composta di cristalli tutti all'incirca della stessa grandezza. struttura eterogranulare: composta di insiemi di cristalli a diversa grana. struttura porfirica: struttura eterogranulare dove abbiamo cristalli ben formati (fenocristalli) immmersi in una pasta micro o criptocristallina o addirittura vetrosa; indica uno stadio di raffreddamento lento che ha permesso la formazione di cristalli grossi delle specie mineralogiche cristallizzanti a temperatura più alta seguito da un raffreddamento rapido del fuso rimanente con conseguente congelamento in una struttura a grana minuta. struttura ipidiomorfa: indica che c'è un chiaro ordine di cristallizzazione e si riconosce perché i minerali che solidificano a temperatura più alta (olivine, pirosseni, femici in generale o comunque anche altri tipi in funzione della composizione del magma) presentano svilippo regolare delle facce cristalline, mentre gli ultimi sono costretti ad occupare lo spazio rimanente e dunque presentano un abito anedrale (i cristalli con facce ben sviluppate si dicono eudrali). struttura autallotriomorfa: indica che non c'è un ordine di cristallizzazione. Ciò significa che i minerali hanno solidificato più o meno contemporaneamente, e dunque nessuno ha avuto modo di sviluppare un abito cristallino compiuto rispetto agli altri; ciò accade quando abbiamo un fuso con una composizione tale da dare minerali che solidificano nel medesimo intervallo di temperatura. struttura vetrosa: quando il raffreddamento è stato così rapido da congelare gli elementi (atomi o ioni) e non permetterne l'organizzazione in cristalli. struttura microcristallina: con cristalli pochissimo sviluppati, a prescindere da un loro ordine di cristallizzazione. Sta ad indicare che la roccia quando si è messa in posto era completamente fusa. In base al loro contenuto di silice, le rocce ignee possono essere suddivise in acide, intermedie e basiche. Le rocce acide sono quelle che mostrano un contenuto di SiO2 maggiore del 65% in peso. Le rocce intermedie hanno un contenuto in silice compreso tra il 52% e il 65% in peso. Le rocce basiche mostrano un contenuto inferiore al 52% in peso di SiO2. Le rocce acide, composte in genere da feldspati e silice vengono anche dette felsiche (o sialiche) e sono chiare; le rocce basiche, dove c'è predominanza di minerali silicati ricchi di ferro e magnesio, vengono dette mafiche (o femiche) e sono scure.

47 Classificazione delle rocce magmatiche Viene fatta su base mineralogica, in relazione alla percentuale di ogni componente la roccia. A seconda delle quantità la roccia può assumere colori che vanno dal grigio al nero, al verde scuro. Si possono identificare quattro famiglie di rocce, quindi, in base al contenuto di minerali mafici o felsici. Famiglia dei graniti, costituita da rocce di tipo acido; le rocce più rappresentative sono i graniti e le rioliti. Il colore varia dal bianco al rosa: i minerali più diffusi sono il quarzo (trasparente), il feldspato (chiaro) e la biotite (scura). Famiglia delle andesiti, costituita da rocce di tipo intermedio; le rocce più rappresentative sono le andesiti e le dioriti. Sono rocce più scure dei graniti. I minerali più rappresentati sono: mafici, con colori dal verde al nero, che sono pirosseni, anfiboli, biotite felsici, con un colore molto chiaro, anche bianco, come il plagioclasio. Famiglia dei basalti, costituite da rocce basiche. Hanno un colore molto scuro, fino al nero. I minerali più presenti sono l'olivina, i pirosseni ed il plagioclasio calcico. Famiglia delle rocce ultrabasiche. Hanno un colore molto scuro, dato che sono formate quasi del tutto da silicati mafici. I minerali più rappresentati sono l'olivina e il pirosseno. Le rocce ignee nel dettaglio Granito Roccia magmatica intrusiva acida a tessitura olocristallina, granulare, ipidiomorfa, contenente circa un 10% di minerali mafici (biotite) e un 90% tra alcalifeldspati, plagioclasi, quarzo. Il quarzo ha un aspetto vitreo e colore grigiastro, i plagioclasi sono bianco-lattiginosi, gli alcalifeldspati da bianchi a rosa.

48 Grandezza dei graniDefinizione della struttura Non visibili (es.ossidiana)Vetrosa Troppo piccoli (non visibili ad occhio nudo ) Grana molto fine Fino ad 1mmGrana fine Da 1 a 5mmGrana media Più di 5mmGrana grossa Grani relativamente grandi (fenocristalli) dispersi in una matrice fine Porfirica Quando si parla di struttura di una roccia ignea ci si riferisce alla grandezza, alla forma e alla disposizione dei cristalli dei vari minerali che la compongono. Molte rocce ignee hanno cristalli così piccoli da non poter essere visti ad occhio nudo. Altre invece sono costituite da cristalli molto grandi. Di solito le rocce effusive sono a grana fine mentre le rocce intrusive sono a grana media o grande. Struttura delle rocce ignee basata sulla grandezza dei cristalli

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