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Petrologia - Minerali e rocce

scienze della terra




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1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   Petrologia


1.1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Minerali e rocce

La petrologia è la scienza che studia e descrive la struttura e la genesi delle rocce. Le rocce sono aggregati di uno o più minerali, formatesi attraverso processi di natura diversa, legati essenzialmente a fenomeni geologici che richiedono milioni di anni per completarsi. I minerali sono sostanze inorganiche, allo stato solido, caratterizzate da una composizione definita e rappresentabili quindi attraverso una caratteristica formula chimica. Quasi tutti i minerali sono inoltre caratterizzati da una struttura molecolare rigorosamente ordinata, detta struttura cristallina ed i solidi che la possiedono si presentano come cristalli, figure geometriche caratterizzate da facce, spigoli e vertici. Alcuni minerali presentano invece una struttura molecolare caotica e disordinata, detta struttura amorfa. Ad esempio il biossido di silicio (SiO2) può formare bei cristalli regolari e trasparenti di quarzo, mentre quando si presenta in struttura amorfa forma minerali variamente colorati (per la presenza di impurezze) noti come agata, onice, selce, corniola a seconda della genesi e del colore.




1.1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Cenni di cristallografia

Le particelle che formano un cristallo, atomi o molecole che siano, risultano disposte ai vertici di una specie di reticolato ordinato che si ripete in modo omogeneo lungo le tre direzioni dello spazio. Il cristallo può infatti essere pensato come la ripetizione periodica nello spazio di una struttura geometrica elementare. Tale struttura prende il nome di cella elementare. Ciascuna cella elementare viene caratterizzata da particolari elementi di simmetria. Gli elementi di simmetria si definiscono come i luoghi geometrici rispetto ai quali si verifica il ripetersi di una faccia, di uno spigolo o di un vertice, come conseguenza di una trasformazione spaziale. Sono possibili tre tipi di trasformazioni spaziali che individuano altrettanti elementi di simmetria:

- la rotazione attorno ad un asse (asse di simmetria A)

- la riflessione su di una superficie (piano di simmetria P)

- l'inversione rispetto ad un punto (centro di simmetria C).

Ad esempio se un cristallo si ripresenta uguale (invarianza) dopo ogni rotazione di 180° intorno ad un asse, si dice che possiede un asse di simmetria binario (A2). Un cristallo può essere caratterizzato da un certo numero di assi di simmetria (i quali possono essere binari, terziari, quaternari e senari), un certo numero di piani di simmetria ed eventualmente un centro di simmetria. Quando esiste il centro di simmetria coincide sempre con il baricentro del cristallo. Il centro di simmetria è un punto che divide a metà segmenti che uniscono elementi equivalenti del cristallo (ad esempio due vertici o due facce opposte). L'insieme degli elementi di simmetria di un cristallo definiscono il suo grado di simmetria. Minerali diversi possono presentare lo stesso grado di simmetria e vengono per questo raggruppati in una stessa classe di simmetria. Sono note 32 classi di simmetria.

Le 32 classi di simmetria sono raggruppate in 7 sistemi cristallini, sulla base della contemporanea presenza di alcuni elementi di simmetria tipici. Ad esempio tutte le classi che presentano un solo asse quaternario vengono raggruppate nel sistema tetragonale, quelle che presentano un solo asse ternario nel sistema trigonale etc. A differenza dei solidi amorfi, i solidi cristallini sono anisotropi rispetto ad alcune loro proprietà. In altre parole esistono alcune proprietà vettoriali (conducibilità elettrica, conducibilità termica, sfaldabilità etc) la cui misura dà valori diversi a seconda della direzione lungo la quale vengono misurate.






1.2   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Cenni di mineralogia

I minerali sono composti per il 98% da 8 elementi chimici.

L'Ossigeno è l'elemento più abbondante nei minerali (47% in peso e ben 93% in volume). Segue il Silicio (27,3%), l'Alluminio (8,1%), il Ferro (5,1%), il Calcio (3,6%), il Sodio (2,5%), il Potassio (2,5%), il Magnesio (2,1%). Tutti gli altri costituiscono solo l'1,8%.



1.2.1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Polimorfismo ed isomorfismo

Text Box: I fullereni sono molecole sferoidali cave contenenti un numero pari di atomi di carbonio uguale o superiore a 32. Il loro nome deriva da quello dell'architetto americano R. Buckminster Fuller che ideò cupole geodetiche che presentavano lo stesso principio costruttivo. Tutti i fullereni sono costituiti da 12 pentagoni e da un numero variabile di esagoni (già Eulero nel '700 aveva dimostrato che uno sferoide chiuso deve soddisfare tale caratteristica). I due fullereni più stabili sono costituiti da 60 e 70 atomi di carbonio. Il fullerene con 60 atomi è noto anche come buckminsterfullerene ed è del tutto simile ad un pallone da calcio. I fullereni si formano nei vapori della grafite.

Alcuni minerali in condizioni termodinamiche differenti possono cristallizzare in strutture reticolari diverse. Il fenomeno è noto come polimorfismo. Ad esempio il carbonato di calcio (CaCO3) in condizioni di elevata pressione cristallizza come aragonite, mentre a pressione atmosferica cristallizza come calcite. Nel caso il polimorfismo interessi sostanze allo stato elementare si parla di allotropia. Il carbonio presenta ad esempio 3 forme allotropiche: grafite, diamante, fullerene.


E' evidente che la presenza di una forma polimorfa piuttosto che un'altra può fornirci utili informazioni sulle condizioni e l'ambiente di formazione di una roccia.

Nei minerali di interesse petrologico è di grande importanza il fenomeno dell'isomorfismo. Si dicono isomorfogeni o vicarianti gli elementi che, presentando raggi ionici simili, possono facilmente sostituirsi nel reticolo cristallino senza che questo modifichi il suo grado di simmetria. Si ammette che affinché 2 ioni possano reciprocamente sostituirsi in un cristallo il loro raggio ionico non debba differire per più del 15%.

I più diffusi ed importanti fenomeni di vicarianza si hanno tra

Na+ (0,97 Å) e Ca2+ (0,99 Å)

Fe2+ (0,74 Å), Mg2+ (0,66 Å) , Fe3+ (0,64 Å)

Al3+ (0,51 Å) e Si4+ (0,42 Å)

In pratica ciò consente a sostanze chimiche diverse di cristallizzare nella stessa classe cristallina.

Se gli ioni hanno dimensioni molto diverse, come accade ad esempio per Ca2+ e Mg2+, allora formano un sale doppio in cui essi sono presenti in proporzione stechiometrica. Ne è un esempio il minerale dolomite CaMg(CO3)2 Quando invece gli ioni presentano dimensioni simili allora possono formare composti isomorfi. Le famiglie isomorfe costituiscono in genere una serie continua di composti in cui gli ioni vicarianti si trovano in tutti i rapporti. Per indicare una serie isomorfa gli elementi vicarianti vengono scritti tra parentesi tonde e separati da una virgola.

Ad esempio (Fe,Mg)CO3 non rappresenta un sale doppio, ma una serie isomorfa che comprende composti in cui il Ferro ed il Magnesio si trovano in tutti i rapporti compresi tra i due estremi puri, costituiti dalla magnesite MgCO3 e dalla siderite FeCO3. Nel caso gli elementi vicarianti presentino carica diversa, come accade per Na+ e Ca2+, è necessario che in un altro nodo del reticolo si verifichi una contemporanea sostituzione compensatrice: in genere Si4+ con Al3+.

E' ciò che accade in moltissimi silicati. Ad esempio nei plagioclasi in cui si ha la sostituzione doppia


Na+ Si4+ Ca2+ Al3+


La serie isomorfa dei plagioclasi va dall'albite Na[AlSi3O8] all'anortite Ca[Al2Si2O8]. La formula generale è pertanto (Na,Ca)[Al(Al,Si)Si2O8] (si noti che nella formula gli elementi vicarianti sono posti tra parentesi tonde e vengono separati da una virgola). I plagioclasi, come tutte le serie isomorfe, possono essere descritti come soluzioni solide costituite da miscele omogenee dei composti puri che possono mescolarsi in qualsiasi proporzione (altri esempi di soluzioni solide sono le leghe metalliche). La maggior parte dei minerali che formano le rocce appartengono alle seguenti classi di composti chimici:

1) SILICATI - Possono essere pensati come sali dell'acido ortosilicico (H4SiO4), in cui gli idrogeni vengono sostituiti in proporzioni diverse dai metalli citati in precedenza (SiO44- anione silicato). I silicati costituiscono da soli più dell'80% della crosta terrestre.

2) CARBONATI - Sono i sali dell'acido carbonico (H2CO3). Tra i carbonati più diffusi vi è sicuramente il carbonato di calcio, che va a formare le rocce calcaree. (CO32- anione carbonato)

3) OSSIDI e IDROSSIDI - Composti di metalli più ossigeno (ematite Fe2O3) e metalli più ossidrili (brucite Mg(OH)2)

4) SOLFURI - Sono i sali dell'acido solfidrico (H2S) (pirite FeS2, blenda ZnS) (S2- anione solfuro).

5) SOLFATI - Sono i sali dell'acido solforico (H2SO4) (solfato di calcio biidrato o gesso CaSO4*2H2O) (SO42- anione solfato)

ALOGENURI O ALOIDI - Sono sali degli acidi alogenidrici (HBr, HCl, HF) (cloruro di sodio NaCl).


1.3   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  I Silicati

Come si è detto i silicati rappresentano il gruppo di minerali più diffuso e più ricco di varietà diverse.

La struttura chimica di base che entra nella composizione di tutti i silicati è uno ione con 4 cariche negative costituito da un tetraedro avente il Silicio al centro legato attraverso 4 legami covalenti a 4 atomi di Ossigeno disposti ai vertici. (SiO44-)(il Silicio è infatti ibridato sp3). I tetraedri di silicio possono presentare ossigeni in comune ed essere quindi uniti per uno o più vertici.

Le cariche negative residue vengono neutralizzate dai cationi metallici, con estesi fenomeni di vicarianza. La parziale sostituzione del Silicio con l'Alluminio dà luogo agli allumosilicati (o alluminosilicati o silicoalluminati).

I minerali ricchi di Silicio ed Alluminio sono detti sialici (da Silicio e Alluminio). I cationi che più frequentemente si trovano nel loro reticolo sono Na+ e K+ (elementi alcalini). I silicati sialici tendono a presentare peso specifico e punto di fusione relativamente bassi e colore chiaro.

I silicati poveri di alluminio presentano in genere cationi Ca2+ Fe2+ Mg2+ (Ferro e alcalino terrosi) e sono per questo detti femici (da Ferro e Magnesio). I silicati femici tendono a presentare peso specifico e punto di fusione relativamente alti e colore scuro.

In base alla disposizione reciproca assunta dai tetraedri si dividono i silicati in 6 gruppi.


A)   &nb 838i88i sp;  Text Box: Le olivine sono miscele isomorfe dei due termini puri Forsterite Mg2[SiO4] e Fayalite Fe2[SiO4] e presentano quindi formula generale (Mg,Fe)2[SiO4].

Silicati a tetraedri isolati (nesosilicati, dal greco nesos = isola) in cui le cariche negative sono neutralizzate da ioni metallici positivi che si alternano ai tetraedri. Ricordiamo le olivine (o perìdoto), silicati di Fe e Mg, ad alto peso specifico, di colore verde scuro, componenti essenziali delle rocce magmatiche basiche. Come vedremo successivamente il termine basico non ha in petrologia lo stesso significato che presenta in chimica, ma si riferisce al basso contenuto in silice. Nesosilicati sono anche i granati costituenti di molte rocce metamorfiche, anch'essi presenti in natura in serie isomorfe.

B)   &nb 838i88i sp;   Silicati a gruppi di due tetraedri (sorosilicati, dal greco soros = gruppo) Due tetraedri presentano un atomo di ossigeno in comune. Sono tipici sorosilicati gli epìdoti.

C)   &nb 838i88i sp;   Silicati con tetraedri legati ad anello (ciclosilicati) Si formano per unione ciclica di 3,4 o 6 tetraedri con due ossigeni in comune ciascuno. Ricordiamo le tormaline ed il berillo (che nelle varietà acquamarina e smeraldo viene usato come gemme), silicati di alluminio che caratterizzano rocce ignee estremamente acide (ricche di silice) come le pegmatiti.

D)   &nb 838i88i sp;  Silicati con tetraedri legati in catene singole o doppie (inosilicati, dal greco inos = catena) Sono costituenti essenziali di moltissime rocce ignee e metamorfiche neutre e basiche. Si dividono in anfiboli, a catena doppia e piròsseni, a catena semplice. Nella struttura ad anelli degli anfiboli trovano posto gruppi ossidrili OH-.

E)   &nb 838i88i sp;   Silicati con tetraedri a strati (fillosilicati - dal greco fillon = foglia) Ciascun tetraedro presenta i 3 ossigeni di base in comune con altri tetraedri a formare uno strato. Più strati si sovrappongono a formare una struttura a sandwich in cui si alternano ioni metallici e ioni ossidrili. Anche dal punto di vista macroscopico si presentano come minerali sottilmente stratificati facilmente sfaldabili in lamine. Ricordiamo i serpentini ed il talco, minerali tipici di rocce metamorfiche basiche che si formano per alterazione metamorfica dagli anfiboli e dai pirosseni. Le miche (dal latino mica = briciola), silicati trasparenti nelle varietà muscovite (mica bianca, tipica di rocce ignee acide) e biotite (mica nera, tipica di rocce ignee basiche). Le miche si ritrovano in granuli minuscoli, insieme ad altri silicati a formare particolari rocce sedimentarie dette argille. Altri fillosilicati presenti nelle argille sono la montmorillonite e la caolinite (che derivano dall'alterazione chimica dei feldspati e dei plagioclasi (i principali tectosilicati).

F)   &nb 838i88i sp;   Text Box: I più importanti feltspatoidi sono la nefelina Na[AlSiO4] e la leucite K[AlSi2O6] La scarsezza di silice che caratterizza tali tectosilicati può essere evidenziata osservando come la formula della nefelina possa essere ricavata sottraendo due molecole di silice all'albite, mentre quella della leucite possa essere ricavata sottraendo una molecola di silice all'ortoclasio. 

Silicati con tetraedri legati per i 4 vertici (tectosilicati - dal greco tectonichè (techne) = architettura) Si formano quando ciascun tetraedro presenta 4 ossigeni in comune con altri tetraedri. In tal caso si produce un reticolato tridimensionale in cui il rapporto tra atomi di ossigeno e di silicio è di 2:1 e la carica residua è nulla. Nel caso non vi siano altri elementi nel reticolato il minerale corrisponde al quarzo (biossido di silicio cristallino), costituito da un'unica molecola tridimensionale che occupa tutto il cristallo. Il quarzo è il minerale più abbondante della crosta terrestre. Si trova in quasi tutte le rocce ignee e metamorfiche, in particolar modo in quelle acide. Granuli di quarzo si trovano anche in molte rocce sedimentarie, soprattutto nelle arenarie. In tutti gli altri tectosilicati alcuni atomi di silicio al centro dei tetraedri sono sostituiti da atomi di Alluminio che formano così tetraedri AlO45- (L'alluminio è un elemento del III gruppo A con nox +3, a differenza del Silicio che, appartenendo al IV gruppo A, presenta nox +4). Si manifestano perciò delle cariche negative nel reticolato che vengono neutralizzate dalla presenza di ioni metallici (soprattutto Na+, K+ e Ca2+) che trovano posto in "tasche" che si formano nell'edificio cristallino. Tra i tectosilicati più importanti ricordiamo i feldspati (dal tedesco feld = campo e spat = sasso; costituenti fondamentali delle rocce ignee acide e neutre) e i feldspatoidi. I feldspati si suddividono in feldspati potassici, come l'ortoclasio K[AlSi3O8] e feldspati sodico-calcici, come i plagioclasi (albite e anortite). I feldspatoidi sono tectosilicati sottosaturi in silice.



Text Box: Rapporto Si/O nei silicati (Approfondimento facoltativo)
Il rapporto numerico Silicio/Ossigeno nei silicati si determina assegnando valore 1 ad ogni atomo di ossigeno non condiviso ed il valore 1/2 ad ogni atomo di ossigeno condiviso tra due atomi di silicio.

Nesosilicati - tetraedri isolati, nessun ossigeno condiviso rapporto Si/O = 1:4.

Sorosilicati - 1 ossigeno condiviso, rapporto Si/O = 1:3,5 = 2:7

Ciclosilicati - 2 ossigeni condivisi, rapporto Si/O = 1:3

Inosilicati - Pirosseni, 2 ossigeni condivisi, rapporto Si/O = 1:3 = 2:6 (motivo base a 2 tetraedri)
Anfiboli, metà atomi con 2 ossigeni condivisi Si/O = 1:3
 metà atomi con 3 ossigeni condivisi Si/O = 1:2,5 
 in totale Si/O = 2:5,5 = 4 :11 (motivo base a 4 tetraedri)

Ciclosilicati - 3 ossigeni condivisi Si/O = 1:2,5 = 4 :10 (motivo base a 4 tetraedri)

Tectosilicati - 4 ossigeni condivisi Si/O =1:2



1.4   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Le rocce: classificazione


Le rocce vengono classificate in relazione al processo attraverso il quale si sono formate in 3 gruppi:

Rocce ignee o magmatiche - formatesi attraverso un processo di raffreddamento e solidificazione di una massa fusa di composizione prevalentemente silicatica detta magma.

Rocce sedimentarie - si formano per deposizione e compattazione di materiali che possono provenire dalla degradazione di rocce preesistenti (detriti o clasti), da resti di organismi viventi, dalla precipitazione di composti chimici sciolti in acqua.

Rocce metamorfiche - si producono attraverso processi di profonda alterazione strutturale di rocce preesistenti legati a modificazioni delle condizioni termodinamiche (in genere forti aumenti di temperatura e pressione).

Tra le tre classi di rocce esiste uno scambio dinamico. Rocce metamorfiche si possono infatti formare a partire da rocce magmatiche e sedimentarie (e anche da rocce metamorfiche di tipo diverso). Rocce sedimentarie possono costituirsi a partire dalla disgregazione di rocce di una qualsiasi delle suddette classi. Infine un qualsiasi tipo di roccia può subire un processo di fusione che la trasforma in un magma in grado di solidificare in rocce ignee. Tale complessa catena di interconnessioni è chiamata ciclo delle rocce o ciclo litogenetico. Il riconoscimento di una roccia e la sua conseguente classificazione richiedono essenzialmente la determinazione del tipo di tessitura (forma, dimensioni ed orientazione della grana) e dei rapporti quantitativi tra i minerali che la compongono (determinazione del modo della roccia). L'analisi modale può essere effettuata ad occhio per rocce a grana grossa o osservando al microscopio sezioni sottili (intorno ai 30 micron) per rocce a grana fina. Nel caso di rocce a grana finissima o addirittura a struttura amorfa è necessario ricorrere ad un'analisi chimica. In tal caso si ottiene una composizione in ossidi e minerali semplici che, confrontata con modelli convenzionali, permette di ottenere una composizione mineralogica teorica o virtuale sotto forma di minerali standard, detta norma.


1.5   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Rocce ignee o magmatiche

Il magma da cui prende origine tale gruppo di rocce è costituito da una miscela di silicati in cui si trovano disciolti diversi elementi e composti gassosi (H2, HCl, Cl2, F2, HF, H2S, SO2 etc). In realtà al di sopra di una certa temperatura (1300-1400°C) i gli ioni SiO44- si muovono liberamente nel magma senza essere in grado di stabilire legami permanenti con gli ioni metallici e quindi la presenza di silicati in queste condizioni è solo virtuale. Solo quando la temperatura comincia a scendere si possono formare le molecole dei primi minerali, naturalmente quelli a più elevato punto di solidificazione (silicati femici). I gas, detti anche componenti volatili o agenti mineralizzatori, mantengono il magma ad una pressione molto elevata che ne facilita la risalita qualora si apra una fessura nella crosta terrestre. Inoltre rendono il magma molto fluido favorendo il processo di cristallizzazione dei minerali. Il magma si trova racchiuso in camere magmatiche, talvolta di dimensioni imponenti, all'interno della crosta terrestre, ad una profondità che può variare da qualche km a qualche decina di km. Se il magma solidifica in profondità all'interno della crosta terrestre in condizioni di pressione elevata si formano le rocce magmatiche intrusive (o plutoniche), se invece la solidificazione avviene una volta che il magma è fuoriuscito e quindi in condizione di bassa pressione si formano le rocce magmatiche effusive (o vulcaniche). Se infine il magma risale fino a profondità non troppo elevate e solidifica in condizioni di media pressione si generano rocce magmatiche ipoabissali (o filoniane)


1.5.1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Rocce intrusive (Plutoniti)

Se la solidificazione avviene in profondità, in presenza della componente volatile, attraverso un processo di lento raffreddamento, tutti i minerali hanno l'opportunità di cristallizzare più o meno regolarmente. Ne risulta una roccia costituita interamente da cristalli dei vari minerali, distinguibili ad occhio nudo. Le rocce intrusive presentano perciò una tipica struttura olocristallina. I primi minerali che cristallizzano hanno la possibilità di assumere il proprio abito cristallino e vengono perciò detti idiomorfi, mentre i minerali che solidificano a temperature più basse si adattano a riempire gli spazi rimasti e vengono detti allotriomorfi.




1.5.2   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Rocce effusive (Vulcaniti)

Se il magma, dopo essere risalito, solidifica in superficie attraverso un rapido processo di raffreddamento e degasamento che lo priva della componente volatile, solo i minerali altofondenti (a più elevato punto di fusione), che si sono potuti solidificare in precedenza, potranno formare cristalli evidenti (fenocristalli), gli altri minerali formeranno una matrice microcristallina, costituita da cristalli invisibili ad occhio nudo, o, addirittura, un solido amorfo. Tale struttura, tipica del porfido, è detta struttura porfirica, caratterizzata da alcuni fenocristalli immersi in una pasta di fondo microcristallina o amorfa. In alcuni casi, quando il raffreddamento è particolarmente rapido, le rocce effusive possono dar luogo a strutture particolari, come nel caso delle ossidiane, in cui tutti i minerali si sono bloccati nella struttura completamente caotica che caratterizza i fluidi, producendo un solido perfettamente amorfo o "vetroso". Un altro caso particolare è quello delle pomici, in cui un degasamento particolarmente rapido ha prodotto una struttura spugnosa.


1.5.3   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Rocce ipoabissali (ipoabissaliti)

Si tratta di rocce che si producono a causa della parziale risalita di masse magmatiche di piccole dimensioni che vengono iniettate in zone relativamente superficiali della crosta terrestre. Nonostante non subiscano degassamento tali rocce presentano una struttura porfirica simile a quella delle rocce effusive a causa del veloce raffreddamento legato alle piccole dimensioni che caratterizzano tali intrusioni superficiali.


1.5.4   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Caratteristiche chimico-fisiche dei magmi

I magmi possono presentare caratteristiche diverse e quindi, durante il processo di solidificazione, possono dare origine a rocce con diversa composizione mineralogica.

Il criterio fondamentale attraverso il quale si classificano i magmi e le rocce che da essi traggono origine, tiene conto essenzialmente del diverso contenuto in silice totale, sia quella che nelle rocce si troverà sotto forma di silicati ("silice legata") , sia quella che si troverà sotto forma di "silice libera" a formare il quarzo. Maggiore è il contenuto in silice di un magma (e delle rocce da esso derivate) e più il magma viene classificato come "acido". In tal caso i termini "acido", "basico" e "neutro" non hanno nulla a che vedere con il pH del magma, ma rimandano al fatto che i silicati possono essere pensati come derivati dell'acido silicico. La silice ha un punto di fusione relativamente basso e la sua presenza nel magma tende a renderlo maggiormente viscoso e poco fluido. Questo è il motivo per cui i magmi acidi sono caratterizzati da temperature inferiori e da una maggior viscosità rispetto ai magmi basici (poveri in silice).


1.5.4.a   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Magmi acidi o sialici (silice > 65%)

Sono caratterizzati da una percentuale di silice totale superiore al 65%. Contengono soprattutto silicati di Alluminio (da cui la denominazione di "sialici"), come i feldspati di Potassio (ortoclasio), i plagioclasi sodici (albite) e naturalmente un elevato contenuto in quarzo. Si tratta di silicati di basso peso specifico (2.7-2.8 gr/cm3) e di colore tendenzialmente chiaro. Tali magmi risultano piuttosto viscosi e relativamente poco caldi (600-800 °C) per la presenza di un'elevata percentuale di silice. Consolidandosi producono rocce ignee dette anch'esse sialiche o acide o persiliciche. Le rocce sialiche vengono raggruppate in due famiglie principali, quella dei graniti (intrusive) e quella dei porfidi o rioliti (corrispondenti effusivi dei graniti). In altre parole porfidi e graniti derivano da uno stesso tipo di magma che produce rocce strutturalmente diverse in relazione alle modalità di raffreddamento.


1.5.4.b   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Magmi basici o femici (silice < 52%)

Sono caratterizzati da una percentuale in silice inferiore al 52%. E' completamente assente la silice libera in grado di cristallizzarsi in quarzo. Sono invece presenti soprattutto silicati di Ferro e Magnesio (da cui il termine "femico" o "mafico" con cui sono indicati), come gli anfiboli, i pirosseni, le olivine e i plagioclasi calcici (anortite). Si tratta di minerali pesanti (3.2-3.3 gr/cm3) e di colore tendenzialmente scuro. Tali magmi risultano piuttosto fluidi e sono caratterizzati da temperature relativamente alte (intorno ai 1200 °C). Consolidandosi producono due famiglie di rocce ignee, dette anch'esse basiche o femiche o iposiliciche. Ricordiamo i gabbri (intrusive) ed i loro corrispondenti effusivi, i basalti. Esistono anche delle rocce dette ultrafemiche costituite quasi completamente da olivina (detta anche perìdoto), con un contenuto in silice inferiore al 45%. Sono le peridotiti (intrusive) ed i loro corrispondenti effusivi, le picriti.


1.5.4.c   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Magmi intermedi o neutri (silice 52% - 65%)

Text Box: Sono caratterizzati da una percentuale di silice compresa tra il 65% ed il 52%. Hanno una costituzione mineralogica intermedia tra le due precedentemente descritte con una prevalenza di plagioclasi sodico-calcici. Consolidandosi producono rocce ignee dette anch'esse neutre o mesosiliciche. Ricordiamo le dioriti ed i loro corrispondenti effusivi, le andesiti.


Approfondimento

Lo schema a sinistra permette di ottenere la composizione mineralogica percentuale per le principali famiglie di rocce ignee.

Lo schema è relativo alle rocce ignee più diffuse, appartenenti alla cosiddetta serie alcali-calcica (o calcalcalina). E' infatti possibile classificare le rocce ignee in funzione del rapporto tra silice ed ossidi alcalini e alcalino terrosi in due serie magmatiche principali: alcali-calcica e alcalina. Uno stesso magma può infatti produrre (per processi di differenziazione magmatica di cui parleremo successivamente) rocce diverse per contenuto in silice, ma con un rapporto relativamente costante tra silice ed ossidi alcalini e alcalino terrosi. La serie calcalcalina presenta un rapporto silice/ossidi alcalini più elevato rispetto alle rocce appartenenti alla serie alcalina.

Quando in una roccia ignea il rapporto tra ossidi alcalini (K2O Na2O) e la silice (SiO2) supera un certo valore, nella roccia non si formano feldspati, ma feldspatoidi. Le rocce magmatiche appartenenti alla serie alcalina sono dunque sottosature in silice e hanno tutte la caratteristica di non presentare silice libera sotto forma di quarzo.

Nel 1967 Streckeisen ha proposto un metodo di classificazione modale delle rocce ignee, accettato dall'Unione Internazionale delle Scienze Geologiche (IUGS - International Union of Geological Sciences), fondato sulla % in volume di quarzo (Q), dei feldspati alcalini (A) dei plagioclasi (P), dei feldspatoidi (F) dei minerali colorati o femici o mafici (M) presenti in una roccia.

Se una roccia ignea presenta una percentuale di minerali colorati superiore al 90% (Indice di colore - IC > 90) viene classificata come ultrafemica (ultramafiti). Le ultramafiti vengono poi classificate in funzione del minerale femico predominante (pirosseniti, peridotiti etc).

Se la percentuale dei minerali colorati è inferiore al 90% si valutano le percentuali relative degli altri minerali, riportate a 100. Tenendo però presente che quarzo (Q) e feldspatoidi (F) non sono mai presenti contemporaneamente in una stessa roccia ignea, sarà sufficiente valutare le percentuali dei minerali del gruppo QAP o, alternativamente, FAP.

La classificazione si effettua quindi entrando in un diagramma doppio-triangolare o nel settore superiore o nel settore inferiore. A titolo di esempio riportiamo qui a destra il triangolo superiore che permette di classificare rocce prive di feldspatoidi. Le tre linee tratteggiate individuano un granito che, tolti i minerali femici descritti attraverso il suo indice di colore, presenta un 40% di feldspati alcalini, un 50% di quarzo ed un 10% di plagioclasi.


Text Box: I tre tipi di magmi precedentemente descritti non formano rocce in modo uniforme all'interno della crosta terrestre. Mentre infatti le rocce caratterizzate da chimismo intermedio sono pochissimo rappresentate e si producono in situazioni geologiche particolari, le rocce acide costituiscono la maggior parte delle rocce intrusive (circa il 95% del totale) mentre i magmi basici più fluidi, arrivano più facilmente in superficie, formando il 90-95% delle rocce effusive. La loro distribuzione risulta inoltre diversa. Mentre i graniti formano la maggior parte della crosta continentale andando a costituire enormi corpi intrusivi detti plutoni, i basalti formano immense colate che costituiscono la crosta oceanica.  Spiegare la difforme distribuzione delle rocce ignee e la genesi del magma dal quale si sono formate costituisce uno dei problemi maggiormente dibattuti dai geologi e non ancora completamente risolto. Presupposto ad ogni tentativo di interpretazione sono gli studi condotti in laboratorio sulle modalità di solidificazione del magma.


1.5.5   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Differenziazione magmatica: serie di Bowen

Le prime ricerche, ancor oggi fondamentali, sui processi di raffreddamento e cristallizzazione di un magma furono condotte a partire dal 1915 da N.L Bowen nel laboratorio di geofisica di Washington. Bowen scoprì che quando un magma viene raffreddato solidificano per primi i minerali femici, caratterizzati da un più elevato punto di fusione, mentre i silicati tipici delle rocce acide solidificano per ultimi. Il processo è detto di cristallizzazione frazionata. Durante il processo di solidificazione il magma è dunque formato da una frazione solida (più basica del magma di partenza), immersa in una frazione liquida detta fuso, (più acida del magma iniziale). Bowen dimostrò inoltre che se i minerali che cristallizzano per primi rimangono a contatto con il fuso, mentre la temperatura scende, essi reagiscono nuovamente con i componenti del fuso per dare un minerale diverso, stabile alle nuove condizioni di temperatura. In tal modo al decrescere della temperatura la composizione mineralogica della frazione solidificatasi del magma cambia, per adattarsi alle mutate condizioni termodinamiche. Tale processo è detto differenziazione magmatica. In definitiva la differenziazione magmatica si attua mediante una serie di reazioni attraverso le quali i minerali formatisi a temperatura superiore e non più in equilibrio chimico-fisico con la massa liquida circostante, vengono sostituiti da minerali diversi, stabili a temperature più basse. Bowen individuò due serie di reazioni che avvengono nel magma contemporaneamente ed in modo indipendente l'una dall'altra e che comportano entrambe la sostituzione di minerali basici (silicati di metalli alcalino-terrosi (Ca e Mg) e di ferro) con minerali acidi (silicati di metalli alcalini (K e Na)).

1.5.5.a   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Serie discontinua

Chiamata così perché si producono famiglie di silicati differenti. Dapprima cristallizzano i minerali femici, come l'olivina. Poi questa reagisce con il fuso per dare origine ai piròsseni e, con processo analogo si formano gli anfiboli e la mica nera (biotite). I silicati che si formano a temperature inferiori, come gli anfiboli e le miche, inglobano nella loro struttura ossidrili, gruppi chimici che non sono stabili ad elevate temperature.

1.5.5.b   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Serie continua

Chiamata così perché si producono silicati appartenenti alla sola famiglia dei plagioclasi (serie isomorfa). Inizialmente si formano i plagioclasi basici, ricchi di Ca (metallo alcalino-terroso), come l'anortite. Poi, a temperature più basse si formano plagioclasi contenenti, oltre al calcio, percentuali via via più elevate di sodio (plagioclasi sodico-calcici). Finché, alle temperature più basse, si formano solo i plagioclasi di Na (metallo alcalino) come l'albite.

Text Box: Fasi di raffreddamento magmatico (Approfondimento facoltativo)

a) Fase ortomagmatica
Le due serie di Bowen coprono un intervallo di temperatura che va dai 1200 °C ai 750 °C. Questa fase detta ortomagmatica, porta alla formazione del 90% dei composti cristallini.
b) Fase pegmatitica
Il fuso rimasto contiene il residuo mineralogico delle due serie di Bowen: essenzialmente feldspato potassico (ortoclasio), mica bianca (muscovite), quarzo e spesso anche molti minerali rari e preziosi (topazi, smeraldi, acquamarine, tormaline etc). Il fuso residuo si è inoltre notevolmente concentrato di composti volatili e risultata quindi estremamente fluido e mobile. Per questa sua caratteristica si intrude facilmente nelle rocce circostanti andando a raffreddarsi prevalentemente in formazioni allungate (filoni). Le rocce che così si formano prendono il nome di pegmatiti, caratterizzate dalla presenza di cristalli di dimensioni a volte gigantesche (qualche decimetro). Questa fase di raffreddamento prende il nome di fase pegmatitica. ( 750 °C - 374 °C).
c) Fase idrotermale
Sotto i 374 °C (temperatura critica dell'acqua = temperatura sopra la quale l'acqua non può esistere allo stato liquido, qualsiasi sia la pressione alla quale viene sottoposta) il vapore d'acqua diventa liquido (essendo sottoposto a pressioni molto superiori a quella atmosferica) e da origine a soluzioni calde fortemente acide dette soluzioni idrotermali. Da queste soluzioni in via di raffreddamento si possono quindi separare l'una dopo l'altra le sostanze disciolte. Buona parte dei minerali metalliferi (pirite - FeS2, blenda - ZnS, galena - PbS, calcopirite - CuFeS2 etc). Di origine idrotermale sono anche i giacimenti argentiferi e i filoni auriferi.


1.5.6   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Genesi ed evoluzione del magma: magma primario e magma anatettico

Il processo di differenziazione descritto dalle serie di Bowen ci permette dunque di avanzare alcune ipotesi sull'evoluzione dei corpi magmatici. Possiamo infatti presumere che un magma basico sia in grado di evolversi fino a produrre una roccia sialica, mentre non è possibile per un magma acido produrre una roccia femica. Molto schematicamente possiamo ipotizzare che nel caso in cui un magma basico si raffreddi rapidamente esso genererà una roccia la cui composizione chimica rispecchierà quella del magma da cui deriva. Nel caso in cui viceversa il raffreddamento avvenga lentamente il magma potrà subire, per cause diverse, fenomeni di frazionamento che, separando la parte solida più basica dal fuso più acido, permetterà a quest'ultimo di generare rocce sialiche.

La differenziazione in senso acido non avviene solo per il frazionamento di un magma in via di raffreddamento. Secondo i geologi altrettanto importante dovrebbero essere i processi anatettici di fusione parziale di una roccia (anatessi = processo di fusione di una roccia all'interno della crosta). Infatti quando una roccia raggiunge per cause diverse (aumento di temperatura, diminuzione di pressione, presenza di acqua) il punto di fusione, i primi minerali a fondere sono quelli acidi. Se il primo fuso acido che si forma viene separato dal resto dei minerali altofondenti basici esso, raffreddando, può produrre una roccia sialica.

In relazione alla loro genesi i geologi distinguono essenzialmente due tipi di magmi: magma primario e magma anatettico.

Secondo tale distinzione il magma primario o peridotitico, fonte prima di tutti i diversi tipi di magma, è costituito dal magma ultrafemico che compone la parte più superficiale del mantello terrestre, a diretto contatto con la crosta terrestre sovrastante. Tale magma avrebbe subito una progressiva acidificazione fino a produrre la maggior parte delle rocce che compongono la crosta continentale. Esperienze di laboratorio hanno ad esempio confermato che il primo fuso che si ottiene dal riscaldamento della peridotite ha una composizione essenzialmente basaltica.

Le rocce che costituiscono la crosta oceanica basaltica si producono dunque grazie alla fusione parziale della peridotite superficiale del mantello, che alimenta una lenta ma continua emissione di magma femico in corrispondenza di grandi fratture della crosta oceanica, dette dorsali. Tale magma, estremamente caldo e fluido, arriva facilmente in superficie in tali zone di frattura, andando a costituire la maggior parte delle rocce effusive.

Il magma anatettico si formerebbe invece per fusione parziale dei componenti bassofondenti sialici delle rocce che costituiscono la crosta continentale. Tale magma, fortemente viscoso per la bassa temperatura (600 - 800°C) e per la forte presenza di silice, tende a muoversi con difficoltà, raffreddandosi in loco con formazioni di plutoniti. Si tratta naturalmente di una schematizzazione piuttosto rigida che ammette numerose varianti ed eccezioni, ma che ha il pregio di giustificare in modo semplice il fatto che la maggior parte delle rocce effusive sia femica, mentre le rocce intrusive sono per lo più acide.

Magmi sintettici o ibridi, formatisi per contaminazioni dei due magmi precedenti sono rari e localizzati in zone geologiche particolari.


1.6   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Le rocce sedimentarie

Ricoprono buona parte della superficie terrestre (75% circa), formando tuttavia uno strato estremamente sottile. Le rocce sedimentarie si formano dall'accumulo, dalla compattazione e dalla successiva cementificazione di materiale incoerente di origine prevalentemente inorganica, in ambiente quasi sempre subacqueo. In alcuni casi durante la compattazione si producono modificazioni chimiche del sedimento che può in tal modo modificare in parte la sua composizione mineralogica, attraverso un processo detto di metasomatismo. La classificazione più semplice delle rocce sedimentarie si fonda sulla natura e sull'origine del materiale che costituisce il sedimento, distinguendole in clastiche o detritiche, di deposito chimico e organogene.


1.6.1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Rocce sedimentarie clastiche o detritiche

Le rocce detritiche si producono per degradazione o alterazione di rocce preesistenti, con formazioni di frammenti rocciosi, detti clasti. Nel processo di formazione di tali rocce si distinguono tipicamente 5 fasi, delle quali le ultime due sono comuni anche agli altri tipi di rocce sedimentarie:

degradazione erosione trasporto sedimentazione diagenesi.


1.6.1.a   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Degradazione o alterazione di una roccia preesistente

Consiste in un complesso di fenomeni fisici e chimici legati per la maggior parte alla presenza degli agenti atmosferici. Quando per cause diverse rocce che si sono formate in profondità vengono in superficie, si trovano esposte a condizioni chimico-fisiche completamente diverse da quelle in cui si sono formate. E' perciò naturale che molti minerali che le compongono non siano più stabili e subiscano una serie di modificazioni che tendono ad adattarli alle nuove condizioni termodinamiche.

Si è soliti distinguere i fenomeni di degradazione di tipo chimico da quelli di tipo fisico, anche se le rocce sono sottoposte ad entrambi contemporaneamente.


1.6.1.b   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Fenomeni di degradazione fisica

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Il crioclastismo rappresenta lo sgretolamento della roccia causato dall'aumento di volume (9%) dell'acqua che congela nei pori e nelle fessure della roccia.

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Il termoclastismo costituisce lo sgretolamento della roccia in conseguenza di forti sbalzi termici che provocano continue dilatazioni e contrazioni differenziali tra le zone più superficiali e quelle profonde, e tra i minerali a diverso coefficiente di dilatazione.

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  L'aloclastismo è un'alterazione della roccia legata alla formazione ed alla crescita di cristalli salini nelle fessure rocciose, depositati dal processo di evaporazione dell'acqua in cui si trovavano in soluzione.

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Le rocce argillose o contenenti argilla sono sottoposte a continue dilatazioni e contrazioni che tendono a frantumarle, quando i minerali argillosi assorbono acqua (adsorbimento) e la riperdono (essicazione), variando di conseguenza il loro volume.




1.6.1.c   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Fenomeni di degradazione chimica

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Text Box: Un tipico processo di argillificazione si ha a carico del feldspato potassico (ortoclasio) che si trasforma in caolinite, un minerale tipico delle argille.

 4K[AlSi3O8] + 6H2O Þ Al4[(OH)8Si4O10] + 4KOH + 8SiO2
 ortoclasio caolinite idrossido silice

Idrolisi - Poichè i silicati possono essere considerati sali formati da un acido debole (l'acido ortosilicico) e da ioni metallici provenienti da basi forti (metalli alcalini e alcalino-terrosi), in soluzione acquosa presentano un certa tendenza a produrre idrolisi basica. Il processo porta alla separazione degli idrossidi metallici (NaOH, KOH, Ca(OH)2, Mg(OH)2) dagli idrosilicati di alluminio, che sono acidi molto deboli. Poiché questi ultimi costituiscono in pratica i minerali argillosi il processo è detto di argillificazione. Dall'argillificazione dei feldspati si libera il quarzo eventualmente presente nella roccia, il quale è stabile e rimane inalterato sotto forma di minuscoli cristalli che conservano il loro aspetto vitreo e trasparente e che vanno a costituire la frazione silicea del terreno, particolarmente abbondanti nei terreni sabbiosi. In seguito gli idrossidi possono eventualmente reagire con l'anidride carbonica sciolta nell'acqua per dare carbonati e bicarbonati (KOH + CO2 KHCO3). Nei terreni sottoposti a forte dilavamento ed in climi molto caldi il processo di argillificazione può procedere ulteriormente con la decomposizione anche dei minerali argillosi in idrossidi insolubili di Alluminio (bauxite - Al2O3*nH2O) e di Ferro (limonite - Fe2O3*nH2O ed ematite -Fe2O3), che possono formare vasti depositi conferendo al terreno un colore bruno rossiccio o giallastro (suoli lateritici). Ad esempio la caolinite (principale fillosilicato del caolino) può trasformarsi in gibbsite (o idrargillite - Al(OH)3), uno dei minerali che compongono la bauxite.

Text Box: Al4[(OH)8Si4O10] + 2H2O Þ 4Al(OH)3 + 4SiO2
 caolinite gibbsite

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Idratazione - Alcuni minerali sono in grado di legarsi con deboli legami polari all'acqua, la quale viene incorporata come costituente in un nuovo reticolo cristallino. Così l'anidrite (CaSO4) si trasforma in gesso (CaSO4*2H2O), l'ematite in limonite. L'idratazione porta naturalmente ad un aumento del volume dei minerali.

-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; 

Text Box: 4CaFe[Si2O6] + 4CO2 + O2 Þ Fe2O3 + 4CaCO3 + 8SiO2
 pirosseno ematite

Ossidazione - L'ossigeno atmosferico è in grado di ossidare parecchi ioni metallici. Ad esempio il ferro ferroso (Fe2+) in ferro ferrico (Fe3+), lo Zolfo 2- in Zolfo 4+ (o Zolfo 6+). L'ossidazione riveste particolare interesse proprio nel caso dello Zolfo e del Ferro, trasformando sali insolubili come i solfuri di Ferro in composti solubili come i solfati o parzialmente solubili come gli ossidi di ferro. Un esempio di ossidazione si ha nell'alterazione lateritica a carico dei silicati ferrosi (olivine e pirosseni):


-   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Solubilizzazione - Alcuni minerali possono essere portati in soluzione dall'acqua pura (NaCl, CaSO4, CaSO4*2H2O), altri, come il carbonato di Calcio (CaCO3) vengono sciolti dall'acqua contenente CO2. La CO2 reagisce infatti con l'acqua per dare acido carbonico, il quale, a sua volta reagisce con il carbonato di calcio per dare bicarbonato di calcio, sale solubile in acqua. Quest'ultimo è un processo che assume proporzioni impressionanti a carico di rocce interamente calcaree, dando luogo al fenomeno del carsismo., dove corsi d'acqua sotterranei sono in grado di scavarsi un letto tra le rocce formando caverne e grotte per chilometri.

H2CO3     + CaCO3 Ca(HCO3)2

1.6.1.d   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Erosione

Una volta che la roccia è stata alterata i frammenti rocciosi possono essere erosi o rimossi ad opera degli agenti geomorfologici. Con tale termine si indicano tutti quegli agenti in grado di modificare l'aspetto della superficie terrestre come il vento, le precipitazioni, i corsi d'acqua, il moto ondoso e le correnti marine, i ghiacciai e la stessa gravità. Naturalmente l'erosione avviene più facilmente sulla roccia già degradata, ma può avvenire, anche se con maggior difficoltà e lentezza anche su rocce non degradate.


1.6.1.e   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Trasporto dei clasti

Una volta rimossi, i frammenti rocciosi vengono trasportati dagli stessi agenti responsabili del processo erosivo per tratti più o meno lunghi. I maggiori responsabili del trasporto dei clasti sono senz'altro i corsi d'acqua, dove i frammenti rocciosi possono essere portati per lo più in sospensione.



1.6.1.f   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Sedimentazione

Quando la forza di trasporto diminuisce o cessa, i frammenti rocciosi si depositano, o meglio, sedimentano. Come abbiamo già detto la maggior parte della sedimentazione avviene in ambiente subacqueo.

In genere sedimentano per primi i clasti di dimensioni maggiori e poi, via via quelli più piccoli. Il processo di sedimentazione produce strati di sedimenti, spesso con caratteristiche diverse, per struttura, colore e a volte anche per composizione chimica. La stratificazione è una caratteristica peculiare delle rocce sedimentarie, che le rende facilmente distinguibili dalle altre rocce.

Inoltre assieme ai clasti si mescolano inevitabilmente resti di organismi morti che spesso si conservano all'interno della roccia come fossili. Solo le rocce sedimentarie presentano fossili.

L'analisi delle caratteristiche litologiche (tipo e struttura dei sedimenti) e paleontologiche (tipo di fossili) permette di risalire all'ambiente di sedimentazione (marino, fluviale, morenico, costiero, desertico etc) e spesso anche alle condizioni climatiche in cui è avvenuta la sedimentazione (ad esempio climi aridi possono produrre arenarie ed evaporiti, climi umidi sono testimoniati dalla presenza di carbone).


1.6.1.g   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Diagenesi o Litificazione

La semplice sedimentazione di materiale incoerente non è in grado di produrre una roccia. Sono necessari dei processi di costipamento e di cementazione dei clasti, che producono la vera e propria litificazione, il passaggio cioè da un materiale sciolto ad una struttura rocciosa.

Il costipamento consiste nella progressiva diminuzione di volume degli strati più profondi per compressione da parte dei sedimenti che si vanno via via accumulando in superficie.

La cementazione consiste nella precipitazione dei sali disciolti nell'acqua che impregna i sedimenti, man mano che questa viene eliminata dal processo di costipamento. Si tratta quasi sempre di CaCO3 e di SiO2, che si depositano tra gli interstizi saldando insieme i clasti. In alcuni casi, durante il processo di diagenesi si possono produrre delle vere e proprie reazioni chimiche tra i sali disciolti nell'acqua e i minerali che compongono i clasti con formazione di nuovi composti chimici. Tale processo è noto come metasomatismo. Un tipico esempio di metasomatismo è dato dalla formazione delle Dolomiti. La dolomia, il minerale di cui sono composte, è infatti un carbonato doppio di calcio e magnesio (CaMg(CO3)2) formatosi a partire da sedimenti calcarei di origine organica (gusci di molluschi) per apporto di Mg presente nell'acqua marina.


1.6.2   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Classificazione delle rocce clastiche

La classificazione delle rocce clastiche si basa sulla dimensioni dei clasti e non sulla loro composizione chimica. In esse si possono trovare una gran varietà di minerali, ma i principali costituenti sono i minerali argillosi ed il quarzo, entrambi provenienti dall'alterazione chimica dei silicati ed il calcare.


1.6.2.a   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Le ruditi (o psefiti)

sono costituite da clasti con dimensioni superiore ai 2 mm. Le ruditi sono spesso indicate con il nome di conglomerati. Se i clasti che li formano possiedono spigoli vivi, i conglomerati sono detti brecce. Se invece sono stati arrotondati dall'azione del trasporto fluviale o glaciale sino a diventare ghiaie, i conglomerati che ne derivano prendono il nome di puddinghe (dall'inglese pudding = budino).


1.6.2.b   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Le areniti o arenarie (o psammiti)

sono composte da clasti le cui dimensioni sono comprese tra 1/16 di mm e 2 mm, le dimensioni tipiche della sabbia. Le areniti costituite prevalentemente di granuli di quarzo sono dette quarzareniti. Nel caso siano presenti in quantità rilevante anche altri minerali si parla di calcareniti, grovacche (se è presente anche argilla) e arcose (se è presente feldspato).



1.6.2.c   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Le peliti (o lutiti)

sono costituite da granuli di dimensioni inferiori ad 1/16 di mm. Si dividono in siltiti (silt = limo, melma) con granuli compresi tra 1/16 e 1/256 di mm e argilliti , con granuli inferiori ad 1/256 di mm. Le peliti sono costituite per lo più da minerali argillosi (su buona parte dei fondali oceanici si depositano solo argille).

Quando un'argillite contiene una quantità di calcare compreso tra il 35% ed il 65% viene detta marna. Le marne venivano un tempo estratte e macinate per produrre cemento (oggi si mescolano argilla e calcare nella quantità desiderata).


Il diametro dei sedimenti condiziona la velocità di sedimentazione. Così i clasti più grossolani vengono trasportati solo da acque a carattere torrentizio, da frane o da ghiacciai, mentre le sabbie possono essere trasportate anche dal vento o da acque fluviali. Argille e silt rimangono in sospensione a lungo e decantano con estrema lentezza solo quando l'acqua è perfettamente calma. Così i sedimenti più grossolani sedimentano prima, mentre quelli più fini arrivano a sedimentare solo nelle calme acque dei laghi, delle paludi o in mare aperto.


1.6.3   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Piroclastiti

Le rocce piroclastiche o piroclastiti vengono comunemente classificate come rocce detritiche, anche se non derivano da processi di degradazione di rocce preesistenti, ma dall'accumulo in ambiente subaereo o subacqueo di polveri e lapilli vulcanici. Tra le più tipiche piroclastiti vi sono i tufi.


1.6.4   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Rocce sedimentarie di deposito chimico

Si formano per precipitazione chimica di sostanze disciolte nelle acque. Le cause della precipitazione possono essere diverse. Tra le più frequenti vi è l'evaporazione dell'acqua che, eliminando il solvente, aumenta la concentrazione dei soluti fino a raggiungere il punto di saturazione, il raffreddamento delle acque termali che produce una diminuzione nella solubilità dei sali (la solubilità dei sali aumenta all'aumentare della temperatura).

Quando i sali disciolti nell'acqua iniziano a precipitare, per evaporazione o per raffreddamento dell'acqua, si depositano sempre con una certa successione che dipende dalla diversa solubilità.

Il carbonato di calcio è il primo sale a precipitare, seguito dal gesso, dall'anidrite, dal cloruro di sodio e dal cloruro di K.

Essendo poco solubile e precipitando per primo il carbonato di calcio forma la maggior parte delle rocce di deposito chimico.

Nelle acque costiere dei mari caldi, surriscaldate dal sole, può precipitare formando minuscole sferette calcaree, dette ooliti o pisoliti (se di dimensioni maggiori), la cui forma è forse causata dai moti di rotolamento sul fondo durante il processo di accrescimento. In ambiente continentale rocce calcaree di deposito chimico si formano facilmente quando l'acqua proveniente da sorgenti termali si raffredda. Tipiche concrezioni calcaree spugnose si producono inoltre dalla nebulizzazione dell'acqua in corrispondenza di cascate. Ne è un esempio il travertino (lapis tiburtinus = pietra di Tivoli), un calcare bianco cariato prodottosi milioni di anni fa dalle cascate dell'Aniene ed utilizzato per costruire la maggior parte dei monumenti romani. Appartiene ai calcari di deposito chimico anche l'alabastro calcareo che si produce per deposizione dall'acqua satura di bicarbonato che gocciola dalle pareti delle grotte, formando vari tipi di concrezioni tra cui le stalattiti (sul tetto) e le stalagmiti (sul pavimento). Quando in un bacino poco profondo l'acqua evapora completamente o quasi completamente oltre al carbonato precipitano anche tutti gli altri sali secondo la sequenza già vista, detta serie evaporitica. Tali rocce sono dette evaporiti. I giacimenti evaporitici hanno una certa importanza economica perché sono spesso fonte di sali potassici utilizzabili come concimi.

Anche la silice, in soluzione in acque marine, può precipitare chimicamente producendo selci di deposito chimico, come il calcedonio e l'opàle. Possono infine essere considerate rocce di deposito chimico anche quelle prodotte dall'alterazione chimica dei silicati presenti in rocce ignee o metamorfiche, con produzione di argilliti, bauxiti, lateriti etc. Quando tali sedimenti rimangono in loco e non vengono asportati, sono classificati come rocce residuali.


1.6.5   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Rocce sedimentarie organogene

Sono rocce formatesi in seguito all'attività di organismi viventi. La gran parte di queste rocce si forma in ambiente marino. Qui vivono un gran numero di specie animali e vegetali in grado di estrarre dall'acqua del mare calcare o silice, che utilizzano per la costruzione di scheletri e rivestimenti (gusci e conchiglie). Alla loro morte, mentre la sostanza organica va rapidamente in decomposizione, le loro strutture di sostegno possono facilmente depositarsi ed accumularsi producendo sedimenti in grado di litificare.

I più diffusi sono senz'altro i calcari organogeni.


1.6.5.a   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Calcari organogeni

Tra questi ricordiamo i calcari organogeni neritici che si formano in acque basse (ambiente neritico) per l'attività di esseri viventi benthonici (benthos = esseri viventi fissi sul fondo o in grado di eseguire piccoli movimenti). Tipici sono gli accumuli di gusci di molluschi che spesso rimangono in parte ancora visibili all'interno della roccia (calcare fossillifero) e i calcari di scogliera, prodotti dall'attività costruttrice di celenterati (coralli e madrepore) che vivono fissati alle scogliere. Delle trasformazioni metasomatiche di alcuni di questi calcari in dolomie abbiamo già detto. Meno frequenti sono i calcari organogeni pelagici che si formano in acque profonde (ambiente pelagico) per la sedimentazione dei microscopici gusci calcarei di organismi planctonici (plancton = esseri viventi, per lo più unicellulari che vivono in sospensione, trasportati passivamente dall'acqua), quali i foraminiferi (protozoi unicellulari).



1.6.5.b   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Selci organogene

Si formano per lo più in ambiente pelagico per l'accumulo dei resti silicei di organismi plantonici come i radiolari (protozoi unicellulari) e le diatomee (alghe unicellulari). Selci organogene si possono formare anche per l'accumulo degli scheletri silicei di alcune spugne (poriferi). In genere le selci organogene si trovano a formare straterelli all'interno di rocce calcaree.


1.6.5.c   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Fosforiti

Le fosforiti sono rocce costituite prevalentemente da fosfati, mescolati spesso con calcare, che derivano dall'accumulo di resti scheletrici di vertebrati o da enormi depositi di escrementi (copròliti) di uccelli marini (guano del Perù e del Cile) che contengono anche nitrati e sono utilizzati come concime.


1.6.5.d   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Carbone e petrolio

In condizioni particolari la sostanza organica può conservarsi e concentrarsi in grandi accumuli producendo dei depositi che possono in ultima analisi essere considerati vere e proprie rocce organogene. I vari tipi di carbone, ad esempio, si producono a partire da grandi masse di organismi vegetali sepolte, dopo la loro morte, in paludi ed acquitrini. L'acqua stagnante povera di ossigeno sottrae la materia organica alla decomposizione aerobia (ossidazione). In queste condizioni la materia organica subisce una serie di trasformazioni chimiche sostenute dall'attività di organismi anaerobii che la impoveriscono gradualmente di ossigeno ed idrogeno, senza intaccare i legami C-C ricchi di energia. La cellulosa, costituita da molte molecole di glucosio (C6H12O6), aumenta in tal modo la sua percentuale relativa di carbonio, trasformandosi lentamente in carbone.


cellulosa torba lignite litantrace antracite




I diversi tipi di carbone rappresentano stadi evolutive diversi, caratterizzati da una percentuale di carbonio via via maggiore e quindi da poteri calorici via via più elevati.

Un altro esempio è dato dal petrolio e dalle sostanze ad esso affini (asfalti, bitumi, metano etc), le quali si ritiene prendano origine in acque costiere marine (vaste lagune e golfi protetti dal moto ondoso) dove è scarsa la circolazione idrica e limitato il ricambio di ossigeno, mentre è notevole l'apporto di sedimenti in sospensione da parte dei fiumi.

In tali condizioni, i numerosissimi organismi animali e vegetali che vivono in tali zone, alla loro morte, si depositano sul fondo e vengono rapidamente seppelliti dai sedimenti e sottratti alla decomposizione. Con il tempo i processi di alterazione anaerobia trasformano lentamente tale sostanza organica in idrocarburi. Affinché si formi il petrolio (naftogenesi) è necessario che i sedimenti organici vengano seppelliti da almeno 1000 - 1500 m di spessore, venendosi a trovare a temperature e pressioni piuttosto elevate. Una volta formatisi gli idrocarburi tendono a migrare verso l'alto, filtrando attraverso rocce porose (calcari fessurati e arenarie). La risalita può essere però ostacolata dalla presenza di eventuali strati rocciosi impermeabili (argille, marne) che intrappolano così gli idrocarburi nelle sottostanti rocce permeabili. Tali rocce impregnate di idrocarburi si dicono rocce serbatoio, mentre le rocce sovrastanti sono dette rocce di copertura.



1.7   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;  Le rocce metamorfiche

Le rocce metamorfiche derivano da cambiamenti nella composizione chimica e nella struttura di rocce preesistenti quando queste vengono sottoposte a drastiche modificazioni nelle condizioni di temperatura e/o pressione. Una roccia è sempre costituita da un'associazione di minerali stabili alle condizioni di temperatura e di pressione alle quali la roccia si è formata. Se essa viene sottoposta a condizioni termobariche differenti i suoi minerali tendono a modificarsi verso una nuova associazione mineralogica in equilibrio con le nuove condizioni di temperatura e pressione.

Nella maggior parte dei casi il metamorfismo interessa masse rocciose superficiali, formatesi in condizioni di temperatura e pressione ordinarie, che, sepolte sotto migliaia di metri di sedimenti, vengono sottoposte ad un aumento di temperatura e di pressione. In questo caso il metamorfismo si dice prògrado. Nei rari casi in cui una roccia sia sottoposta a temperature inferiori a quelle che hanno caratterizzato il suo processo di formazione, il metamorfismo si dice retrògrado.


Il metamorfismo comporta una riorganizzazione degli atomi all'interno dei diversi minerali con formazione di nuove specie chimiche e con la produzione, qualora inizialmente assente, di una struttura cristallina. Tutte queste modificazioni avvengono però senza che la roccia passi allo stato fuso, nel qual caso si produrrebbe una nuova roccia magmatica. La ricristallizzazione metamorfica è facilitata dalla presenza di acqua e di composti allo stato aeriforme in genere.


1.7.1   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; La temperatura ed il grado metamorfico

I fenomeni metamorfici richiedono comunque che la roccia raggiunga temperature minime di 100° - 150°C. All'aumentare della temperatura aumenta anche il grado metamorfico e, naturalmente, il grado di ricristallizzazione della roccia.


Bassissimo grado 200 - 350°C

Basso grado 350 - 500°C

Medio grado 500 - 650°C

Alto grado 650 - 800°C

Altissimo grado > 800 °C


Nel metamorfismo di altissimo grado o ultrametamorfismo l'aumento di temperatura è tale da arrivare alla fusione parziale della roccia. In questo caso la frazione mineralogica più acida della roccia metamorfica fonde per prima con formazione di un fuso acido che contiene frammenti solidi più basici della roccia di partenza. Se, come spesso accade, il fuso acido che si forma raffredda in loco, si produce una roccia formata da porzioni di roccia metamorfica rimasta solida (paleosoma) e porzioni di roccia ignea appena formatasi (neosoma). A tali rocce miste si è dato il nome di migmatiti. Esse presentano spesso venature bianche parallele o chiazze bianche di neosoma sul paleosoma più scuro. L'ultrametamorfismo sfocia nell'anatessi, con formazione di un magma anatettico e non è sempre facile distinguere nettamente i due fenomeni


1.7.2   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; L'azione della pressione: la scistosità

La pressione che agisce sulle rocce può presentare due componenti:

a)   &nb 838i88i sp;   una pressione di carico esercitata dal peso delle rocce sovrastanti, il cui valore dipende naturalmente dalla densità delle rocce. Si assume in genere per il gradiente barico un valore intorno a 25 - 30 Kg/cm2 ogni 100 m di profondità. La pressione di carico è di tipo idrostatico. Ciò significa che essa agisce sulle rocce in tutte le direzioni (principio di Pascal).

b)   &nb 838i88i sp;   una pressione orientata esercitata dai movimenti crostali orizzontali responsabili dei fenomeni orogenetici. Tale pressione, agendo in una direzione determinata, è in grado di condizionare la tessitura della roccia metamorfica che si sta formando. Questo avviene quando la roccia di partenza è costituita da minerali come le miche, gli anfiboli ed i pirosseni che possono cristallizzare in lamine o aghetti. Durante il processo di cristallizzazione di tali minerali, questi si dispongono prevalentemente in direzioni ortogonali al vettore pressione cui sono sottoposti e tra loro paralleli. Si formano così delle striature colorate (superfici di scistosità) che danno un aspetto caratteristico a molte rocce metamorfiche. La roccia assume in tal caso una tipica struttura scistosa.


1.7.3   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Tipi di metamorfismo

Le rocce metamorfiche possono derivare oltre che da altre rocce metamorfiche, anche da rocce sedimentarie (para-metamorfiti) e da rocce ignee (orto-metamorfiti). Si distinguono 4 tipi di metamorfismo: di carico, regionale, di contatto (o termico), dinamico (o cataclastico).


1.7.3.a   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Metamorfismo di carico

Si produce quando masse rocciose sprofondano entro la crosta terrestre subendo un aumento di pressione per il peso dei sedimenti sovrastanti e di temperatura che cresce con la profondità, secondo il gradiente geotermico (3° ogni 100 m). Se le rocce che sprofondano sono sedimentarie, si passa gradualmente dalla diagenesi al metamorfismo di basso grado e non sempre è possibile fare una distinzione netta tra i due fenomeni.


1.7.3.b   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Metamorfismo regionale

E' legato ai grandi movimenti crostali ed è tipico delle zone dove due frammenti di crosta terrestre si scontrano e si corrugano a formare montagne. All'interno ed in profondità nelle catene montuose vi sono grandi estensioni di rocce metamorfiche.


1.7.3.c   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Metamorfismo di contatto o termico

Si produce quando le rocce si trovano in contatto con intrusioni magmatiche. Le rocce circostanti (rocce incassanti) subiscono un aumento di temperatura a causa del calore emanato dal magma che si raffredda. In tal modo le intrusioni ignee sono sempre circondate da aureole di rocce metamorfiche (contattiti) il cui grado metamorfico diminuisce man mano che ci allontaniamo dal corpo magmatico.


1.7.3.d   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp;    Metamorfismo dinamico o cataclastico

Si produce in corrispondenza di grandi fratture della crosta terrestre (faglie), dove due frammenti crostali si spostano parallelamente con verso opposto. Lungo la superficie di contatto (superficie di faglia) tra le due masse rocciose in scorrimento reciproco l'attrito libera enormi quantità di calore. Le rocce vengono frantumate e profondamente alterate. Si formano rocce metamorfiche tipiche chiamate miloniti.


Metamorfismo termico, di contatto e dinamico sono fenomeni molto frequenti, ma quantitativamente poco significativi. Essi generano infatti solo una piccola percentuale delle rocce metamorfiche, la gran parte delle quali si produce invece in conseguenza dei fenomeni tettonici collegati al metamorfismo regionale.



1.7.4   &nb 838i88i sp;   &nb 838i88i sp; Classificazione delle rocce metamorfiche

La classificazione delle rocce metamorfiche è piuttosto complessa e non ha trovato ancora l'accordo di tutti gli specialisti. In generale essa tiene conto sia del tipo di rocce di partenza che delle condizioni termobariche raggiunte. La classificazione è complicata dal fatto che rocce diverse possono trasformarsi in una stessa roccia metamorfica.

Una classificazione ancora molto usata è quella proposta dal petrologo finlandese Penti Eskola (1915) che raggruppa insieme in una stessa facies metamorfica rocce diverse per composizione chimica e mineralogica, ma formatesi all'interno di un medesimo intervallo termobarico. Ciascuna facies è definita da particolari e caratteristiche associazioni di minerali (paragenesi), detti minerali-indice. In altre parole ciascuna facies viene associata alla presenza di minerali caratteristici (minerali-indice), stabili a particolari condizioni termodinamiche. Ciascuna facies prende il nome da una roccia particolarmente rappresentativa, ma comprende naturalmente rocce molto diverse per composizione chimica e mineralogica.

Text Box: Le facies metamorfiche (Approfondimento facoltativo)
Le facies del metamorfismo regionale.
Come abbiamo detto si tratta del metamorfismo per così dire classico, che si produce in corrispondenza dello sprofondamento di masse rocciose all'interno della crosta, con progressivo riscaldamento e compressione (sia di carico che tangenziale), con formazione di caratteristiche rocce scistose (scisti cristallini). All'aumentare del grado metamorfico si susseguono le facies degli Scisti verdi (basso grado), delle anfiboliti (medio grado) e delle granuliti (alto grado). Le tre facies caratteristiche del metamorfismo regionale si dispongono in pratica lungo il gradiente termico e barico normale all'interno della crosta terrestre. Le situazioni di bassa temperatura ed alta pressione (facies delle scisti blu o scisti a glaucofane) e di altissima pressione (facies delle eclogiti) rappresentano situazioni particolari e meno frequenti.
Le facies del metamorfismo di contatto
Il metamorfismo di contatto produce una facies metamorfica che va dal basso all'alto grado, ma sempre con pressioni relativamente basse (le intrusioni magmatiche sono sempre relativamente superficiali) e sempre di tipo idrostatico. Si formano tipiche rocce compatte, olocristalline, ma a grana molto fine, che vengono raggruppate nella facies delle Cornubianiti (o Hornfels)

Le facies del metamorfismo di carico
Quando la diagenesi inizia a sfociare nel metamorfismo di bassissimo grado, in assenza di pressioni tangenziali si formano rocce classificate nella facies delle zeoliti. 
Le diverse facies vengono rappresentate in un diagramma Pressione-Temperatura in funzione della profondità





All'interno di ciascuna facies si esegue poi una classificazione in base alle caratteristiche mineralogiche della roccia. A titolo esemplificativo diamo alcune sequenze di trasformazioni metamorfiche, facendo riferimento ad alcune rocce di partenza particolarmente diffuse.


1) Argilliti Argilloscisti Filladi Micascisti Gneiss (paragneiss)

Le argilliti (formatesi in genere da miscele sedimentarie di argilla e sabbia in diverse proporzioni) al crescere del grado metamorfico si trasformano in argilloscisti, rocce compatte dalla tipica tessitura scistosa legata alla formazione di piani di minerali micacei che ne causano la sfaldabilità lungo piani paralleli. Un gruppo particolare di argilloscisti sono le ardesie, impiegate in montagna come tegole per coperture di edifici.

Al crescere del grado metamorfico le argilloscisti si trasformano in filladi, con struttura microcristallina (i cristalli non sono ancora visibili ad occhio nudo). Tutte le filladi hanno un aspetto sericeo perché la superficie di sfaldatura è sempre rivestita di miche. Se le argille di partenza contenevano una qualche percentuale di materia organica, questa, dopo aver subito un processo di carbonizzazione, cristallizza in grafite dando alle filladi un intenso colore nero. Tipiche sono le lavagne. Argilloscisti e filladi sono caratterizzate da un metamorfismo di basso grado (facies degli scisti verdi)


I Micascisti sono rocce metamorfiche scistose di medio grado in cui le miche ed il quarzo cominciano a formare cristalli visibili ad occhio nudo (facies delle anfiboliti). I micascisti si possono infine trasformare in rocce metamorfiche di alto grado con struttura cristallina perfettamente evidente, paragonabile a quella di un granito, e simili a questo come composizione mineralogica, dette gneiss (paragneiss). Negli gneiss troviamo gli stessi minerali tipici del granito (quarzo, feldspato e miche) stirati però a formare striature parallele chiare e scure (facies anfiboliti).


2) Granito Gneiss (ortogneiss)

Il granito, e le rocce ignee acide in generale, possono trasformarsi per metamorfismo di alto grado in gneiss, spesso indistinguibili da quelli che si formano a partire da rocce pelitiche.


3) Calcari Marmi

Il termine "marmo" è utilizzato commercialmente per indicare la maggior parte delle rocce lucidabili. In senso stretto il marmo è una roccia microcristallina a tessitura saccaroide (simile allo zucchero) derivato da calcari metamorfosati. Particolarmente pregiato è il marmo di Carrara.

Se il calcare iniziale contiene dei minerali argillosi (marne) questi si trasformano in miche producendo rocce con una tipica struttura scistosa, dette calcescisti (metamorfismo regionale) o dando luogo a rocce compatte dette calcefiri per metamorfismo di contatto.


4) Arenarie Quarziti

Le quarziti sono rocce microcristalline, non scistose, costituite quasi interamente da minuscoli cristalli di quarzo.


5) basalti scisti verdi (serpentiniti)/scisti blu anfiboliti

Le rocce magmatiche basiche si trasformano per metamorfismo di basso grado in scisti verdi per la presenza di serpentino, un fillosilicato che dà alla roccia la tipica colorazione verde e la caratteristica tessitura scistosa e in scisti blu, per la presenza di glaucofane, un anfibolo di colore blu.

Per metamorfismo di grado medio-alto si passa poi alle anfiboliti, caratterizzate dalla presenza di un anfibolo di colore verde scuro, l'orneblenda.


5) peridotite talcoscisti / serpentiniti

Le rocce ultrafemiche si trasformano per metamorfismo di basso grado in talcoscisti e serpentiniti, caratterizzati rispettivamente dalla presenza del talco e del serpentino, due fillosilicati tipicamente metamorfici.








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