Didattica della Chimica

Paleozoico

 

Durante l'Orogenesi Ercinica (360–230 milioni di anni fa) si sono formati nella Liguria occidentale i “massicci cristallini” liguri: rocce metamorfiche costituite da ortogneiss, paragneiss, micascisti e anfiboliti.

Lo studio di tali rocce ha permesso di stabilire che gli ortogneiss derivano da antichi graniti, i paragneiss ed  i micascisti da rocce sedimentarie argillose e le anfiboliti da antichi basalti  attraverso un  processo metamorfico ad alta temperatura, circa 600 °C , e profondità di almeno 15-20 Km.

Le alte temperature, inoltre, hanno provocato la fusione parziale di rocce profonde che risalite si sono intruse nelle rocce metamorfiche e sono solidificate come graniti.

A mano a  mano che le catene erciniche si sono sollevate, lentamente sono state aggredite dall'erosione, si sono accumulati ai loro  piedi  conglomerati, arenarie ed argilliti.

Verso la fine del Carbonifero (345–280 milioni di anni fa) la roccia continentale era costituita da rocce granitoidi e gneiss, la superficie esterna era ricoperta da foreste lussureggianti (felci e licopodi) e la materia organica che si è accumulata, successivamente, è stata ricoperta da  sabbie e argille e col tempo  si è trasformata, in ambiente riducente, in carbone e in alcuni casi in grafite.

Mesozoico

Durante il Trias (225 milioni di anni fa) i bacini marini hanno subito un lento ampliamento, la modesta profondità delle acque e il clima caldo hanno favorito lo sviluppo di alghe calcare e  organismi costruttori di barriere coralline (rocce del Finalese, Alpi marittime, rocce carbonatiche Toscane); risalgono a questo periodo le più importanti formazioni calcaree Liguri.

Sequenze ofiolitiche in Liguria

Tra Giurassico e Cretaceo (circa 140 milioni di anni fa) la separazione dei due blocchi di crosta continentale, causata dal movimento del mantello, ha favorito la risalita di rocce profonde.

I fenomeni di idratazione hanno trasformato parte dell'olivina, in esse presente, in  serpentino.     

Gli scambi tra rocce in via di serpentinizzazione ed i filoni di gabbri intrusi  hanno originato le rodingiti.

Nelle masse serpentinizzate che formavano il pavimento dell'oceano, dopo essere state fratturate e brecciate, i composti del ferro in esse presenti, hanno subito fenomeni di ossidazione, in seguito le fratture sono state riempite da deposito di calcite, si è formato così il  Rosso Levanto.

I magmi basaltici sono solidificati in parte in profondità ed hanno originato  rocce  peridotitiche e rocce gabbriche.

Una  parte dei fusi basaltici, risaliti in superficie dal mantello, hanno dato luogo a effusioni sottomarine, che hanno originato i basalti  a cuscini: lava raffreddata e per rotolamento consolidata in corpi sferoidali (pillow laws).

• Gabbri: raffreddamento lento, con cristalli di dimensioni abbastanza grandi e regolari.
• Basalti: raffreddamento veloce, grana piuttosto fine con parti vetrose.

Insieme ai basalti  sono giunti in superficie fusi ricchi di solfuri cui si debbono i giacimenti  cupriferi del Levante.

Le rocce di cui sopra, con accumuli di brecce e di basalti  sono denominate Ofioliti.

In questo periodo le acque calde e la presenza di silice in soluzione hanno favorito lo sviluppo di radiolari (microrganismi a guscio siliceo) le cui spoglie si sono depositate sui fondali originando i diaspri.

In tali sedimenti si sono depositati ferro e manganese, portati precedentemente in soluzione dalle acque calde circolanti  nelle fratture delle ofioliti: il ferro in forma di ematite, Fe₂O₃ , finissima ha conferito a tali rocce la caratteristica colorazione rossa. Il manganese, invece, si è concentrato in banchi sotto forma  di innumerevoli  specie di  minerali, generalmente ossidi.

La successione è stata completata da sedimentazione di calcari fini e di argilliti.

Durante il Cretaceo (140- 60 milioni di anni fa ) i blocchi continentali hanno invertito la direzione del loro spostamento. Sulla scarpata continentale si erano formati potenti accumuli di detriti che in seguito  ai movimenti di sollevamento sono scivolati verso il fondo dell'oceano causando frane sottomarine, “correnti di torbida “   o Flysch.

La crosta oceanica  lentamente ha subito un processo di subduzione, con sprofondamento sotto quella continentale. Parte delle ofioliti sono state subdotte  e sottoposte ad un forte aumento di pressione e di temperatura con conseguente ricristallizzazione e modificazioni strutturali.

Si è giunti così alla prima fase del metamorfismo alpino (70 milioni di anni fa).

Il gruppo di Voltri, pur avendo la stessa composizione delle rocce del Levante, per la maggior profondità raggiunta, si caratterizza per l'elevato grado di metamorfismo  subito (450 °C , 10.000 atm , 30 Km di profondità) e le peridotiti si sono trasformate in serpentinoscisti.

Nella riviera del Levante le ofioliti hanno subito uno sprofondamento molto minore, con deformazioni piuttosto modeste. Anche gli antichi massicci cristallini liguri che rappresentano i frammenti di crosta continentale, trascinati in profondità, sono stati coinvolti nell'orogenesi Alpina, ma hanno subito un metamorfismo poco pronunciato.

Quando le rocce di cui sopra sono risalite in zone più superficiali, nelle fratture in esse causate dagli ultimi movimenti orogenetici, si è sviluppato un movimento di acque relativamente calde che hanno provocato un processo di soluzione e rideposizione che ha dato luogo a mineralizzazioni di frattura con formazione di svariati ossidi e solfuri.

I conglomerati Oligocenici che si sono formati tra 30 e 10 milioni di anni fa  contengono  frammenti di tutte le rocce indicate sopra, ciò dimostra che esse in tale periodo erano in gran parte  emerse e costituivano le Catene Alpine e Appenniniche (conglomerati di Portofino).

Sempre in questo periodo nelle acque poco profonde si innalzarono  barriere coralline.

Nel  Miocene (7–8 miloni di anni fa) le acque si sono ritirate ed hanno lasciato una vasta zona di terra abbandonata dal mare, i torrenti vi hanno scavato profonde valli: del Bisagno, del Polcevera, profonde oltre 2000 m , come un fiordo si è formato il golfo di La Spezia.

Gli innalzamenti e gli abbassamenti successivi del mare  hanno lasciato i terrazzamenti costieri.

Siamo all'inizio dell'era attuale, le glaciazioni hanno raggiunto le nostre terre lasciando le loro impronte (Valle d'Aveto).

Storia  Geologica  del Tigullio Orientale:  Valli  Gromolo  e  Petronio

La presenza di rocce serpentiniche al di sotto di rocce deposte in ambiente marino quali i basalti ed i sedimenti presuppone, dato che queste rocce ultrafemiche (ricche di Fe e Mg) prendono origine dal mantello, che la soprastante crosta continentale in un certo periodo si sia lacerata e abbia così  permesso  la risalita in  superficie di un magma basico ad alto contenuto in metalli.

Questo processo, analogo a quello che ha dato luogo alla formazione delle dorsali oceaniche, viene datato nel Giurassico (200 milioni di anni fa).

La risalita di parti del mantello è stata seguita da processi di fusione parziale delle rocce peridotitiche con formazione di fusi basaltici: questi cristallizzando in profondità hanno originato i gabbri, mentre effondendo i basalti.

L'aumento di temperatura e l'apporto di silice hanno favorito lo sviluppo dei radiolari: alghe le cui spoglie silicee hanno dato origine ai  rossi  diaspri. Le reazioni chimiche tra acque marine e rocce in raffreddamento hanno favorito le mineralizzazioni a manganese in  essi contenute.

Successivamente si è verificata la deposizione in un mare poco profondo di fanghi calcarei: calcari a  calpionella.

Durante il Cretaceo (70 milioni di anni fa) è iniziata l'orogenesi  alpina con sollevamento di masse rocciose che sono state poi erose ed  i detriti trascinati entro il bacino da correnti di torbida.

Le prime torbide si riconoscono nelle argille a palombini (che fanno riferimento al colore grigio dei colombi), ma diventano sempre più evidenti e ricche di materiali grossolani negli scisti della Val Lavagna e nelle arenarie del monte Gottero.

Sempre durante l'orogenesi alpina, durata  fino a qualche milione di anni fa,  ofioliti e flysch sono stati ripiegati e deformati, ma sono sfuggiti, in questa zona, ai fenomeni metamorfici che in altre zone hanno portato alla trasformazione  pressoché completa della struttura e della composizione mineralogica delle rocce, come nel gruppo di Voltri.

Le condizioni metamorfiche in questa zona sono state relativamente modeste, temperatura  250-350 °C ,  pressione 2-3  Katm., ma  hanno comunque provocato modificazioni nei minerali solfurei.

Aspetti geologici delle rocce della Val Gromolo e della Val Petronio

Per maggiore chiarezza è opportuno considerare due gruppi di rocce differenti per età e per situazione geologica.

1. Successione Ofiolitica : Giurassico-Cretaceo (tra 190- 130 milioni di anni fa).
2. Flysch Arenacei           : Cretaceo superiore  ( tra 130-60 milioni di anni fa ).

Successione Ofiolitica

Le rocce più antiche sono le serpentiniti, molto diffuse in questa zona, ma su grande scala sono poco comuni e localizzate, la loro colorazione è scura con tonalità verdi e talvolta bluastre o brune per alterazione.

Esse si sono formate dalle peridotiti ove, in seguito a idratazione, l'olivina ed pirosseni si sono trasformati in serpentino e magnetite, talvolta l'olivina è stata trasformata in aggregati verdastri di clorite e anfiboli.

Spesso tali rocce sono state intruse da filoni gabbrici.

Al  tetto  le serpentiniti, dove sono state ricoperte da rocce sedimentarie, appaiono brecciate o cementate da calcite e arrossate  per la trasformazione  della magnetite, Fe₃O₄, in ematite, Fe₂O₃.

Alcune oficalci sono utilizzate come marmi, es. rosso Levanto. Serpentiniti e gabbri si ritrovano spesso ricoperti dai  basalti.

I  basalti hanno composizione simile ai gabbri, ma sono rocce estrusive.

La colorazione dei basalti varia da verde-bruna  a  bruno-rossastra talvolta nella caratteristica struttura a cuscino: fuoriuscita di magma in profondità sotto l'acqua del mare – Bargone in loc. Groppaggi  (Casarza Ligure).

Le rocce precedentemente descritte  sono dette ofioliti

In seguito il vulcanesimo ha causato un aumento di temperatura e la presenza di silice in sospensione, condizioni queste che hanno favorito lo sviluppo di radiolari.

I loro sedimenti silicei in strati sottili, a colorazione rossa per ematite, hanno dato origine ai diaspri, che hanno ricoperto le ofioliti.

Talvolta i diaspri contengono  livelli neri  mineralizzati a manganese  (specialmente braunite Mn₂O₃ × MnSiO₃ ) pirolusite MnO₂ (nera) importanti per l'industria estrattiva (Ne: Gambatesa , Valpetronio : M. Alpe).

La sedimentazione è continuata con calcari bianchi e fini, debolmente silicei, detti calcari a calpionella, e successivamente con  argilliti scistose e grigie o nerastre a livelli di calcari siltoso-marnosi : argille a palombini.

Flisch arenacei

Sono rappresentati dagli scisti della Val Lavagna e dalle arenarie del Monte Gottero.

• Scisti della Val Lavagna: Sedimenti argilloso siltosi nerastri ad intercalazioni arenacee.

• Arenarie del Monte Gottero: Sedimenti arenacei in grandi bancate  grigie e compatte con sottili intercalazionni.

I flysch sono depositi argilloso-siltosi  provenienti da correnti di torbida, dovuti a sedimenti che sono scivolati lungo fondali in pendio, resi instabili da movimenti tettonici, simili a frane sotterranee. 

Miniere

Le rocce ofiolitiche sono spesso ricche di mineralizzazioni.

Giacimenti di manganese si sono formati durante la sedimentazione dei diaspri e sono costituiti prevalentemente di braunite nera e compatta, 3 Mn₂O₃.MnSiO₃ .

Le mineralizzazioni del manganese  hanno origine prevalentemente nel giurassico (200 milioni di anni  fa).

Sono dovute a fenomeni di concentrazione sedimentaria del manganese portato in soluzione dall'attività idrotermale legata alle effusioni basaltiche, si trovano sempre localizzate in strati o lenti entro i diaspri, generalmente a non molta distanza dal loro contatto stratigrafico con i basalti o le brecce ofiolitiche.

Le mineralizzazioni di solfuri sono localizzate, anche in forma estesa, lungo i contatti tra basalti e brecce serpentinose, sono rappresentate da solfuri di ferro e di rame, pirite (FeS₂) , calcopirite (CuFeS₂).

Si trovano in loc. Libiola (Sestri Levante)

La prima concentrazione si è probabilmente verificata durante il giurassico (200 milioni di anni fa) ad opera di acque marine che circolavano tra brecce serpentiniche e fratture di basalti portando in soluzione i metalli presenti nelle rocce; successivamente, durante l'orogenesi alpina (70 milioni di anni fa), le acque idrotermali che scorrevano lungo le fratture hanno rimobilizzato questi solfuri provocandone un'ulteriore concentrazione e soprattutto favorendo la formazione,  entro fessure, di  “filoni” molto ricchi in calcopirite.

ARDESIA  (Valfontanabuona)

L'ardesia è un argilloscisto di origine sedimentaria  con fitte stratificazioni, si è formata in seguito alla deposizione di materiali finissimi sottoposti per milioni di anni  ad un lento processo di cementazione.

In seguito ha agito su di essi un metamorfismo regionale ad alte pressioni e condizioni di basse temperature, ma non in grandi profondità, temp.300-500 °C ,  press. 6-10 Kbar .

Tale roccia ha avuto origine nel cretaceo superiore (60 milioni di anni fa).

I banchi di ardesia si presentano alternati a strati di arenaria: roccia incassante molto dura e non sfaldabile, che in un certo modo svolge la funzione di contenitore dell'ardesia.

La composizione dell'ardesia di Orero è la seguente: CaO  22 % ,  MgO  1,3 % ,  Al₂O₃ 13 % ,  SiO₂ 35% ,  Fe₂O₃ 3% ,  CO₂ 27% , perdita per calcinazione: 20 % .

In ordine di metamorfismo crescente troviamo le seguenti rocce: Argilloscisti, filladi, micascisti.

Essi hanno la stessa facies metamorfica, detta degli scisti verdi: ossia presentano  diversa composizione chimica e mineralogica, ma metamorfismo nello stesso intervallo di temperatura, 300-500 °C , p = 3-8  Katm. Seguono le quarziti,  i marmi ed i  calcescisti.

Pseudoardesie  e  rocce  incassanti

Fillade : Roccia scistosa che si è formata in seguito al metamorfismo di un'argilla con grana più grossa che si distingue dall'ardesia anche ad occhio nudo.

Micascisti : Le lastre non sono perfettamente piane e piuttosto grossolane, la scistosità  è impartita da muscovite e biotite presenti in grosse lamelle disposte parallelamente (Beola delle Alpi).

Hanno affinità con le filladi ma la grana cristallina è maggiore.

Le rocce che si alternano all'ardesia ligure e che appartengono al medesimo sistema stratigrafico, secondo Della Torre ( XIX sec.) sono:

• “Tarso” : Roccia che si sfoglia in lamine piccolissime, presente nei dintorni di Chiavari, si trasforma col tempo in un terreno molto adatto  per la coltivazione della vite.

• “Pietra dolce”: Roccia divisibile in lastre irregolari ad uso murario, si trova intorno a Cogorno ed, una forma più dura, a Bacezza  a ponente di Chiavari.
• “Colombina” : Pietra da taglio ancora più dura delle precedenti, utilizzata per la realizzazione di architravi e pilastri nei portici di Chiavari.

• “Agro” : Roccia incassante della lavagna, è costituita di strati di dura arenaria che si trovano a tetto o a soglia delle cave. Di tale scisto, che è il più compatto e difficile da lavorare, vi sono ampie giaciture nella collina di  Sant'Anna,  propaggine del  monte Sangiacomo e in Fontanabuona.
  Molto usata nella costruzione di edifici: Basilica dei Fieschi a San Salvatore di Cogorno.

Rocce e paesaggi

Le argilliti a palombini e gli scisti Val Lavagna sono rocce scistose e divisibili in piccoli frammenti che forniscono terreni  profondi  argilloso-sabbiosi  molto fertili.

Le arenarie del Monte Gotteropresentano caratteristiche abbastanza simili alle precedenti, ma i terreni sono più sabbiosi e più acidi. I calcari a calpionella  favoriscono un paesaggio dalle forme accidentate, con biancore della roccia, con qualche esempio di carsismo: dolina di Monte Chiappozzo (Ne).

I diaspri originano un paesaggio accidentato dominato da pareti  rosso-brune.

I gabbri e i basalti sono degradabili, danno origine a una morfologia non troppo aspra, ma il terreno è privo di sostanze nutritive.

I serpentini formano terreni con scarsissimi elementi utili, anche se erodibili, la vegetazione in tali terreni cresce male.

Monte Treggin (Bargone): Mostra la serie rovesciata, con calcari a calpionella in basso, parzialmente ricoperti di vegetazione, e ripide pareti bruno-rossastre dei diaspri nella parte alta.

Sommario dei Materiali didattici