SCIENZE DELLA TERRA PER LE CLASSI PRIME Sonia Marchioro ...

SCIENZE DELLA TERRA PER LE CLASSI PRIME
Sonia Marchioro, Silvio Scortegagna
LE ROCCE
Sono definite come “aggregati naturali di minerali”. Sono formate di solito da più specie minerali,
ma molte sono quelle formate da un solo minerale (monomineraliche). Ad esempio, il granito è formato
da quarzo, feldspati e mica muscovite, mentre la dolomia è formata solo da dolomite (carbonato
di calcio e magnesio).
Esistono numerose classificazioni delle rocce, a seconda della caratteristica che si considera più importante.
Un ingegnere potrà classificarle in base alla resistenza meccanica, un idrologo in base alla
permeabilità all’acqua, un merceologo in base al loro possibile utilizzo commerciale. Tutte queste
classificazioni sono adeguate nel rispettivo ambito di applicazione, ma sono del tutto insoddisfacenti
per gli scopi del geologo. Per quest’ultimo risultano invece utili due criteri di classificazione:
1) In base alla composizione chimica (classificazione chimica). Si distinguono le rocce composte
prevalentemente da minerali silicatici (rocce SILICEE o SILICATICHE) da quelle composte
da carbonati (rocce CALCAREE o CARBONATICHE). Ci sono però alcune rocce
formate da minerali diversi, come il gesso (solfato di calcio) o il salgemma (cloruro di sodio).
2) In base alla genesi, cioè all’origine delle rocce (classificazione genetica). E’ la classificazione
più naturale e quindi più usata, che suddivide le rocce in MAGMATICHE (a loro volta
suddivise in INTRUSIVE ed EFFUSIVE), SEDIMENTARIE e METAMORFICHE.
CLASSIFICAZIONE CHIMICA DELLE ROCCE
Secondo questo criterio, le due categorie di rocce più comuni sono le silicatiche (o silicee) e le carbonatiche
(più impropriamente dette calcaree).
Le ROCCE SILICATICHE sono formate in prevalenza da minerali del gruppo dei silicati, che
comprende una grande varietà di tipi e forme. Ci possono essere rocce formate da silicati ACIDI (o
felsici), che avranno un colore chiaro, altre formate da silicati BASICI (mafici), di colore scuro. Nella
formula chimica è sempre presente il silicio (Si), sempre legato all’ossigeno e, solitamente, a vari
metalli, ma in proporzioni molto variabili. Esempi di minerali che formano le rocce silicee: quarzo:
SiO2; ortoclasio: KAlSi3O8; olivina: MgFe(SiO4).
Le ROCCE CARBONATICHE sono formate da carbonati. Nella formula chimica è sempre presente
il gruppo (CO3), formato da un atomo di carbonio e tre di ossigeno. Le più comuni sono quelle
formate da carbonato di calcio (CALCARE) e da carbonato di calcio e magnesio (DOLOMIA). Si noti
che il nome delle rocce è diverso da quello del minerale che le forma, la calcite e la dolomite.
Esempi di minerali che formano le rocce carbonatiche: calcite: CaCO3; dolomite: CaMg(CO3)2.

MANINE SANTE: COME SI RACCOLGONO I CAMPIONI DI ROCCE
Il riconoscimento dei principali tipi di roccia ha notevole interesse pratico. Per riconoscere una roccia
occorre definire uno schema di classificazione, cioè scegliere alcuni criteri in base ai quali descrivere
e quindi denominare una roccia. In teoria, l’unico modo per riconoscere una roccia è
l’analisi mineralogica completa, cosa molto laboriosa e costosa e non sempre fattibile in laboratorio.
Per prima cosa, occorre disporre di campioni rappresentativi e prelevati secondo certe modalità:
il campione deve essere grande almeno 10-20 cm, in modo da poterne osservare la composizione
mineralogica e le caratteristiche visibili;
deve possedere almeno una superficie “fresca”, cioè fratturata recentemente, non coperta da
strati ossidati o alterati e non coperta da muschi, licheni o altro. Il campione va quindi spezzato col
martello al momento della raccolta.
se ne deve conoscere la provenienza, cosa facile se si è sul posto, più difficile se si è raccolto
il campione senza etichettarlo e lo si è poi portato al laboratorio o a casa. Occorre quindi procedere
subito ad un’attenta etichettatura.
pione nel sacchetto è umido);
Occorrono quindi (come minimo):
un martello: ottimi quelli “da geologo”, che
sono però difficili da trovare in commercio e costosi;
in alternativa va bene una mazzetta (almeno 0,5 kg) e
due buoni scalpelli, da punta e da taglio;
dei sacchetti con laccetto di chiusura, in modo
da conservare i campioni appena raccolti;
delle etichette di carta (non necessariamente
adesiva: vanno inseriti nel sacchetto col campione) e
una matita o pennarello indelebile (le penne a inchiostro
comune tendono a stingere, soprattutto se il cam-
carta, bussola ecc. per segnare la posizione del punto di raccolta del campione.
Sull’etichetta vanno IMMEDIATAMENTE segnati:
località (possibilmente con coordinate)
data di raccolta
nome del raccoglitore
altre indicazioni utili: posizione stratigrafica, giacitura, rapporti con altre rocce vicine, osservazioni
ecc.).
Il resto (tipo di roccia ecc.) potrà essere aggiunto con comodo a casa.

Distinguere tra i due principali tipi di roccia (silicatica e carbonatica) è spesso facile, con un po’ di
pratica. Nei casi dubbi sono facilmente effettuabili due prove:
MANINE SANTE: LA PROVA DELLA REAZIONE CON ACIDO CLORIDRICO (HCl)
I carbonati, per la loro composizione chimica, reagiscono con gli acidi forti come l’acido cloridrico
(HCl), liberando un gas, l’anidride carbonica (CO2). L’anidride carbonica è visibile come
un’effervescenza sulla superficie di contatto tra l’acido e la roccia. La reazione è la seguente:
CaCO3 + HCl � CaCl2 + H2O + CO2
Il carbonato di calcio reagisce con l’acido, producendo cloruro di calcio solubile, acqua e anidride
carbonica, responsabile della formazione delle bolle.
Per effettuare questa prova è sufficiente trattare un campione pulito di roccia, possibilmente su una
frattura fresca, con poche gocce di acido cloridrico al 20%. La soluzione non è particolarmente pericolosa,
ma occorre evitare il contatto con gli occhi.
Il carbonato di calcio e magnesio (dolomite) reagisce difficilmente con l’acido e occorre riscaldare
l’acido o la roccia per riconoscere la dolomia in questo modo.
Quindi:
EFFERVESCENZA A FREDDO � CALCARE
EFFERVESCENZA SOLO A CALDO � DOLOMIA
NESSUNA EFFERVESCENZA � ROCCIA NON CARBONATICA (di solito silicatica)
MANINE SANTE: LA PROVA DELLA DUREZZA
Il quarzo e gran parte dei minerali silicatici sono duri o molto duri, mentre i minerali carbonatici sono
piuttosto teneri. Si ricorda che col termine “durezza” non si intende la resistenza agli urti, alle
martellate o alla masticazione, ma la resistenza alla scalfittura: strofinando con forza due materiali
l’uno sull’altro, quello più duro lascerà un segno (scalfittura) su quello più tenero, perché gli atomi
del primo sono legati tra loro più fortemente rispetto agli atomi del secondo.
Fortuna vuole che due materiali di comune impiego, il vetro e l’acciaio comune, abbiano durezza
intermedia tra i più comuni silicati e i carbonati. E’ quindi sufficiente strofinare con una certa forza
un piccolo campione di roccia o minerale su un pezzo di vetro o sulla lama di un coltellino (strofinare
il vetro o l’acciaio sulla roccia non dà di solito risultati di facile interpretazione). Se sul materiale
di confronto rimane una scalfittura, la roccia è più dura di esso e probabilmente silicea, in caso
contrario sarà molto probabilmente carbonatica (calcarea). Se la roccia può essere scalfita anche da
un’unghia (durezza 2,5) è probabilmente gesso (durezza 2).
ATTENZIONE: i risultati non possono essere sicuri al 100%. Ad esempio, alcuni silicati sono teneri,
come ad esempio le argille. Una roccia argillitica non sarà certamente in grado di scalfire la lama
di un coltello, ma potrà essere riconosciuta come silicea con la prova dell’acido.

CLASSIFICAZIONE GENETICA DELLE ROCCE
Le rocce possono derivare sostanzialmente da tre fenomeni:
1) dalla solidificazione di un magma (rocce MAGMATICHE). Poiché le rocce sono molto diverse
a seconda del modo in cui il magma solidifica, è necessaria un’ulteriore suddivisione:
a) rocce INTRUSIVE se il magma solidifica all’interno del serbatoio;
b) rocce EFFUSIVE se
solidifica all’esterno, di
solito durante
un’eruzione vulcanica.
2) dall’alterazione di rocce
preesistenti ad opera degli
agenti atmosferici, dell’acqua
corrente ecc., che sgretolano le
rocce, le trasportano e le
sedimentano, tutto alla
superficie del pianeta: rocce
SEDIMENTARIE.
3) dall’alterazione di rocce
preesistenti ad opera di agenti
che agiscono in profondità
all’interno della litosfera
(pressione, temperatura, ecc.),
trasformando chimicamente e
fisicamente i minerali: rocce
METAMORFICHE.
Per classificare ogni roccia all’interno
di una di queste categorie non occorre
essere presenti al momento della sua
formazione, cosa possibile solo
durante le eruzioni vulcaniche e negli
ambienti sedimentari attuali. Si
devono invece sfruttare degli
indicatori in grado di portare su di sé
la testimonianza di eventi antichi
anche miliardi di anni. Non si possono
comprendere questi indicatori senza
conoscere la storia comune delle rocce
di ogni tipo.
APPROFONDIMENTO: IL MAGMA E LA GASSOSA
Il magma è un complesso miscuglio di sostanze allo stato
semiliquido, che si trova all’interno della Terra. E’
composto da due frazioni principali: (1) un fuso, composto
da un insieme di materiali che sarebbero solidi a
temperatura ambiente (roccia fusa); (2) una miscela di
gas disciolto nel fuso.
Il gas resta sciolto nel fuso grazie alla pressione esistente
all’interno della Terra, esattamente come l’anidride carbonica
resta sciolta nell’acqua di una bibita gassata dove
la pressione è garantita dal gas che si accumula sotto il
tappo. La solubilità di un gas in un liquido dipende da
due fattori: la temperatura (più questa è alta, meno il gas
è solubile: questo è un motivo per cui le bibite gassate
vanno bevute fredde) e la pressione (più è alta, più il gas
è “tenuto giù”, sciolto nel liquido: è la legge di Henry).
Se nel liquido è contenuto più gas di quanto se ne possa
sciogliere, una parte se ne va.
Come il gas si libera con effervescenza quando si stappa
la bibita gassata, così anche il gas contenuto nel magma
si allontana quando questo si avvicina alla superficie durante
un’eruzione. In questo modo il magma si trasforma
in LAVA: un magma degassato. Sono le bolle di gas che
sfuggono dal magma a provocarne l’innalzamento nel
camino vulcanico e poi l’eruzione, proprio come il gas
contenuto in una bibita gassata troppo agitata o calda ne
provoca la fuoriuscita dal collo della bottiglia.
Dal magma che solidifica in profondità, ancora ricco di
gas, si ottengono le rocce intrusive mentre dalla lava, che
lo ha ormai perso, si formano le rocce effusive.

LE ROCCE MAGMATICHE
CARATTERISTICHE GENERALI
Sono quelle che si formano grazie alla solidificazione
di un magma, all’interno della crosta terrestre
(ROCCE INTRUSIVE) o all’esterno, quando
il magma è diventato lava (ROCCE EFFUSIVE).
Quindi, lo stesso magma può originare due rocce
diverse, una intrusiva e una effusiva, a seconda
delle condizioni di solidificazione.
La solidificazione di un magma è un processo
chimico-fisico che trasforma un liquido in un solido.
I solidi hanno alcune importanti proprietà, alcune delle quali già osservate nel corso dello studio
dei minerali:
1) Poiché lo STATO NORMALE DI UN SOLIDO È QUELLO CRISTALLINO, le rocce magmatiche sono
quasi sempre formate da cristalli, visibili a occhio nudo o con particolari microscopi.
2) Poiché i solidi cristallini sono di norma immiscibili tra di loro, ogni sostanza solidifica indipendentemente
dalle altre. Il risultato è che, in ogni roccia magmatica, si possono riconoscere
i singoli minerali.
Tuttavia, molto dipende dalle condizioni in cui avviene la solidificazione.
La cristallizzazione è un processo lento: richiede che le singole particelle microscopiche (atomi o
ioni) raggiungano la posizione ottimale all’interno di un reticolo cristallino ordinato. Purtroppo, le
particelle non sanno dove andare: non hanno né un navigatore GPS, né una bussola, né tanto meno
un cervello, per quanto microscopico, ma si muovono a caso. Quindi, come gli ebrei nel deserto alla
ricerca della Terra Promessa, devono
raggiungere per caso la posizione
più stabile, nella quale poi tenderanno
a rimanere stabilmente. E’ ovvio
che le particelle troveranno più facilmente
questa posizione ottimale se
dispongono di molto tempo (cioè se
la solidificazione è lenta) e se si possono
muovere all’interno di un liquido
poco viscoso che non ne rallenti
troppo il movimento (un magma caldo
e contenente gas piuttosto che una
lava fredda e degassata: al popolo di
Mosè sarebbe andata peggio se avesse
dovuto camminare, a caso, attraverso
una palude fangosa).
Un magma caldo con tutto il suo gas
è poco viscoso e le particelle si muovono
velocemente. Inoltre, poiché il
magma è incassato all’interno delle
NON E’ LA STESSA COSA: VISCOSO E DENSO.
Secondo il parlar comune, l’olio sarebbe più denso
dell’acqua perché scorre più lentamente su un piano
inclinato. L’alcool sarebbe particolarmente poco denso
ed è forse per questo motivo che a molte persone
“scorre giù” molto meglio dell’acqua.
Nel linguaggio scientifico non è affatto vero. La densità
viene definita come la massa dell’unità di volume:
un liquido è più denso di un altro se, a parità di volume,
ha una massa superiore.
La grandezza di cui si parla negli esempi sopra riportati
non è la densità, ma la viscosità: la resistenza opposta
da un liquido allo scorrimento. L’acqua è quindi
più viscosa dell’alcool ma meno dell’olio. La sua densità
è invece maggiore di quella dell’alcool e anche di
quella dello stesso olio che, infatti, galleggia.

occe, rimane caldo perché le rocce sono buoni isolanti termici.
In queste condizioni le particelle hanno tutto il tempo per muoversi, trovare la propria posizione ottimale,
staccarsi e cercarne un’altra e così via: si formano così dei cristalli che, se sono privi del caratteristico
habitus geometrico, è solo perché a un certo punto hanno trovato dei cristalli vicini che
hanno impedito un’ulteriore crescita. Ma a livello microscopico si tratta di veri cristalli, con le particelle
bene in ordine. La tessitura che si osserva in questi casi viene definita GRANULARE o
GRANITOIDE e il granito ne è il più classico esempio.
Nella lava che ha perso i gas e che si sta velocemente raffreddando, le particelle si muovono più
lentamente: ogni particella si trova costretta in brevi spazi e, per legarsi, “trova quello che trova”. I
cristalli che si formano sono piccoli, di solito microscopici, e i reticoli cristallini sono su piccola
scala. E’ molto più difficile riconoscerne la presenza, per non parlare di cercare di capire che minerali
sono. Qualche volta sono riconoscibili alcuni cristalli più grossi, di solito formatisi prima
dell’eruzione (fenocristalli). Una tessitura di questo tipo viene chiamata MICROCRISTALLINA o
PORFIRICA, perché un esempio ne è il ben noto porfido.
Se il raffreddamento è estremamente veloce, come nel caso di una lava iniettata a sbuffi sul fondo
marino, le particelle non hanno nemmeno il tempo di lamentarsi, ma si fermano dove si trovano
senza quasi formare reticoli cristallini. In questo caso si parla di tessitura VETROSA, sia perché la
fisica definisce “vetro” una sostanza con particelle disordinate (quindi liquida) ma con caratteristiche
fisiche simili a quelle dei solidi, sia perché alcune rocce così formatesi, ad esempio l’ossidiana,
sembrano effettivamente vetro scuro.
COMUNI ROCCE INTRUSIVE
Le rocce intrusive sono abbastanza numerose.
La più comune è il granito, ma forse pochi
conoscono la diorite, il gabbro o la peridotite.
Il granito (a sinistra) è formato in prevalenza
da granelli chiari, con pochi granelli
scuri. Il gabbro (in basso a destra) e la peridotite,
al contrario, sono spesso nerastri,
mentre la diorite mostra una mescolanza di
granuli chiari e scuri all’incirca in parti uguali.
Tutte le rocce citate formano una serie (la serie
alcali-calcica), che non è l’unica serie esistente.
Il termine serie indica una successione
ordinata secondo un gradiente, cioè una
variazione graduale di una grandezza. Nella serie che abbiamo considerato la grandezza considerata
è il contenuto in silice (biossido di silicio:
SiO2).
Le rocce magmatiche sono formate da silicati,
e tutti i silicati contengono silice, ma non
in quantità uguale. Oltre a silicio e ossigeno,
ci sono altri elementi come l’alluminio, il
calcio, il sodio, il potassio, il magnesio e il
ferro. Questi ultimi due sono particolarmente
importanti, perché in qualche modo complementari
alla silice: se la silice è abbon-

dante, ad esempio più del 65% del magma, ferro e magnesio sono scarsi. I minerali che si formano
sono ricchi di silice e poveri di ferro e magnesio. Minerali di questo tipo, detti felsici (dal nome di
due minerali tipici, il feldspato e la silice, o quarzo), hanno tutti un colore chiaro o sono addirittura
incolori.
Al contrario, se abbondano ferro e magnesio e la silice scarseggia, i minerali prevalenti sono quelli
mafici (magnesio e ferro), e i minerali mafici sono di colore scuro.
Il granito è la roccia intrusiva più felsica (altrimenti detta acida): i minerali che lo formano sono
prevalentemente chiari. Il gabbro (a destra) è una roccia mafica (o basica): i suoi minerali sono scuri.
Gli altri casi sono intermedi e, con un po’ di pratica, si potrà tirare a indovinare il nome di una
roccia con una discreta speranza di non fare troppo una brutta figura.
DA VEDERE: LE ROCCE INTRUSIVE.
Il granito è una delle rocce più comuni, anche se non nel Veneto. Si forma in serbatoi sotterranei,
detti plutoni, che affiorano quando vengono sollevati con le montagne e messi a nudo dall’erosione;
non se ne vedono molti, quindi, quando le montagne sono giovani come le Alpi orientali. Vicini a
noi, sono fatti in gran parte di granito il massiccio di Cima d’Asta a Nord della Valsugana (da dove
numerosi blocchi scendono lungo il fiume Brenta) e l’Adamello.
Gabbri e peridotiti si formano in condizioni molto particolari, sul fondo dell’oceano, e possono affiorare
solo quando le spinte che sollevano le montagne riescono a strappare lembi di fondale oceanico
e a portarli ad alte quote. Questi eventi sono visibili soprattutto nelle zone cosiddette di “cerniera”
delle catene montuose. Anche qui il Veneto non offre molto: ne abbiamo invece numerosi
esempi nelle Alpi occidentali, Appennino settentrionale, Alpi dell’Austria (Tauri).

MANINE SANTE: OSSERVIAMO UNA ROCCIA INTRUSIVA
La prima cosa da fare per osservare una roccia intrusiva è procurarsene una. Oltre ai campioni messi
a disposizione dalla scuola o raccolti durante le escursioni, ci sono altre opportunità: scale, pavimenti,
piani da lavoro della cucina in granito (riconoscibili per le caratteristiche che sono state descritte).
In casi estremi una visitina al cimitero, oltre a ricordarci la brevità della vita e la caducità di
sogni e illusioni, potrà fornirci a iosa esempi di rocce anche rare. Per evitare guai con la giustizia
cimiteriale e con le anime dei defunti più vendicativi, è meglio evitare di raccogliere campioni.
In alternativa, è possibile raccogliere campioni di granito proveniente dal massiccio di Cima d’Asta
semplicemente raccogliendoli sul greto del Brenta, aspettando, come Maometto, che la montagna
vada da lui.
OSSERVAZIONE INTERPRETAZIONE
Effettuare la prova dell’HCl. Il granito è una roccia carbonatica o silicatica?
Effettuare la prova della du- La durezza della roccia è maggiore o minore di quella del vetro?
rezza su un pezzo di vetro.
Il granito è composto intera- Ogni granulo è, in effetti, un singolo cristallo, il che è tipico delle
mente da granuli.
rocce intrusive. Ogni granulo è formato da un unico minerale, poiché
i solidi non sono tra loro miscibili. Ogni granulo rappresenta
perciò una fase, cioè una porzione di materia chimicamente e fisicamente
omogenea.
I granuli sono di colore diver- I granuli più scuri sono formati da minerali mafici, in particolare da
so.
biotite, una mica nera a cristalli piatti e lucenti. I granuli opachi
bianchi o rosa sono formati da feldspati, che sono silicati felsici
(ricchi di silice). I granuli grigiastri, se li si guarda più attentamente,
appaiono traslucidi: sono cristalli di quarzo.
I granuli scuri di biotite sono I cristalli di biotite si formano per primi, quando quasi tutto il
spesso lucenti e di forma più magma è liquido: possono quindi accrescersi liberamente.
regolare (se luccicano, signifi- I cristalli di quarzo si formano per ultimi e il loro accrescimento è
ca che hanno almeno una fac- bloccato dai cristalli già formati.
cia piana); i granuli di quarzo
hanno invece forma irregolare.
I granuli non sono disposti or- L’accrescimento dei cristalli avviene in sospensione nel fuso, quindinatamente,
vale a dire che di “in assenza di gravità”, come se galleggiassero in una piscina.
non si riconoscono striature o Per questo non crescono secondo direzioni particolari, ma in modo
macchie o altro nella roccia (se casuale.
ci sono, abbiamo scelto la cu- E’ ovvio che questo “disordine” interessa solo i cristalli nel loro incina
o la lapide sbagliati) sieme, non le particelle che li formano, che hanno sempre un grado
di ordine elevatissimo.

COMUNI ROCCE EFFUSIVE
Anche per le rocce effusive vale la distinzione in felsiche,
intermedie e mafiche (oppure acide, intermedie e basiche).
Va detto però che le serie effusive sono più complicate di
quelle intrusive e che le modalità di cristallizzazione non
rendono facile il riconoscimento dei minerali, nemmeno per
quanto riguarda il colore. L’unico modo per dare un nome
sicuro a una roccia effusiva è quasi sempre l’analisi chimica,
che viene effettuata nei laboratori universitari di ricerca.
Un magma acido (quello che in condizioni intrusive dà un granito), se coinvolto in un’eruzione, origina
una roccia chiamata riolite (in alto, a destra) si dice che la riolite è il corrispondente effusivo
del granito. E’ la roccia che viene commercialmente chiamata
porfido e che trova ampi impieghi nell’edilizia e nelle pavimentazioni
stradali.
Il corrispondente effusivo di gabbri e peridotiti (da magma basico,
o mafico) si chiama basalto. E’ di gran lunga la roccia effusiva
più comune sulla Terra. E’ una roccia facilmente identificabile
perché nera e pesante.
Anche la trachite (in basso), che si estrae nei Colli Euganei, è
una roccia effusiva, che appartiene ad una serie diversa rispetto
al basalto e alla riolite. E’ molto usata nei cordoli dei marciapiedi
e nei rivestimenti alla base dei muri, perché è resistentissima
all’abrasione ed è anche di bell’aspetto.
Il riconoscimento delle rocce effusive è più difficile rispetto alle
intrusive e richiede spesso competenze specialistiche. A grandi
linee, ci si può basare sulla tessitura e, in pochi casi e con ampi
spazi per il dubbio, sul colore.
La tessitura di queste rocce può essere porfirica, microcristallina o vetrosa.
La tessitura porfirica si manifesta con la presenza di alcuni cristalli
ben visibili (per forma, colore, lucentezza) ma isolati
all’interno di una pasta di fondo uniforme. L’aspetto è quello
di un torrone mandorlato (con mandorle piccolissime). I cristalli
visibili sono chiamati fenocristalli (che significa appunto
“cristalli visibili”). Possono essersi formati nella camera magmatica
prima dell’eruzione, oppure durante la stessa, quando
un componente della lava era particolarmente abbondante.
Questa tessitura è ben visibile, per esempio, nella riolite, commercialmente
denominata porfido.
La tessitura microcristallina è di più difficile identificazione,
perché non ci sono nemmeno i fenocristalli a dare una mano. I
piccolissimi cristalli sono visibili solo con particolari microscopi,
dopo aver effettuato una sezione sottile della roccia: non è un’operazione alla portata dei comuni
mortali, ma solo di laboratori specializzati. Con poco tempo per formarsi, i cristalli sono rimasti
di dimensioni piccolissime. Questa tessitura è comune nel basalto.
Se nemmeno al microscopio si osservano cristalli, ma si è comunque certi che si tratti di una roccia
effusiva, allora siamo in presenza di una tessitura vetrosa. Il raffreddamento è stato così rapido che
le particelle della lava sono state congelate nelle loro posizioni, senza potersi organizzare in cristal-

li. Sono fatte in questo modo l’ossidiana e la pomice, ma anche molti basalti formatisi sul fondo del
mare mostrano tessitura vetrosa.
DA VEDERE: LE ROCCE EFFUSIVE.
E’ molto noto il “porfido” che viene estratto tra Trento e Bolzano e che viene venduto in tutta Europa.
E’ evidentissimo il cambiamento di colore, dal bianco della dolomia al rosso del porfido, che si
osserva nelle montagne percorrendo l’autostrada tra Trento e Bolzano all’altezza di Ora. Impressionante
è l’orrido della Val d’Ega, che da Bolzano si dirige verso le Dolomiti, ma certo il paesaggio
più segnato dallo sfruttamento di questa roccia è quello della Val di Cembra, tra Pergine e Segonzano,
dove si concentra l’attività estrattiva.
Rocce effusive acide molto simili affiorano anche nei monti vicentini, ad esempio a Posina, presso
il Passo di Campogrosso o sul M. Alba, nei pressi del Col di Xomo.
Il nero basalto affiora in abbondanza nei dintorni di Schio ed è il più importante indizio della passata
attività vulcanica dei nostri monti. Tra le numerosissime località si possono scegliere i dintorni
del Passo dello Zovo, con il ben noto camino vulcanico del Mución, o le colline delle Bregonze tra
Chiuppano e Lugo. E’ invece inutile cercare il basalto sulla cima del M. Summano che, nonostante
le leggende e la forma conica, non è mai stato un vulcano!

MANINE SANTE: OSSERVIAMO UNA ROCCIA EFFUSIVA
Non è difficile trovare un campione. Una tipica roccia effusiva, la riolite, comunemente nota come
porfido, è il materiale col quale sono lastricate strade e piazze. Un’altra è la trachite, di colore bruno
chiaro, con la quale sono fatti i bordi dei marciapiedi e alcuni rivestimenti pregiati. Un’altra ancora
è il basalto, una pesante roccia nera (sasso moro) che affiora con una certa dovizia presso Schio.
OSSERVAZIONE INTERPRETAZIONE
Effettuare la prova dell’acido Il campione è una roccia carbonatica o silicatica?
cloridrico.
Effettuare la prova della du- La durezza della roccia è maggiore o minore di quella del vetro?
rezza su un pezzo di vetro.
Osservando con attenzione un I cristalli che si osservano sono i fenocristalli: quelli chiari sono di
campione di porfido (o di tra- quarzo o di feldspato, quelli scuri di minerali mafici. Tutto il resto è
chite), si notano dei cristalli la pasta di fondo microcristallina. La tessitura è porfirica.
chiari (incolori) e spesso cri- Nel basalto, che viene emesso a temperatura maggiore, i fenocristalli
scuri.
stalli possono non avere il tempo di formarsi. In questo caso, la tes-
Nel basalto i cristalli sono positura è completamente microcristallina. Se si osservano fenocrico
visibili o assenti.
stalli (di solito con un po’ di attenzione se ne vedono), questi sono
scuri perché mafici.
Il colore del porfido è generalmente
rossastro; quello del
basalto è più spesso nero.
I cristalli non sono disposti ordinatamente.
Molte rocce, comprese queste, contengono ferro. I composti di ferro
possono essere rossi, se molto ossidati, o neri, se poco ossidati (o
legati nei silicati mafici). Il colore rosso di una roccia è normalmente
dovuto alla presenza di ossidi di ferro.
Nel porfido il ferro non entra a far parte dei silicati, a causa della
rapidità della solidificazione, ma si combina con gli ioni ossigeno
presenti per formare ossido.
Nel basalto comune il ferro è ridotto (meno ossidato) e quindi impartisce
alla roccia un colore nero.
Anche qui, l’accrescimento dei cristalli avviene in sospensione nel
fuso, come nelle intrusive.
MANINE SANTE: DENSITA’ DI UNA ROCCIA EFFUSIVA
Una misura indiretta per capire di che roccia è composto un campione è la densità, intesa come il
rapporto tra la massa e il volume. Il metodo “delle tre pesate” è già stato proposto nel capitolo sui
minerali. In presenza di quantità più consistenti di materiale è possibile usare anche quello più rudimentale,
col cilindro graduato per misurare il volume del campione. In alternativa, si possono usare
la bilancia idrostatica (che sfrutta il principio di Archimede) o il galleggiamento in soluzioni di
liquidi pesanti (ad es. bromoformio) di densità nota.
Si consiglia di effettuare questa prova con riolite e basalto; è comunque ovvio che potrà funzionare
con qualsiasi altra roccia.

LE ROCCE SEDIMENTARIE
Le rocce sedimentarie sono un insieme molto vario che deriva dall’alterazione superficiale di altre
rocce. Pur nella loro diversità, tutte hanno in comune il processo che le forma: il processo sedimentario,
riassumibile in quattro fasi:
• FASE DI EROSIONE: frammenti di roccia vengono staccati dalla loro sede per azione meccanica,
oppure vengono sciolti nell’acqua.
• FASE DI TRASPORTO: questi materiali vengono trasportati da agenti come l’acqua corrente, il
vento, i ghiacciai o semplicemente la gravità (caduta). Il trasporto modifica la forma dei
frammenti, consumandoli e arrotondandoli.
• FASE DI SEDIMENTAZIONE: gli agenti hanno una capacità di trasporto limitata, esaurita la
quale devono depositare (sedimentare) i materiali trasportati. Questi materiali si accumulano
all’interno di bacini, detti bacini sedimentari. I materassi di sedimento sono ricchissimi di
pori che, nel caso di trasporto idrico, sono pieni d’acqua.
• FASE DI CEMENTAZIONE: i materiali sedimentati sono inizialmente sciolti e incoerenti (si
pensi a una sabbia o una ghiaia). Col passare del tempo, i materiali vengono compattati dal
peso dei sedimenti sovrastanti, l’acqua contenuta nei pori si allontana e i sali in essa disciolti
si depositano nei pori, riempiendoli e cementando i singoli granelli.
Un ruolo molto importante viene inoltre svolto dagli organismi viventi, che possono influenzare la
sedimentazione delle sostanze disciolte nell’acqua: basti pensare alle scogliere coralline tropicali,
formate da carbonato di calcio fissato dai minuscoli polipi dei coralli. Molto più di frequente, resti
organici restano intrappolati nei sedimenti, trasformandosi in fossili.
Come si può intuire, tutte queste fasi possono assumere caratteristiche molto diverse, originando
una grande varietà di rocce sedimentarie.
Per semplificare, possiamo suddividere le rocce sedimentarie in tre principali categorie:
• ROCCE CLASTICHE: sono formate da
frammenti solidi di altre rocce (clasti)
che hanno subito il processo sedimentario,
finendo col cementarsi
tra loro a formare rocce compatte.
Un esempio è l’arenaria, formata da
granelli di sabbia uniti tra loro.
• ROCCE CHIMICHE: formate da una reazione
chimica inorganica, che consiste
solitamente nella precipitazione
(separazione allo stato solido) di sali
che erano prima disciolti in acqua.
Un esempio è il salgemma, che si
forma quando l’acqua di mare evapora
in un bacino chiuso.
• ROCCE ORGANOGENE: sono originate
dalla sedimentazione di resti organici
APPROFONDIMENTO: LA CLASSIFICAZIONE
GRANULOMETRICA DEI SEDIMENTI
I sedimenti possono essere classificati in base a molti
indici, ma i più usati e significativi sono la granulometria
prevalente dei clasti e la loro forma.
I clasti più grandi, della dimensione dei decimetri,
sono chiamati ciottoli, quelli di dimensioni centimetriche
ghiaie, quelli millimetrici sabbie, quelli più
fini limi e argille.
In base alla forma, i clasti possono essere arrotondati
o spigolosi, rotondeggianti o appiattiti.
Una ghiaia arrotondata è indice di trasporto per rotolamento,
quindi di un’origine fluviale, una ghiaia a
elementi appiattiti è invece tipica di spiagge marittime
sassose. Una ghiaia o un insieme di ciottoli a
frammenti spigolosi mostra di non avere subito trasporto
significativo.

o, più frequentemente, da una reazione chimica provocata da organismi. Un esempio è il
calcare che forma le scogliere coralline, prelevato dall’acqua di mare dai polipi dei coralli e
fissato nei loro scheletri esterni.
COMUNI ROCCE CLASTICHE
Quasi tutti gli agenti di trasporto hanno la capacità di spostare solo certi tipi di sedimenti: il vento
solleva la sabbia, l’acqua dei fiumi può muovere massi e ciottoli nel corso montano, sabbie e ghiaie
nel corso medio, argille e limi in quello basso. Ne consegue che i sedimenti che si depositano in una
data località hanno dimensioni abbastanza uniformi: la sabbia del deserto e della spiaggia, la ghiaia
del torrente, l’argilla del grande delta fluviale. E’ possibile, quindi, classificare le rocce clastiche in
base alle dimensioni dei granuli che le formano.
Se la roccia è formata da ciottoli o ghiaia, prende il
nome di conglomerato: il suo aspetto è più o meno
quello di un calcestruzzo. Se i frammenti sono arrotondati
si parla di puddinga (foto in alto), se spigolosi
di breccia. Le puddinghe si formano anche oggi
nei greti dei fiumi e basta un’occhiata a uno di essi
(ad esempio il Brenta o anche il Leogra) per rendersene
conto. Nell’arco di alcune migliaia di anni la
cementazione trasformerà quegli ammassi di ghiaia
in conglomerati compatti. Al contrario, le brecce si
formano quando la roccia originaria viene fratturata
ma non trasportata: una breccia in formazione si può
osservare ai piedi delle pareti rocciose dolomitiche,
ad es. del Pasubio (ghiaione).
Se la roccia è formata da sabbia, si chiama arenaria
(foto al centro). Questa roccia è riconoscibile sia a
vista che al tatto, per il tipico aspetto “sabbioso” e
per la ruvidità. Le arenarie si formano nei bassi corsi
dei fiumi, nei deserti e nelle spiagge, dove è facile
osservarne l’aspetto prima della cementazione. Possono
essere formate prevalentemente da calcare
(calcarenite), da quarzo (quarzarenite) o altro.
Tipiche calcareniti si possono osservare proprio al
centro di Schio, nelle colline del Castello e della
Valletta. Basta prelevare un campione di roccia per
osservarne senza problemi l’aspetto sabbioso e per
constatarne la ruvidità al tatto. Osservando i muri costruiti
con pietra locale, spesso si possono trovare
fossili di conchiglie e ricci di mare evidentemente
marini.
Se i sedimenti sono ancora più fini si possono avere
siltiti (dall’inglese silt = limo) o argilliti (foto in basso).
Queste rocce si possono riconoscere per
l’aspetto terroso e, le argilliti, per la loro untuosità

qundo vengono bagnate. Gli ambienti di formazione delle siltiti e delle argilliti sono a bassa energia:
ad esempio, i delta fluviali, le lagune in cui sfociano fiumi e il fondo del mare a breve distanza
dalle coste.
Buoni esempi di siltiti rosse si possono trovare tra le Piane e il Tretto, ad esempio presso la Contrada
Munari.
Tipiche alternanze cicliche tra arenarie e argilliti sono invece comunissime sull’Appennino settentrionale
e si possono vedere, per esempio, percorrendo l’autostrada tra Bologna e Firenze.
MANINE SANTE: OSSERVIAMO UNA ROCCIA CLASTICA: L’ARENARIA
Gli abitanti di Schio non hanno grosse difficoltà a procurarsi campioni di arenaria: basta andare al
Castello, magari durante una bruciata, per trovare in abbondanza una roccia grigia o giallastra.
L’arenaria che si osserva qui è ricca di fossili marini, che però vengono asportati dall’“erosione umana”.
Per osservare qualcuno di questi esemplari e farsi un’idea del tipo di fauna e di ambiente è
possibile usufruire dei muri in pietra locale.
OSSERVAZIONE INTERPRETAZIONE
Effettuare la prova dell’acido Il campione è una roccia carbonatica o silicatica? Ma: l’eventuale
cloridrico.
calcare deriva dalla sabbia o dal cemento che lega i granelli?
Effettuare la prova della du- La durezza della roccia è maggiore o minore di quella del vetro?
rezza su un pezzo di vetro.
L’arenaria ha un aspetto sab- L’arenaria deriva dalla cementazione di granuli di sabbia, che hanbioso,
in cui è possibile, con no subito un trasporto e una selezione ad opera degli agenti di tra-
una lente, vedere i singoli grasporto. Non ci sono sassi, né si vede argilla.
nuli.
La sabbiosità può essere con- Quando la roccia viene fratturata, molti granuli vengono esposti e
fermata al tatto.
rendono la superficie scabra. L’alterazione superficiale tende a livellare
queste asperità e non consente di apprezzarle: anche per
questo è sempre bene compiere le proprie osservazioni su un campione
fratturato di recente.
Il colore può essere giallastro Il colore può dipendere dal colore dei sedimenti, quindi delle rocce
o grigio.
di origine, oppure dalla presenza o meno di ferro (colore giallastro).
Sono frequenti i fossili di or- Perché si formino fossili, occorre che la sedimentazione sia veloce:
ganismi con guscio calcareo. quindi, la terraferma doveva essere in rapida erosione, in modo che
i sedimenti potessero depositarsi in mare con abbondanza. Le Alpi
si stavano allora sollevando e gli agenti erosivi avevano buon gioco
nei confronti di rocce recentemente fratturate.
I fossili sono soprattutto con- Le arenarie di questo tipo si formano frequentemente lungo le cochiglie
e ricci di mare. ste, dove si depositano i detriti portati dai fiumi (si confronti
l’attuale alto Adriatico); queste sono le forme di vita tipiche di questi
ambienti.

APPROFONDIMENTO: PALEOGEOGRAFIA E RICOSTRUZIONE STORICA
Conoscendo l’ambiente di sedimentazione delle varie rocce, è possibile ricostruire la geografia di
milioni di anni fa, oppure la storia geologica di un ambiente.
ESEMPIO 1: ROCCE COEVE (= della stessa età, formatesi nello stesso momento). Una sottile formazione
rocciosa tipica dei monti alto vicentini è il Conglomerato del Tretto. In realtà, la roccia effettivamente
conglomeratica (per la precisione una puddinga) affiora solo al Tretto, mentre verso
Nordovest, in alta Val Leogra e nel Trentino meridionale, la stessa formazione contiene arenarie e
siltiti.
Poiché tutte queste rocce si sono formate nello stesso momento, si può desumere che il Tretto fosse
attraversato da fiumi a corso veloce, che depositavano ghiaie. Questi fiumi rallentavano poi progressivamente
il loro corso procedendo verso l’attuale Trentino, sedimentando prima la sabbia e poi
il limo. Se pensiamo all’attuale geografia della nostra zona, per spiegare questi dati dobbiamo immaginare
una situazione contraria all’attuale: una zona montana localizzata dove oggi c’è la pianura,
una pianura o addirittura un bacino marino dove oggi ci sono le Prealpi.
ESEMPIO 2: SUCCESSIONE DI STRATI SOVRAPPOSTI. Nella zona di Priabona è presente una
sequenza di strati sovrapposti, contenenti fossili marini. Alla base della sequenza c’è una breccia
(conglomerato del Boro), che indica un evento erosivo senza trasporto dei clasti. Al di sopra della
breccia si trovano delle arenarie con fossili marini, le tipiche rocce che si formano lungo una costa
bassa, e infine delle marne, che sono rocce calcaree contenenti argilla, indicatrici di un ambiente
schiettamente marino, anche se poco profondo e poco lontano dalla costa.
A differenza del caso del Conglomerato del Tretto, queste rocce non hanno la stessa età, ma si sono
formate nello stesso posto durante un lungo periodo di tempo. Un eremita fermo sulla cima di un
monte vicino, se fosse vissuto anche per pochi milioni di anni, avrebbe visto il mare invadere progressivamente
la terra. La successione descrive quindi la sequenza degli eventi accaduti in una località
lungo una costa rocciosa, erosa dalle onde, che veniva progressivamente invasa dal mare.
ESEMPIO 3. Le colline tra Poleo e il Castello di Schio sono formate da una serie di strati sovrapposti,
tutti di origine marina, composta da: 1) basalti formatisi sotto il mare (più antichi); 2) calcari
marini con alghe; 3) arenarie; 4) arenarie miste ad argilla (più recenti). A quale dei primi due esempi
somiglia di più questa situazione? Cosa può aver prodotto una tale successione?
COMUNI ROCCE SEDIMENTARIE CHIMICHE
Il più frequente meccanismo con cui si formano rocce sedimentarie chimiche è quello evaporitico.
Se un tratto di un bacino marino rimane isolato in un clima caldo e arido, l’evaporazione dell’acqua
lascia sul fondo i sali che vi erano contenuti. In questo modo si formano la dolomia evaporitica e il
calcare evaporitico, formati da carbonati rispettivamente di calcio e magnesio e di solo calcio, il
gesso (solfato di calcio idrato) e il salgemma (cloruro di sodio).
DA VEDERE: LE EVAPORITI. Nella zona scledense le evaporiti sono piuttosto rare. Si trovano qua e là
strati di dolomia, che formano tipiche cornici sporgenti, e giacimenti di gesso, che sono stati sfruttati
in passato. I più importanti, oggi praticamente esauriti, erano nella Val Rotolon di Recoaro, sui
monti tra questo paese e Torrebelvicino (Camonda) e alle Piane (Val dei Munari). Per osservare il
salgemma è molto istruttivo visitare le miniere di Salisburgo (Austria), bene attrezzate per il turismo.

Un’altra roccia chimica piuttosto curiosa è il particolare calcare (alabastro) che forma le concrezioni
delle grotte: stalattiti, stalagmiti, colonne, cortine ecc. Il carbonato di calcio, disciolto nell’acqua
leggermente acida delle piogge che penetrano nel terreno, si separa sulla parete delle cavità sotterranee
formando meravigliose strutture traslucide.
DA VEDERE: LE CONCREZIONI CALCAREE. Per osservare le concrezioni delle grotte, nell’Alto Vicentino
non c’è che l’imbarazzo della scelta, ma occorre prevedere l’accompagnamento di una guida
esperta e un’adeguata attrezzatura. In alternativa, si tratta solo di scegliere tra le numerose grotte attrezzate
per le visite: le più vicine sono quelle di Oliero, lungo la Valsugana a Nord di Bassano.
COMUNI ROCCE SEDIMENTARIE ORGANOGENE
In questa categoria vengono raggruppate rocce di aspetto diversissimo, che hanno come unica cosa
in comune l’essere derivate in gran parte dall’azione di organismi.
Uno degli esempi più facili da comprendere, anche se non proprio comunissimo nei nostri climi, è
rappresentato dal calcare compatto di scogliera, fissato dai coralli. Questi celenterati coloniali prelevano
sali dall’acqua, depositandoli nei loro scheletri interni; la massa di tutte le incrostazioni dei
singoli organismi forma le barriere coralline, tipiche dei mari tropicali. Queste strutture si conservano
ottimamente allo stato fossile e sono anche molto resistenti all’erosione.
DA VEDERE: LE SCOGLIERE OLIGOCENICHE DEI COLLI BERICI. Percorrendo la Riviera Berica a Sud di
Vicenza si osservano potenti affioramenti di roccia bianca, soprattutto nei pressi di Lumignano: sono
i resti meravigliosamente conservati di una barriera corallina che, nel periodo Oligocene (tra 10 e
20 milioni di anni fa circa), delimitava una laguna tropicale estesa fino all’altezza di Schio. Queste
pareti sono fatte di un calcare molto compatto e quasi privo di stratificazione, a riprova della crescita
continua dei banchi corallini.
Nelle zone in cui la marea entrava e usciva dalla laguna (canali di marea) si è depositata una roccia
diversa, ma formata da una sabbia derivante dall’erosione dei banchi corallini. Questa roccia, una
calcarenite, è la famosa pietra bianca di Vicenza, che caratterizza l’architettura del capoluogo berico,
di Padova e, in parte, di Venezia. Venne estratta fin dall’epoca romana in gallerie spesso di dimensioni
enormi: basti pensare alle famosissime Grotte di Costozza, che nel Cinquecento vennero
indicate come l’ottava meraviglia del mondo.
Molto più comune è il calcare micritico, cioè formato da
granuli di dimensioni microscopiche. Gli organismi responsabili
della formazione di questo calcare fanno parte del
plancton, l’insieme di piccoli animali e piante galleggianti,
noti per costituire il cibo di pesci e mammiferi marini. Molti
organismi planctonici (in particolare i cosiddetti foraminiferi:
foto a sinistra) si costruiscono un microscopico scheletro
esterno di carbonato di calcio, che ha la funzione di stabilizzatore
nel loro fluttuante habitat. Alla loro morte, questi gusci
sedimentano sul fondo del mare, originando dei fanghi
che si possono accumulare al ritmo vertiginoso di alcuni
centimetri per millennio (o meno). Poiché sedimenti si depositano
sopra altri sedimenti, quelli sottostanti si compattano
per la pressione, cementandosi e trasformandosi in roccia.

Se il calcare è privo o quasi di argilla, è segno che si è formato in mare profondo e molto lontano
dalla costa.
DA VEDERE: CALCARI MICRITICI: ROSSO AMMONITICO, BIANCONE E SCAGLIA ROSSA.
I calcari micritici meglio osservabili presso Schio sono: il Rosso Ammonitico “di Asiago”, usato
come pietra ornamentale e riconoscibile per i tipici fossili (ammoniti), il Biancone e la Scaglia Rossa
Veneta, usati come pietre da costruzione ma soprattutto per la produzione del cemento.
Entrambi sono coltivati in numerose cave: il Rosso Ammonitico è molto bene esposto nella Volta
Scura tra Tresché Conca e Canove, dove i colori e le tessiture mostrano i cambiamenti
nell’ambiente di sedimentazione; il Biancone e la Scaglia si possono osservare nelle cave di Magrè
e San Vito di Leguzzano.
Non tutti i microrganismi planctonici formano gusci calcarei:
alcuni, come i radiolari (a sinistra), utilizzano la silice
per costruire i loro fantastici quanto microscopici castelli.
Quando nei sedimenti prevalgono i gusci di radiolari, o
quando l’acidità dell’acqua di fondo scioglie il calcare dei
foraminiferi, si possono formare rocce molto particolari: le
selci, di aspetto traslucido e vetroso e molto dure. Spesso le
selci si trovano sotto forma di noduli o livelletti all’interno
dei calcari micritici, ad esempio nel Biancone.
Se il calcare micritico è misto a una discreta frazione di argilla,
allora si ottiene una roccia grigia e terrosa chiamata
marna. Una marna si forma sempre a breve distanza dalla costa, in quanto l’argilla viene portata dai
fiumi.
Dove l’apporto terrigeno è elevato, la marna sedimenta con rapidità e questo la rende spesso molto
ricca di fossili. Sono marne le rocce di Bolca, di Roncà, del Chiavone e di Priabona, che hanno fornito
larga messe di resti di organismi.
DA VEDERE: LE MARNE DI PRIABONA. Bei complessi di marne dal caratteristico aspetto terroso si
osservano nei dintorni di Priabona, anche lungo la strada. Si sono formate nell’Eocene superiore
in una laguna tropicale, durante un intervallo di quiete tra due periodi di intensa attività vulcanica.
Il mare era poco profondo, e nei dintorni di Priabona si possono vedere le tracce della sua invasione
di una terra dapprima emersa. I fiumi, sfociando nella laguna, depositavano sedimenti argillosi
che si mescolavano ai fanghi calcarei formatisi per opera dei microrganismi. Si formarono così
rocce miste, le marne appunto, ricchissime di vita e con condizioni ecologiche straordinariamente
adatte alla fossilizzazione.
Sul fondo di alcune piatte lagune tropicali, dove le maree alternativamente sommergono e lasciano
all’asciutto ampie estensioni, crescono microscopiche alghe che formano mucillagini in grado di
fissare il substrato e di cementarlo, prelevando il calcare dall’acqua marina. Questi feltri viscidi e
scivolosi si possono osservare, ad es., all’isola di Andros (Bahamas). Un tipo particolare di alghe
azzurre (oggi propriamente dette cianobatteri) forma in questo modo non dei feltri continui ma delle
colonne, chiamate stromatoliti. Sezionate, queste stromatoliti appaiono formate da numerosissime e
sottili lamine, simili a fogli di un libro. Il luogo più classico per osservarne la formazione attuale è
la Baia degli Squali in Australia.
Il calcare che viene così fissato, col tempo e grazie all’azione chimica dell’acqua marina, si trasforma
in una roccia a composizione mista calcio-magnesio: la dolomia. La dolomia depositata mi-

lioni di anni fa in antiche piane di marea sarebbe diventata la roccia più peculiare del paesaggio veneto
e trentino.
Il nome dolomia è dedicato al fortunato scopritore, il francese Dieudonné-Silvain-Guy-Tancrède de
Gratet Déodat de Dolomieu, che sul finire del XVIII secolo raccolse tra Trento e Bolzano uno strano
“calcare” poco reattivo all’acido cloridrico. La definizione della composizione chimica della dolomia
(e della dolomite, il minerale di carbonato doppio di calcio e magnesio che la forma) si deve
al naturalista Nicolas de Saussure, figlio di Horace Benedict, primo scalatore del Monte Bianco. La
scoperta fu ritenuta così importante da cambiare l’antico nome dei Monti Pallidi, da allora chiamati
Dolomiti.
La dolomite è anche una “mancata gloria” scledense. Infatti, alcuni anni prima il geologo veronese
Giovanni Arduino descrisse una nuova roccia raccolta sui monti di Schio, sulla quale eseguì varie
analisi. Dai resoconti si comprende come il nuovo “tipo di marmo” fosse proprio dolomia, ma
l’Arduino non seppe riconoscere il giusto peso della sua scoperta e non propose nemmeno un nome
per essa.
DA VEDERE: LA DOLOMIA PRINCIPALE DEL PASUBIO.
Non è certo necessario salire sulle Dolomiti per vedere questa roccia, che è abbondantissima
nell’Alto Vicentino. Essa forma i versanti del Pasubio, del Sengio Alto e delle Piccole Dolomiti,
gran parte del M. Summano e del Novegno, i fianchi della Val d’Astico e della Val Brenta e numerosi
altri rilievi.
E’ facile anche osservare le stromatoliti, senza andare in Australia: molti strati di dolomia, nelle località
citate, si presentano nel caratteristico aspetto fogliettato ed è ancora più facile trovarne tra i
frammenti che si accumulano nei ghiaioni ai piedi delle pareti.
Con un po’ di attenzione, si possono trovare i calchi fossili di Worthenia, tra i pochi molluschi dotati
di una conchiglia capace di conservarsi durante la trasformazione del calcare in dolomia.
Appartengono alle rocce sedimentarie organogene anche i carboni fossili e il petrolio, derivati i
primi dai resti sepolti di antiche foreste o paludi, il secondo da accumuli di organismi marini. Seppure,
come rocce, non siano certo comuni, hanno un’importanza economica grandissima: nessuno
farebbe mai una guerra per la dolomia o per il granito.
In entrambi i casi, la decomposizione del materiale organico avviene fuori del contatto con l’aria e
consiste nell’eliminazione progressiva di ossigeno e idrogeno sotto forma d’acqua. Delle molecole
originarie rimane solo il carbonio nel carbone, il carbonio e l’eccesso di idrogeno nel petrolio.
Il carbone fossile si distingue, in base all’età e alla purezza in carbonio crescenti, in torba, lignite,
litantrace e antracite. La torba è praticamente materia vegetale che ha appena iniziato la propria
carbonificazione, l’antracite è carbonio quasi puro che inizia a cristallizzare in forma di grafite.
Il petrolio è formato invece da idrocarburi liquidi e gassosi che si raccolgono (se si è fortunati) in
sacche all’interno di rocce sedimentarie porose.
DA VEDERE: LE ANTICHE MINIERE DI LIGNITE DELLE BREGONZE.
Se – ahimè – non ci sono pozzi di petrolio nell’Alto Vicentino, le miniere di lignite sono state numerose,
soprattutto nella Valle dell’Agno (Campotamaso), sulle Bregonze e persino a Pievebelvicino.
Numerose ma molto povere.
I resti di quella dei Pon di Chiuppano, sulle colline delle Bregonze, sono stati in parte attrezzati per
la visita. Dai suoi strati carboniosi furono estratti importanti fossili, tra cui l’Anthracotherium, un
primitivo maiale che nell’Oligocene grufolava nei veneti pantani.

LE ROCCE METAMORFICHE
Le rocce metamorfiche provengono dalla trasformazione fisica e chimica di altre rocce preesistenti.
Ma, occorre precisare, trasformazione sul luogo e senza che avvenga fusione. In sostanza, quando
una roccia viene scaldata o compressa, o entrambe le cose, e in conseguenza di ciò cambia qualcosa
nel suo aspetto, allora si parla di metamorfismo.
Si è accennato ai due fattori fisici: pressione e temperatura, ma occorre citarne anche un altro: la
presenza di fluidi. Una roccia metamorfica può derivare anche dalla reazione chimica tra una roccia
e fluidi vulcanici.
Per procedere con ordine, è meglio suddividere ulteriormente queste rocce in sottocategorie. Le più
importanti sono:
1) le rocce metamorfiche regionali;
2) le rocce metamorfiche per contatto.
METAMORFISMO REGIONALE
Si parla di metamorfismo regionale quando viene coinvolta nel metamorfismo un’intera regione (in
senso geografico, ovviamente, e non amministrativo: le Alpi, e non il Veneto). E’, cioè, un metamorfismo
a grande scala.
Il fenomeno avviene ogni volta che si forma una catena montuosa. Il
sollevamento di una montagna corrisponde a un ispessimento della
crosta terrestre. Poiché con la profondità aumentano sia la pressione
che la temperatura, le rocce che vengono coinvolte nel fenomeno (per
esempio un‘argillite sedimentata alla foce di un fiume) vengono a trovarsi
in condizioni di pressione e temperatura ben più alte rispetto a
quelle in cui si sono formate. Pertanto, i reticoli dei cristalli che le formano
non sono più stabili.
Cercando di semplificare al massimo, se i legami che tengono insieme le particelle vengono sottoposte
a pressione, possono deformarsi come un castello di carte sul quale si appoggia un boccale di
birra. In questo paragone, il castello non fa altro che schiacciarsi e le carte si appiattiscono sul tavolo.
Gli atomi non possono semplicemente distribuirsi disordinatamente in un piano ma devono legarsi
chimicamente in una struttura che li renda più stabili in questa nuova situazione. In sostanza,
si riorganizzano secondo nuovi reticoli che hanno forma appiattita. E poiché i reticoli più piatti sono
quelli dei fillosilicati (miche), sono questi che si formano ogniqualvolta intervenga il metamorfismo
regionale: le rocce metamorfiche regionali sono ricche di lucenti cristalli appiattiti di aspetto
metallico, paralleli tra loro come le carte schiacciate
sul tavolo.
Ma non è finito qui: non è solo la pressione che
modifica la forma dei reticoli, ma anche l’alta
temperatura. La temperatura provoca un aumento
del moto molecolare, rendendo più stabili i
reticoli nei quali ogni atomo ha più spazio in cui
muoversi. Il quarzo ha uno di questi reticoli relativamente
lassi e per questo lo si trova spesso
a far parte delle rocce metamorfiche.
Il risultato è una roccia scistosa: fatta cioè di innumerevoli e sottilissimi straterelli paralleli, spesso
con lucentezza metallica (grigi, verdi…), talvolta alternati a strati granulari o opalini di altri silicati
come il quarzo.

Non tutte le rocce si lasciano facilmente metamorfosare. La più sensibile è l’argillite, che è la roccia
più instabile dal punto di vista chimico-fisico. Le argilliti sono state molto studiate, perché possono
dare origine a una serie metamorfica completa.
Il risultato del metamorfismo di grado più basso è la fillade (dalla parola greca che significa: foglie).
E’ una roccia a grana finissima, microcristallina, nella quale i singoli cristalli non sono visibili.
E’ composta principalmente da microscopiche laminette di mica.
Un grado metamorfico medio dà origine ai micascisti, un gruppo di tipi rocciosi che hanno come
denominatore comune il fatto di essere formati da lamine visibili di miche. Inoltre, vi si riconoscono
anche minerali granulari, tra cui i granati, di colore scuro.
Il metamorfismo di grado alto origina gli gneiss (pron. gh-naiss). Uno gneiss si riconosce perché i
cristalli sono disposti ordinatamente in strati alternati di miche e quarzo, che danno alla roccia un
aspetto striato che ne permette una facile distinzione dal granito.
DA VEDERE: LE ROCCE METAMORFICHE REGIONALI
Nulla di più facile che vedere le filladi, soprattutto per chi abita nella Val Leogra o nell’alta Val
d’Agno (Torrebelvicino, Valli del Pasubio, Recoaro). Sono le rocce che affiorano diffusamente in
tutti e due i fondovalle. Sono rocce antichissime: si sono formate durante il sollevamento di una catena
montuosa precedente le Alpi e circa contemporanea dei rilievi ormai quasi spianati dell’Europa
centrale (Massiccio Centrale francese, Erzgebirge, Foresta Nera, ecc.).
Hanno un nome dialettale: lardàro, per una loro particolare caratteristica. Il metamorfismo ha interessato
un complesso insieme di sedimenti, alternativamente argilliti e arenarie. Le argilliti si sono
trasformate in filladi, mentre le arenarie, che non potevano originare fillosilicati perché formate di
solo quarzo, sono diventate quarziti: straterelli biancastri di quarzo traslucido ricristallizzato, di aspetto
che ai nostri avi, abituati a mangiare poco e a sognare cene luculliane a base di maiale, ha ricordato
il lardo. Da qui il nome dialettale: lardàro.
Per vedere micascisti e gneiss occorre fare un po’ più di strada, perché i primi non affiorano nei nostri
dintorni e i secondi formano pochi livelli nei dintorni di Recoaro, molto difficili da identificare.
Chi proprio volesse vedere gli gneiss dovrebbe recarsi sui Lagorai, in sinistra Valsugana, o raccogliere
i bei ciottoli striati nel greto del Brenta.

MANINE SANTE: OSSERVIAMO UNA ROCCIA METAMORFICA REGIONALE: LA FILLADE
Per trovare una fillade basta cercarla nei dintorni di Torrebelvicino, Valli del Pasubio, Recoaro
Terme o nei greti del Leogra e dell’Agno. I muri costruiti con questo materiale sono già poco stabili
per conto loro, non è il caso di danneggiarli.
OSSERVAZIONE INTERPRETAZIONE
Effettuare la prova dell’acido Il campione è una roccia carbonatica o silicatica?
cloridrico.
Effettuare la prova della du- La durezza della roccia è maggiore o minore di quella del vetro?
rezza su un pezzo di vetro.
L’aspetto è quello di un pacco La lucentezza metallica è data dalla specularità dei fillosilicati, che
di lamine di lucentezza metal- riflettono la luce quasi allo stesso modo dei metalli. Questa speculica.larità
è resa possibile dal parallelismo dei cristalli.
Le lamine non sembrano esse- Il basso grado di metamorfismo delle argilliti non permette la forre
formate da cristalli, ma conmazione di grandi reticoli cristallini. Di conseguenza, ogni lamina
tinue.
visibile è un insieme di numerosissimi microcristalli, ognuno dei
quali è invisibile a occhio nudo.
I cristalli sono disposti ordina- La ricristallizzazione deriva da una pressione orientata: i piani dei
tamente, tanto che gli straterel- fillosilicati sono paralleli perché disposti in modo da resistere al
li si possono staccare gli uni meglio a questa pressione. In questo modo, si forma quella partico-
dagli altri.
lare tessitura nota come scistosità, consistente nella disposizione
dei cristalli in straterelli discreti (il cui significato è del tutto diverso
dagli strati delle rocce sedimentarie).
METAMORFISMO DI CONTATTO
Contatto con cosa? Con qualcosa di molto caldo, magari contenente fluidi in grado di reagire chimicamente
con le rocce incassanti: bravi, un magma. Le rocce metamorfiche per contatto si formano a
spese delle rocce che formano il “contenitore” di una sufficiente quantità di magma: un serbatoio
magmatico, ma anche un cospicuo camino o un insieme di filoni. In questo modo, le rocce subiscono
una “ricottura” che ne modifica profondamente le caratteristiche chimiche, fisiche e visive.
Se la roccia che subisce un metamorfismo di questo tipo è un calcare o una dolomia, si forma finalmente
quello che anche i geologi chiamano marmo. Un vero marmo è una roccia calcarea metamorfosata
per contatto: non un granito, non un calcare o altro, ma solo questo.
Un vero marmo è il marmo di Carrara, che si estrae in innumerevoli cave sulle Alpi Apuane.
All’analisi chimica-mineralogica è calcite quasi pura; l’aspetto è cristallino, saccaroide in quanto
ricorda una zolletta di zucchero molto cresciuta. Presenta spesso striature grigie o nerastre: sono i
minerali che sono formati dalla reazione tra il calcare incassante e i fluidi magmatici.
Se il magma si incassa in una roccia silicea, ad esempio un’arenaria quarzosa, si può formare una
quarzite, una roccia molto dura, formata da granuli di quarzo ricristallizzato, di solito brunastra perché
sporca di ossidi di ferro.

DA VEDERE: IL MARMO GRIGIO PERLA DEL PASSO DELLA BORCOLA
Ferma restando la spettacolarità del paesaggio delle Alpi Apuane, che merita una visita magari abbinata
alle spiagge della sottostante Versilia, anche nell’alto Vicentino sono state utilizzate cave di
vero marmo metamorfico. Si tratta di un bel marmo di aspetto vagamente perlaceo, microcristallino,
che si estraeva in particolare nella zona del Pasubio. Poiché la roccia originaria non è calcare, ma
dolomia, l’aspetto del marmo è del tutto diverso da quello delle Apuane, ma non per questo meno
piacevole.
Il posto migliore per osservare una cava di marmo grigio perla è il Passo della Borcola, in cima alla
Val Posina. Qui si vedono benissimo non solo le bancate di marmo e la grande discarica (nella quale
è facile trovare alcuni tipici minerali magnesiferi, come la brucite), ma anche i neri filoni di basalto
responsabili del metamorfismo, che si intersecano quasi perpendicolarmente. L’iniezione del
magma è avvenuta lungo alcune superfici di strato e lungo alcune fratture ad esse perpendicolari.
Questo marmo, lucidato e messo in posto, forma quasi tutti gli altari e molti rivestimenti interni delle
chiese delle valli di Posina e Laghi.
Anche sul Pasubio esistevano alcune cave, del tutto simili a quella della Borcola. Una è visibile dalla
strada degli Scarrubi: la sua posizione giustifica ampiamente il nome di Nido d’Aquila; un’altra
era aperta nella Val Canale, rivolta verso la Val Leogra. Il marmo veniva cavato in grandi blocchi e
calato tramite teleferiche.

MANINE SANTE: OSSERVIAMO UNA ROCCIA METAMORFICA DI CONTATTO: IL
MARMO DI CARRARA
Il marmo di Carrara (o simile) è talvolta utilizzato nell’edilizia e nell’arredo urbano di lusso (a
Schio i cubetti bianchi alternati al porfido nelle piazze recentemente ripavimentate). Nel Vicentino è
stato poco usato come marmo statuario, perchè si preferivano altri materiali locali come la pietra di
Costozza (una calcarenite) o quella di Piovene (un calcare). E’ forse più facile da trovare nelle discariche
dei marmisti.
OSSERVAZIONE INTERPRETAZIONE
Effettuare la prova dell’acido Il campione è una roccia carbonatica o silicatica?
cloridrico.
Effettuare la prova della du- La durezza della roccia è maggiore o minore di quella del vetro?
rezza su un pezzo di vetro.
Osservando con attenzione un L’aspetto saccaroide è dovuto ai cristalli di calcite che si sono for-
campione di marmo, si osserva mati a spese dei granuli di calcare della roccia originaria. Il proces-
un aspetto saccaroide, cioè siso di ricristallizzazione è dovuto all’elevata temperatura a contatto
mile a zucchero.
con un magma: l’aumentato moto molecolare permette alle particelle
di rompere i precedenti legami e di ricostruire reticoli cristallini
più stabili.
Il colore del marmo è bianco, Il marmo è formato quasi del tutto di carbonato di calcio, il noto
ma può avere sfumature grigie calcare che, come quello delle lavatrici che si vede nelle pubblicità,
o nerastre.
è di colore bianco. Le striature nere sono date dalla diffusione di
fluidi vulcanici, che trasformano parte del carbonato di calcio in altri
sali (solfuri, silicati ecc.).
I cristalli non sono disposti or- La ricristallizzazione avviene secondo orientamenti casuali, non esdinatamente.sendovi
una direzione preferenziale come nel caso delle metamorfiti
regionali.

PER SAPERNE DI PIU’
In rete si trovano numerosi siti di grande interesse. Per approfondire o chiarire aspetti sullo studio
delle rocce è grandemente consigliato http://www.geologia.com/index.php
Per aspetti inerenti in particolare le rocce sedimentarie e metamorfiche, molto interessante è anche
(in inglese): http://enterprise.cc.uakron.edu/geology/natscigeo/Lectures/smrocks/sedmeta.htm
DA VEDERE: COLLEZIONI PUBBLICHE DI ROCCE NEL VENETO E TRENTINO-ALTO A-
DIGE.
Collezioni strepitose di rocce si possono trovare presso numerosi musei aperti al pubblico, di tutte le
dimensioni e distribuiti in tutto il territorio regionale. Di seguito sono riportate le più importanti.
MUSEO CIVICO DI STORIA NATURALE DI VERONA. Palazzo Pompei, Lungadige di Porta Vittoria, 9,
Verona. Tel. 045 8079400. Chiuso il venerdì; giorni feriali 9-19, domenica 14-19.
http://www.museostorianaturaleverona.it/ Ottima collezione petrografica.
MUSEO CIVICO DI STORIA E SCIENZE NATURALI BELLONA DI MONTEBELLUNA. Via Piave, 51, 31044
Montebelluna (TV). Aperto da lunedì a venerdì dalle 9 alle 12.30 e dalle 14.30 alle 18; sabato e
domenica dalle 9 alle 12.30 e dalle 14.30 alle 18.30. Tel. 0423 300465. Possiede una sezione di
Scienze della Terra (5 sale).
http://www.museomontebelluna.it/index.php
MUSEO DI GEOLOGIA E PALEONTOLOGIA DELL’UNIVERSITÀ DI PADOVA. Via Matteotti, 32, Padova.
Tel. 049 8272086. Visite in orario d’ufficio su prenotazione telefonica obbligatoria. Consiste oggi
in circa 70.000 esemplari di fossili e rocce per la gran parte provenienti dal territorio delle tre Venezie.
http://www.geol.unipd.it/06_museo/museo.htm
MUSEO DI MINERALOGIA E PETROLOGIA DELL’UNIVERSITÀ DI PADOVA. C/o Dipartimento di Mineralogia
e Petrologia, Corso Garibaldi 37, Padova. Tel. 049 8272000. Aperto su richiesta. Il Museo si
basa sulla collezione di A. Vallisneri, che risale al Settecento e comprende la collezione sistematica
(classificata cioè secondo un criterio cristallochimico), la collezione genetica (classificata secondo
l'ambiente di formazione) e la collezione giacimentologica (classificata a seconda dei giacimenti di
provenienza). Interessante la collezione 'Gasser', che comprende alcuni pezzi rari.
http://www.unipd.it/musei/mineralogia/
MUSEO GEOPALEONTOLOGICO “CAVA BOMBA”. Via Bomba, Cinto Euganeo (PD). Tel. 0429
647166. Orario invernale:sabato dalle 14.00 alle 18.00, domenica e festivi dalle 9.00 alle 13.00 e
dalle 14.00 alle 18.00.Orario estivo:sabato dalle 15.00 alle 19.00, domenica e festivi dalle 10.00 alle
13.00 e dalle 14.00 alle 19.00. Il Museo documenta l'assetto geologico del territorio euganeo attraverso
collezioni di rocce e paleontologiche. E' presente una sezione introduttiva alle scienze della
terra.
e-mail: cedi@turismocultura.it

MUSEO CIVICO NATURALISTICO DI MASERADA DI PIAVE. Viale Cazzaniga, 67, 31052 Maserada di
Piave (TV). Tel. 0422 877167; 0422 878415-8. Aperto su richiesta. Il Museo comprende una sezione
dedicata ai sassi del Piave, con circa 120 tipi di roccia.
e-mail: maserada@tin.it
MUSEO CIVICO DI GEOLOGIA E ETNOGRAFIA DI PREDAZZO. Piazza SS. Filippo e Giacomo, 1, 38037
Predazzo (TN). Tel. 0462 502392. Museo dedicato alla conoscenza delle Dolomiti e in particolare
alle Valli di Fiemme e Fassa. Le collezioni sono composte in prevalenza da campioni geologici di
provenienza locale.
e-mail: muspredi@tin.it
MUSEO CIVICO DI ROVERETO. Borgo S. Caterina, 41, Rovereto (TN). Tel. 0464 439055. Aperto da
martedì a domenica dalle 9.00 alle 12.00 e dalle 15.00 alle 18.00; da metà giugno a metà ottobre tutti
i venerdì e le domeniche: ore 20.00 - 22.00; aperto nei giorni festivi; chiuso 1 gennaio, Pasqua, 5
agosto, 1 novembre, 25 dicembre. Laboratori didattici ed escursioni sul territorio su prenotazione.
Collezione di rocce con sezioni sottili. Sito internet molto bello e regolarmente aggiornato.
http://www.museocivico.rovereto.tn.it
MUSEO TRIDENTINO DI STORIA NATURALE. Via Calepina 14, Trento. Tel. 0461 270311. Aperto dalle
9.00 alle 12.30 e dalle 14.30 alle 18.00; chiuso il lunedì.
http://www.mtsn.tn.it
Museo di Scienze Naturali di Bolzano. Via Bottai, 1 – Bindergasse, 1, 39100 Bolzano. 0471
412960. Aperto dalle 10.00 alle 18.00 da martedì a domenica. Chiuso il lunedì. Al primo piano sono
esposti esemplari di rocce eruttive o sedimentarie, strati metalliferi delle rocce metamorfiche delle
Alpi orientali, cristalli e altre reperti.
http://www.naturmuseum.it
Per ulteriori informazioni, links e descrizioni di musei in tutta Italia si consiglia il sito:
http://ulisse.sissa.it/index.jsp