La crosta terrestre è la parte più esterna del nostro pianeta, e presenta una struttura molto complessa che varia da zona a zona. La superficie è costituita da minerali e rocce.

I minerali

Un minerale è una sostanza naturale solida, caratterizzata da composizione chimica ben definita e con una disposizione degli atomi che la costituiscono fissa e costante per ogni tipo di minerale. I minerali sono in genere di natura inorganica, ma vengono compresi tra essi sostanze come i carboni, gli idrocarburi e l'ambra, la cui formazione passa attraverso processi organici.

Elementi chimici e minerali nella crosta terrestre

Alcuni minerali, come l'oro e l'argento, sono formati da un solo elemento, ma la maggiore parte è il risultato della combinazione di più elementi, legati tra loro in un composto chimico sotto forma di ossidi o sali.

I principali elementi che costituiscono la crosta di tipo continentale sono: Ossigeno, Silicio, Alluminio, Ferro, Calcio, Sodio, Potassio e Magnesio. Tra questi elementi, che costituiscono il 98% della crosta, prevalgono nettamente l'Ossigeno e il Silicio, che da soli arrivano al 75%. Gli stessi elementi sono presenti, ma in quantità diverse, nella crosta oceanica.

La struttura chimica dei minerali

Quasi tutti i minerali hanno una struttura cristallina, cioè un'"impalcatura" interna molto regolare e ordinata, che spesso si riflette in una forma esterna macroscopica altrettanto regolare, detta abito cristallino.

La struttura interna di un cristallo è caratterizzata da una disposizione degli atomi nello spazio tale che una stessa configurazione si ripete a intervalli regolari nelle tre dimensioni: tale struttura è il reticolo. Ad esempio nella molecola del salgemma (NaCl) ogni atomo di cloro è circondato da 6 atomi di sodio e viceversa, occupando i vertici di cubi ideali che si ripetono nello spazio.

In realtà quelli che occupano gli spazi del reticolo non sono atomi ma ioni (atomi che hanno perso o acquistato qualche elettrone assumendo una carica elettrica), tra quali si instaurano dei legami molto forti di tipo ionico, dovuti all'attrazione elettrostatica tra particelle di carica opposta. Quando cloro e sodio si combinano insieme per formare il cloruro di sodio, il cloro acquista un elettrone e si trasforma in anione (ione negativo), mentre il sodio lo cede e diventa un catione (ione positivo).

In alcuni minerali gli atomi sono legati tra loro da un diverso tipo di legame, detto covalente, nel quale gli atomi che si uniscono mettono in comune alcuni elettroni.

Le oltre 2000 specie di minerali possono essere ordinate in 32 classi di simmetria, caratterizzate da alcune forme semplici, che si possono combinare in numerose forme complesse.

Proprietà fisiche dei minerali

La durezza è la proprietà di resistere all'abrasione o alla scalfitura, e dipende dalla forza dei legami reticolari; viene misurata in base alla scala di Mohs, una successione di 10 minerali, ognuno dei quali scalfisce il minerale che lo precede nella scala e viene scalfito da quello che lo segue.

La sfaldatura è la tendenza a rompersi per urto secondo superfici piane parallele a una o più facce dell'abito cristallino; essa dipende dalla diversa forza dei legami tra gli atomi nelle diverse direzioni entro il cristallo.

Es. il salgemma si sfalda in frammenti cubici, mentre il quarzo, che presenta legami forti in tutte le direzioni, non si sfalda ma si frantuma FRATTURA. Questa può avvenire lungo superfici irregolari o ad andamento curvo.

La lucentezza misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo. Può essere metallica, tipica di sostanze che assorbono totalmente la luce (opache), o non metallica, tipica dei corpi più o meno trasparenti.

Il colore è una proprietà più evidente ma meno diagnostica, poiché mentre alcuni metalli presentano sempre lo stesso colore (idiocromatici), altri presentano colori diversi a seconda di impurità rimaste incluse nel reticolo durante la sua formazione o per particolari difetti in alcuni punti del reticolo (allocromatici).

Riferita al colore è la tecnica dello striscio, che consiste nell'osservazione del colore di un minerale in polvere, ottenuto sfregando il minerale su un frammento di porcellana ruvida. Il vantaggio di tale osservazione è dovuto alla costanza del colore dello striscio per un determinato minerale, anche se quest'ultimo si può presentare con colori diversi.

La densità dipende direttamente dall'addensamento di atomi nel reticolo, ma anche dalla pressione.

Formazione dei minerali

I minerali sono il risultato del processo di cristallizzazione, ossia nel passaggio di un insieme di atomi disordinati a porzioni di materia rigorosamente ordinata. Nel corso di tale processo un minerale è in equilibrio fisico-chimico con l'ambiente che lo circonda, per cui ogni variazione delle caratteristiche dell'ambiente si riflette nel processo di sviluppo dei cristalli.

Molti minerali si formano per cristallizzazione da un materiale fuso che si raffredda; altri per precipitazione di soluzioni acquose ad alta temperatura o per sublimazioni di vapori caldi; altri ancora per evaporazione di soluzioni acquose o come il risultato di un'attività biologica; altri, infine, per trasformazioni allo stato solido di minerali già esistenti che vengono sottoposti a variazioni di temperatura o di pressione.

I minerali delle rocce

La struttura reticolare e la composizione chimica dei minerali sono alla base di una loro suddivisione in 8 classi, che prendono il nome dall'anione presente nel composto. Ogni specie minerale comprende tutti gli individui minerali che hanno lo stesso reticolo strutturale e composizione chimica uguale.

Dei vari composti i più diffusi sono i silicati, dati dalla combinazione di ossigeno e silicio.

I silicati. In ogni silicato ogni ione silicio coordina 4 ioni ossigeno, e il gruppo silicato [SiO₄] che ne risulta ha la forma di un tetraedro, i cui vertici sono occupati dall'O e il centro dal Si. Il forte legame ossigeno-silicio (½ ionico, ½ covalente) dà origine a una struttura stabile ma non elettricamente neutra, poiché ogni ossigeno ha una carica pari a -2, mentre il Si a +4, restando un eccesso di carica negativa (-4).

Il modo più semplice per neutralizzare la carica del tetraedro è attraverso l'aggregazione di altri cationi, diversi dal silicio, dando origine a una struttura stabile, formata dai singoli tetraedri legati insieme da ioni positivi.

Ma i tetraedri possono anche legarsi direttamente tra loro, quando alcuni degli atomi di ossigeno dividono la loro carica con due atomi di silicio. Si possono formare così catene, lamine o reticoli di tetraedri, attraverso un processo detto polimerizzazione.

In tali strutture, una parte degli ossigeni (ossigeni-ponte) mantiene i collegamenti tra i tetraedri, mentre gli altri ossigeni (ossigeni di legame) si uniscono a cationi diversi dal silicio.

Tali cationi sono per lo più: sodio (Na⁺), potassio (K⁺), calcio (Ca²⁺), magnesio (mg²⁺), ferro ferroso (Fe²⁺) e ferrico (Fe³⁺), alluminio (Al³⁺). L'alluminio è l'unico catione che può sostituire il silicio nei tetraedri, dando origine agli alluminosilicati.

La struttura più semplice è quella dei nesosilicati, nei quali i tetraedri sono isolati, poiché i loro ossigeni si legano solo a cationi diversi dal silicio (es. olivina).

Negli inosilicati i tetraedri formano catene lineari indefinite, singole (pirosseni) o doppie (anfiboli). Es. rocce magmatiche.

Nei fillosilicati i tetraedri formano fogli di estensione laterale indefinita: i cationi e i gruppi OH^- legano tra loro fogli paralleli (miche, minerali argillosi).

Nei tettosilicati ogni tetraedro ha tutti i vertici in comune con altri tetraedri, così da formare una specie di intelaiatura tridimensionale continua e indefinita. La formula è SiO_2: poiché ogni due ioni ossigeno (O^2-) vi è uno ione silicio (Si⁴⁺), la struttura è elettricamente neutra e non accoglie altri cationi (quarzo).

Alluminosilicati. Se  il Si è sostituito dall'alluminio (Al³⁺), l'intelaiatura tridimensionale alluminosilicatica che ne deriva si fa più complessa e nelle sue cavità può contenere vari tipi di cationi. E' il caso dei feldspati (rocce magmatiche e metamorfiche), tra cui l'ortoclasio, che ospita il K⁺, e i plagioclasi, che ospitano i cationi Na⁺ e Ca²⁺ (anortite, albite).

minerali non silicatici. Nella costituzione di rocce i soli importanti tra questi minerali sono i minerali cartonatici, formati dall'anione (Co₃)^2- legato a uno o più cationi. I più comuni sono la calcite CaCO₃ e la dolomite CaMg(CO₃)₂, componenti delle rocce sedimentarie carboniche.

Frequenti sono anche il salgemma, NaCl, e il gesso, CaSO₄∙H₂O (solfato di calcio idrato), che si formano a seguito dell'evaporazione di acqua salata.

Roccia granito: quarzo + mica + ortoclasio.

Le rocce

Mentre un minerale è un composto chimico uniforme, una roccia il più delle volte è un aggregato naturale di diversi minerali, di solito compatto, che forma una massa ben individuabile. Le rocce sono per lo più costituite da più specie di minerali (rocce eterogenee), ma non di rado ci imbattiamo in masse rocciose omogenee, formate da un solo minerale (es. calcare, gesso, salgemma).

Le fucine delle rocce: i processi litogenetici

Le masse rocciose di cui è costituita la crosta si originano secondo processi litogenetici di tipo diverso:

Il processo magmatico è caratterizzato da un magma ad alta temperatura, la cui cristallizzazione per diminuzione della temperatura porta alla formazione delle rocce magmatiche. La cristallizzazione di un magma si completa a temperature non inferiori a 650 °C, quando rimangono ancora in circolazione molti fluidi che, raffreddandosi, danno origine ad ammassi di minerali, che si formano in condizioni dette post-magmatiche.

Il processo sedimentario comprende l'alterazione e l'erosione dei materiali rocciosi che affiorano in superficie (dove sono attivi gli agenti esogeni), e il successivo trasporto e accumulo, che portano alla formazione delle rocce sedimentarie.

Il processo metamorfico ha come caratteristica fondamentale la trasformazione, che avviene allo stato solido, di rocce preesistenti che vengono a trovarsi in condizioni ambientali diverse da quelle di origine: i minerali preesistenti, non più stabili, vengono distrutti e se ne formano altri, in equilibrio con le nuove condizioni: si hanno così le rocce metamorfiche.

Teoricamente la superficie terrestre "ripulita" dalla copertura vegetale e dal suolo, risulterebbe formata per il 55-60% da rocce metamorfiche, per il 35-40% da rocce ignee e fino al 5% da rocce sedimentarie. A debole profondità i continenti sono formati in prevalenza da rocce metamorfiche, mentre a forte profondità predominano le rocce ignee, che costituiscono enormi ammassi detti plutoni, o batoliti.

Rocce magmatiche o ignee

Dal magma alle rocce magmatiche

Un magma è una massa fusa che si forma entro la crosta o la parte alta del mantello (tra i 15 e i 100 km). Essa è una miscela complessa, ad alta temperatura, di silicati, ricca di gas disciolti. Se il magma subisce un raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: dal fuso si separano vari tipi di minerali, dalla cui aggregazione risulterà formata una nuova roccia.

Le rocce che divengono solide e cristalline in profondità sono dette intrusive (o plutoniche), quelle che si originano dalla fuoriuscita di magma (ora detto lava) sono dette effusive. Vengono inoltre dette ipoabissali (o filoniane) rocce derivate da corpi magmatici iniettati nella crosta a modeste profondità e di limitate dimensioni.

Nel caso delle rocce intrusive il magma cristallizza con una lenta diminuzione di temperatura, e diviene solido sotto la forte pressione della coltre sovrastante e in presenza di elementi aeriformi presenti in abbondanza nella massa fusa (componenti volatili). Sono presenti anche elementi metallici.

Tutti questi aeriformi conferiscono particolare fluidità al magma, facilitando così la mobilità delle molecole e, quindi, la cristallizzazione dei minerali, tanto da essere noti come agenti mineralizzatori.

Temperatura, pressione e componenti volatili sono quindi elementi che regolano la progressiva solidificazione della massa magmatica: poiché tale processo avviene in tempi molto lunghi, tutto il fuso arriva a cristallizzare e la roccia ignea intrusiva che ne deriva presenta una struttura granulare (olocristallino).

Nel caso delle rocce effusive, invece, il magma risale fino in superficie e solo una piccola parte del magma riesce a formare cristalli di dimensioni apprezzabili (fenocristalli). Quasi tutta la massa magmatica consolida, invece, in superficie sotto forma di minuti cristalli, o di sostanza vetrosa, poiché gli atomi non hanno avuto il tempo di organizzarsi in reticoli cristallini. Si formano, quindi, rocce con una pasta di fondo microcristallina, o anche in parte amorfa (vetrosa). Per rocce di questo tipo si parla di struttura porfirica.

Classificare le rocce magmatiche

I magmi ricchi di Si (62%) e Al danno origine a rocce acide o sialiche di colore chiaro.

Quelli più ricchi di Mg, Fe e Ca sono detti basici e danno origine a rocce scure, dal verde al grigio scuro e al nero, dette basiche o femiche.

I magmi con composizione intermedia sono detti neutri e danno origine alle rocce neutre.

Esistono magmi ultrabasici, in cui la percentuale di silice è inferiore al 45%. Essi danno origine a rocce molto scure, ricche di silicati di Mg e Fe, dette ultrabasiche o ultrafemiche .

Tenendo conto, inoltre, della presenza di elementi alcalini (Na e K) e alcalino-terrosi (Ca e Mg) si possono distinguere le rocce della serie calcalcalina (che si distinguono in acide-neutre-basiche-ultrabasiche) e rocce della serie alcalina (in cui il maggior contenuto di Na e K porta alla formazione di associazioni di minerali diverse).

Le "famiglie" di rocce magmatiche

Famiglia dei graniti. Rocce intrusive acide: quarzo, feldspati, mica nera Le masse fuse di tipo granitico vengono generate a grande profondità e consolidano lentamente dando origine ad ammassi di rocce durissime. E' il caso dei batoliti.

Tra le rocce effusive che hanno la stessa composizione chimica ma seguono un diverso processo di cristallizzazione vi sono le rioliti o lipariti, che possono assumere l'aspetto vetroso dell'ossidiana (a pasta vetrosa per la rapidità di raffreddamento) o quello spugnoso e bolloso delle pomici.

Famiglia delle dioriti. Derivano da magmi neutri. I corrispondenti effusivi delle dioriti tipiche, di regola con fenocristalli abbondanti e ben organizzati sono le ardesiti (o porfiriti) che sono il prodotto che caratterizza l'attività degli allineamenti di vulcani che fiancheggiano le grandi fosse abissali (catena delle Ande). Rocce ornamentali più belle.

Famiglia dei gabbri. Sono rocce intrusive basiche, scure con plagioclasi calcici associati a pirosseni, anfiboli e olivina (gabbri pirossenici, anfibolici e olivinici). Le corrispondenti rocce effusive sono i basalti, le rocce effusive più diffuse, che costituiscono anche il "pavimento" degli oceani.

Famiglia delle peridotiti. Le peridotiti (rocce ultrabasiche) sono formate in gran parte da olivina, nere e pesanti, sono il costituente fondamentale del mantello superiore.

Famiglia delle rocce alcaline. I magmi alcalini neutri possono dare origine alle sieniti (rocce intrusive, povere di quarzo e ricche di ortoclasio) e alle trachiti (corrispondenti effusive delle sieniti).

Da magmi alcalini basici derivano invece rocce ricche di feldspatoidi (leucite, nefelina). Le forme intrusive sono molto rare, mentre sono più diffuse le forme effusive, tra cui le lecititi, diffuse in Lazio e in Campania, caratterizzate da fenocristalli tondeggianti e biancastri di leucite sparsi in una pasta di fondo grigia. Sono utilizzate per lastricati.

Origine dei magmi

L'origine dei magmi ha un duplice aspetto: uno relativo alla loro natura chimica, in quanto danno origine a una molteplicità di rocce, l'altro relativo al loro stato fisico di materiale fuso, poiché la maggior parte dei magmi deriva dalla fusione localizzata di materiale solido.

Particolare importanza riveste la cristallizzazione frazionata: infatti durante il raffreddamento di un magma, i minerali che da esso possono formarsi si separano secondo un preciso ordine in base alla propria temperatura di fusione, e inoltre i cristalli dei minerali che si formano non si aggiungono a quelli separatisi in precedenza, ma possono reagire con il magma ancora fuso.

Ad esempio nel basalto, l'olivina, raggiunto il punto di solidificazione, può restare sparsa sotto forma di cristalli e reagendo con il magma formare i pirosseni, che a loro volta reagiscono per formare gli anfiboli.

Attraverso la differenziazione, data da una cristallizzazione frazionata irregolare, da un magma basaltico si può ottenere una roccia a composizione dioritica o addirittura granitica (casi limitati).

Rocce sedimentarie

Il termine sedimentazione indica la deposizione su terre emerse o sul fondo di bacini acquei, di materiali di varia origine, inorganica o organica.

Il lento passaggio da sedimenti freschi e sciolti a rocce coerenti avviene per un insieme di processi che globalmente prende il nome di diagenesi. La litificazione avviene per accumulo di sedimenti dovuto all'azione di agenti esogeni (compattazione o cementazione).

La compattazione implica l'azione del peso dei materiali che via via si sovrappongono e che, comprimendo i materiali sottostanti, riducono gli spazi vuoti tra i singoli frammenti (es. argille).

La cementazione è prodotta da acque che circolano nei sedimenti sfruttando la presenza di pori, e che portano in soluzione alcune sostanze che col tempo tendono a riempire i pori, cementando tra loro i granuli (calcite, silice).

E' possibile suddividere le rocce sedimentarie in:

Rocce clastiche (o detritiche). Sono rocce formate da frammenti di altre rocce di ogni tipo, che si accumulano quando il mezzo che li trasporta (acqua, vento ecc.) perde la sua energia.

Esse si distinguono in:

Psefiti o ruditi (clasti grossolani). Sono conglomerati che derivano dalla lenta cementazione delle ghiaie.

Psammiti o areniti (clasti medio-fini). Comprendono le arenarie, sabbie cementate ricche di granuli di quarzo o di frammenti di feldspati o di detriti di calcare.

Peliti o lutiti (clasti finissimi). Tipiche peliti sono le argille, che derivano dallo sgretolamento di rocce di vario tipo. Quando tali sedimenti diventano più compatti prendono il nome di argilliti.

Tra le rocce clastiche si collocano anche le marne, rocce che derivano da una mescolanza di calcare di origine detritica o chimica e di argilla di origine detritica.

Sono ritenute rocce clastiche anche le piroclastiti, depositi di materiali di varie dimensioni emessi da esplosioni vulcaniche.

Rocce organogene. Derivano dall'accumulo sul fondo marino di resti di organismi viventi (radiolari, diatomee, foraminiferi, molluschi ecc.), oppure sono costituite attivamente da alghe incrostanti, colonie di coralli: è il caso dei calcari organogeni.

Associate ai calcari sono le dolòmie, carbonati doppi di Ca e Mg, formatesi per un processo di diagenesi in rocce calcaree che vengono interessate da circolazione di soluzioni acquose ricche di Mg (dolomitizzazione).

Rocce organogene particolari sono il carbone (carboni fossili) e il petrolio (idrocarburi), costituiti da materiale organico (grandi masse di vegetali) che durante il processo di fossilizzazione diviene inorganico, arricchendosi gradualmente di carbonio.

Rocce chimiche. Si formano quando si depongono, per precipitazione chimica, vari sali, come il carbonato di calcio e altri composti, che in grandi masse prendono il nome di rocce di origine chimica (calcari, dolomie).

In gran parte si formano per effetto dell'evaporazione EVAPORITI (gesso, anidrite [CaSO₄], salgemma) o per un cambiamento dell'ambiente chimico (argilla, lateriti).

Rocce metAMORFiche

Il metamorfismo è una trasformazione di rocce preesistenti che non comporta il passaggio allo stato fuso: le reazioni che lo caratterizzano avvengono allo stato solido, anche se possono essere presenti in particolari fluidi (acqua e/o anidride carbonica) in grado di influenzare l'andamento delle reazioni. Quando i mutamenti ambientali superano le condizioni per cui i minerali di una roccia sono stabili, iniziano nella roccia una serie di reazioni chimiche (cristallizzazione metamorfica o blastesi), che portano alla comparsa di nuove associazioni mineralogiche.

Metamorfismo di contatto e metaformismo dinamico

Il metamorfismo di contatto si verifica nelle rocce a contatto con magmi caldi che si stanno raffreddando in profondità, la principale causa di trasformazione è l'aumento di temperatura.

Il metamorfismo dinamico si verifica in corrispondenza di grandi fratture che interessano notevoli spessori di crosta terrestre, dove le rocce che costituiscono i bordi opposti della frattura si spostano le une rispetto alle altre, spinte da forze ingentissime (le rocce a contatto tra le due masse in scorrimento subiscono notevoli cambiamenti di struttura e talvolta di composizione mineralogica MILONITI).

Il metamorfismo regionale

Il metamorfismo regionale interessa grandi porzioni di territorio, in quanto è collegato allo scontro di zolle terrestri e porta alla formazione di importanti catene montuose (ha notevole importanza la pressione).

Quando prevale l'azione di forti pressioni, si formano di preferenza minerali appiattiti e lamellari (es. miche) orientati tutti nello stesso modo (perpendicolari alla direzione della pressione), tanto da risultare regolarmente disposti lungo piani paralleli. Le rocce che ne derivano presentano una tipica scistosità, cioè la proprietà di suddividersi facilmente in lastre secondo piani paralleli (piani di scistosità).

Con l'aumentare della temperatura e della profondità prevalgono minerali di aspetto granulare.

I minerali di una roccia che sprofondi all'interno della crosta sono sottoposti a una continua trasformazione e il tipo di roccia metamorfica finale dipenderà dal punto in cui il processo si è arrestato.

Così da rocce argillose (contenenti quarzo e alluminosilicati) che arrivano in zona di metamorfismo di alto grado, si formano gli gneiss (g-naiss) costituiti da feldspato potassico, plagioclasio e miche.

Le "famiglie" di rocce metamorfiche

Tra i tipi principali vi sono le filladi, che derivano da metamorfismo di basso grado di rocce argillose o argillo-sabbiose; sono formate da minutissimi cristalli di quarzo, mica e clorite.

Vi sono poi:

I micascisti, con sottili letti alternati di piccoli cristalli di quarzo e miche. Derivano da metamorfismo regionale di grado medio o alto di rocce argillose.

Gli gneiss, che derivano da metamorfismo regionale di grado medio o alto, e hanno composizione simile a quella dei graniti.

Le quarziti (met. di rocce arenacee quarzose).

I marmi (met. regionale o di contatto di calcari).

I calcescisti (met. regionale di grado basso o medio di calcari marnosi o marne).

Le serpentiniti (rocce scistose di colore verde, derivate da met. regionale di basso grado di rocce ignee ultrabasiche).

Le scisti a glaucofane, che derivano dal metamorfismo a basso grado di lave basaltiche.

Le eclogiti e le granuliti a granati, che derivano da metamorfismo ad alte temperature.

Il ciclo litogenetico

Anche se ciascuno di essi appare nettamente caratterizzato, i processi magmatico, sedimentario e metamorfico fanno parte in realtà di un unico ciclo, di cui rappresentano diversi stadi successivi.

Il primo stadio comprende il processo magmatico con l'intrusione e l'effusione di materiali fusi in risalita nella crosta.

Il secondo stadio comprende il processo sedimentario con alterazione e disgregazione di qualunque roccia esposta in superficie e conseguente trasporto e accumulo di sedimenti.

Il terzo stadio comprende il processo metamorfico comprende il trasporto di rocce dalla superficie in profondità poi, attraverso i fenomeni di fusione (anatessi), ci riporta al processo magmatico.