Appunti di geologia

Università degli Studi di Cassino e del Lazio Meridionale

Dipartimento di Ingegneria Civile e Meccanica

Anno accademico 2016/2017

Geologia

Appunti del corso
Docente: Prof. M. Saroli

Indice

• Struttura della terra e rocce
• Deriva dei continenti
• Tettonica
• Orogenesi
• Terremoti
• Attività ignea
• Isostasia
• Carta tettonica e geologica
• Caratteristiche morfologiche e geologiche - Foglio 171 Gaeta

I minerali

La litosfera è costituita da rocce, miscele solide di minerali. Un minerale è una sostanza solida naturale, caratterizzata da una composizione chimica ben definita (o variabile entro ambiti ristretti) e con una disposizione ordinata e regolare degli atomi che la costituiscono, fissa e costante per ogni tipo di minerale. Sono in genere di origine inorganica, ma vengono compresi tra essi anche sostanze come i carboni, gli idrocarburi e l’ambra, la cui formazione passa attraverso processi organici. Ad ogni minerale viene associata una formula mineralogica che esprime la sua composizione.

La struttura cristallina dei minerali

Quasi tutti i minerali hanno una struttura cristallina, cioè un’impalcatura interna a livello atomico molto regolare e ordinata che spesso si riflette in una forma esterna macroscopica altrettanto regolare detto abito cristallino. Un cristallo, quindi, è una forma poliedrica, cioè un solido geometrico con facce, spigoli e vertici dovuti a un regolare accrescimento, atomo dopo atomo, a partire da una struttura tridimensionale elementare. Ogni volta che un minerale può accrescersi senza ostacoli, si sviluppa in cristalli singoli: se invece la crescita è ostacolata per lo sviluppo contemporaneo di altri cristalli, ne risulta una massa di individui fittamente aggregati, nei quali diventa impossibile riconoscere l’abito cristallino senza l’impiego di opportuni strumenti.

La struttura interna di un cristallo è quindi caratterizzata da una disposizione degli atomi nello spazio tale che una stessa configurazione si ripete a intervalli regolari nelle tre dimensioni; la struttura viene genericamente chiamata reticolo e si presenta come allineamenti regolari di atomi e sono separati da spazi vuoti. Un esempio semplice di reticolo è quello del cloruro di sodio (NaCl), il comune “sale da cucina”, presente in natura come minerale, il salgemma. Nel reticolo del salgemma gli atomi di cloro e di sodio sono disposti in modo da occupare alternativamente vertici di cubi ideali che si ripetono nello spazio come un insieme ordinato.

Come si vede, in un composto cristallino gli atomi non sono raggruppati a formare singole molecole: nel salgemma, per esempio, ogni atomo di sodio è circondato da 6 atomi di cloro. In realtà, nel caso esaminato, quelli che occupano gli spazi del reticolo non sono atomi ma ioni, cioè atomi che hanno perso o acquistato qualche elettrone, per cui hanno assunto una carica elettrica: è proprio la forza dovuta all’attrazione elettrostatica tra particelle di carica opposta che tiene legati tra loro.

Particolari tecniche che impiegano i raggi X hanno permesso di calcolare le dimensioni degli ioni: si è visto così che, in ogni reticolo, gli ioni sono strettamente “impacchettati” e che ciascuno risulta circondato da molti ioni di segno opposto, il che assicura alla struttura una grande stabilità, perché la forza elettrostatica è tanto maggiore quanto minore è la distanza tra gli ioni, però c’è da dire che in alcuni minerali gli atomi sono legati tra loro da un diverso di legame, detto covalente, nel quale gli atomi che si uniscono mettono in comune alcuni elettroni. La formazione di un tipo o l’altro legame dipende essenzialmente dalla struttura specifica dei singoli atomi, e dal tipo di legame dipendono a loro volta le proprietà fisiche dei minerali.

Proprietà fisiche dei minerali

Il riconoscimento dei minerali si basa sull’analisi di alcune proprietà fisiche caratteristiche, oltre che sulla forma, che, però, può non essere riconoscibile. La durezza è la proprietà di resistere all’abrasione o alla scalfittura, e dipende dalla forza dei legami reticolari; viene misurata in base alla scala di MOHS, una successione determinata empiricamente di 10 minerali, ciascuno dei quali può scalfire le facce del minerale che lo precede nella scala ma viene scalfito dal minerale che lo segue. La tabella 2.2 riporta la scala di MOHS, con l’indicazione della durezza relativa ad alcuni oggetti comuni, che possono essere facilmente usati come strumenti per una valutazione approssimata, ma molto pratica, di questa proprietà.

La sfaldatura è la tendenza di un minerale a rompersi per urto secondo superfici piane, parallele a una o più facce dell’abito cristallino. Un cristallo di salgemma, per esempio, si sfalda lungo le superfici che formano tra loro angoli diedri di 90 gradi, per cui i frammenti che ne risultano sono tutti di forma cubica; il quarzo, invece, il cui reticolo ha legami molto forti in tutte le direzioni, non si sfalda, ma si frantuma in frammenti di aspetto irregolare e tra loro diversi. In questo secondo caso si parla di frattura e può avvenire lungo superfici irregolari o di aspetto scheggioso o, ancora, ad andamento curvo.

La lucentezza misura il grado in cui la luce viene riflessa dalle facce di un cristallo, e si distingue in metallica, tipica di sostanze che assorbono totalmente la luce e che risultano opache, e non metallica, tipica dei corpi più o meno trasparenti. La lucentezza non metallica viene a sua volta descritta in termini qualitativi con una serie di aggettivi: resinosa, vetrosa, perlacea, ecc.

Il colore è una proprietà molto evidente, ma meno diagnostica di altre, perché, mentre alcuni minerali presentano sempre lo stesso colore, molti altri presentano colori diversi a seconda di impurità chimiche rimaste incluse nel reticolo durante la sua formazione o per particolari difetti in alcuni punti del reticolo. Riferita al colore è la tecnica dello striscio, che consiste nell’osservazione del colore di un minerale su un frammento di porcellana ruvida, non vetrificata.

Un’altra caratteristica importante dei minerali è la densità, che dipende direttamente dall’addensamento di atomi nel reticolo, per cui il suo valore è significativo anche per l’identificazione dei minerali.

Dove si formano i minerali

I minerali sono il risultato di una complessa serie di reazioni chimico-fisiche, che si possono genericamente riassumere nel processo di cristallizzazione, cioè nel passaggio da un insieme di atomi disordinati a porzioni di materia rigorosamente ordinata. Un minerale è in ogni momento in equilibrio fisico-chimico con l’ambiente che lo circonda, per cui ogni variazione delle caratteristiche dell’ambiente.

Molti minerali si formano per cristallizzazione da un materiale fuso che si raffredda; altri per precipitazione da soluzioni acquose ad alta temperatura o per sublimazione di vapori caldi; altri ancora per evaporazione di soluzioni acquose, o come risultato di 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 in genere nome dall’anione presente nel composto. Le unità base di questa classificazione sono le specie minerali, ognuna delle quali comprende tutti gli individui minerali che hanno lo stesso reticolo strutturale e composizione chimica uguale, e che sono in equilibrio con i parametri che caratterizzano l’ambiente naturale in cui si formano. Una specie minerale può presentare delle varietà, caratterizzate da qualche particolarità chimica o fisica non sempre costante, come il colore di molti minerali trasparenti, che varia, come abbiamo visto, per la presenza di impurità chimiche o difetti del reticolo.

Le oltre 2000 specie di minerali oggi note non hanno però tutte la stessa importanza nella composizione della crosta terrestre; le specie veramente abbondanti sono una ventina ed è dalla loro combinazione che prendono origine le rocce. Ricordiamo anche che il 98% della crosta è formato da soli 8 elementi chimici e che, tra questi, ossigeno e silicio sono di gran lunga i più abbondanti, e si combinano tra loro a formare i silicati, il gruppo più diffuso, oltre che il più numeroso, di minerali. I minerali non silicati sono invece molto meno abbondanti, ma tutt’altro che trascurabili, se non altro perché comprendono molti minerali di rilevante importanza economica.

I silicati sono un po’ l’analogo dei composti del carbonio nel mono organico. La chiave di tale varietà è nel modo in cui il silicio attrae a sé l’ossigeno: ogni ione silicio coordina 4 ioni ossigeno, e il gruppo silicatico che ne risulta ha la forma tridimensionale di un tetraedro; i 4 anioni ossigeno occupano i vertici di un ideale tetraedro, mentre il catione silicio, molto più piccolo, occupa lo spazio libero al centro del tetraedro. Il forte legame ossigeno-silicio dà origine a una struttura molto stabile ma non elettricamente neutra; l’eccesso di carica negativa deriva dal fatto che, nella formazione del legame tra le due diverse strutture atomiche, ogni ossigeno mette a disposizione una carica a -2, mentre il silicio ha un carica di +4. Il modo più semplice per neutralizzare la carica del tetraedro è attraverso l’aggregazione di altri cationi, diversi dal silicio: si origina così una struttura chimica stabile, formata dai singoli tetraedri legati insieme da ioni positivi. Ma i tetraedri possono anche legarsi direttamente tra di loro, attaccandosi per i vertici.

La struttura più semplice è quella dei nesosilicati, nei quali i tetraedri sono isolati, cioè i loro ossigeni si legano solo a cationi diversi dal silicio. Negli inosilicati i tetraedri sono uniti tra loro a formare catene lineari indefinite, singole o multiple. I minerali del gruppo dei pirosseni sono formati da catene singole. Gli anfiboli, invece, sono formati da catene doppie di tetraedri, ai quali sono legati. Nel gruppo dei fillosilicati, invece, i tetraedri sono collegati a formare fogli di-estensione laterale indefinita; i cationi e i gruppi OH. Appartengono a questo gruppo le miche, dal caratteristico abito cristallino a foglietti facilmente sfaldabili, frequenti nelle rocce della crosta continentale, e i minerali argillosi. Infine, nei tettosilicati ogni tetraedro ha tutti i vertici in comune con altri tetraedri, così da formare una specie di intelaiatura tridimensionale continua e indefinita. Se tutti i tetraedri hanno al centro solo silicio, la formula globale è SiO₂. Il minerale che ne deriva è il quarzo, tra i più diffusi in moltissimi tipi di rocce; i suoi legami, tutti del tipo ossigeno-silicio, ne fanno un minerale molto duro e molto resistente all’alterazione atmosferica.

I minerali non silicatici

Questi minerali sono nel complesso del tutto subordinati, come abbondanza, ai silicati. Molti di essi hanno notevole importanza per le attività umane, come diversi ossidi, solfuri, solfati, elementi nativi ecc. Nella costituzione delle rocce i soli di una certa Importanza sono i minerali carbonatici. I minerali più comuni sono la calcite e la dolomite che sono i componenti essenziali delle rocce sedimentarie carbonatiche. Abbastanza frequenti sono anche il salgemma e il gesso.

Le rocce

Che cosa sono le rocce

Le rocce sono aggregati naturali di minerali. Le rocce sono in genere eterogenee, cioè costituite da più minerali, ma esistono anche rocce omogenee che contengono un solo tipo di minerale. Si parla di roccia quando ci si trova in presenza di un ammasso che forma un’unità geologica indipendente, prodotta da un determinato processo genetico, in cui però mancano una vera continuità e omogeneità sia perché si riconoscono masse distinte del medesimo minerale. La maggior parte delle rocce si presenta sotto forma di corpi compatti. Le rocce compatte sono dette rocce coerenti, mentre quelle costituite da frammenti sciolti vengono denominate rocce incoerenti.

Le rocce magmatiche si formano in seguito alla solidificazione di una miscela fusa, detta magma, che si genera nelle zone profonde della litosfera. Le rocce magmatiche quindi si possono formare sia in profondità sia in superficie, ma in entrambi i casi hanno origine endogena, perché i magmi si originano all’interno della Terra.

Le rocce sedimentarie si formano per accumulo di detriti e hanno origine esogena: i processi da cui derivano, infatti, avvengono sulla superficie terrestre o appena al di sotto di essa, in ambienti caratterizzati da pressioni molto modeste e da temperature che variano in un intervallo ridotto. Le rocce sedimentarie arrivano appena al 5% della composizione globale della crosta superiore.

Le rocce metamorfiche derivano da rocce preesistenti che hanno subito modificazioni a causa di una variazione delle condizioni di temperatura e pressione. Le rocce metamorfiche hanno origine endogena.

Lo studio delle rocce

• Osservazione macroscopica sul terreno o su campioni
• Raggi X
• In sezione sottile al microscopio elettronico
• Mineralogia: studio dei minerali
• Petrografia: descrizione approfondita delle varie masse rocciose
• Petrologia: studio della genesi delle rocce
• Giacimentologia: studio e ricerca delle masse rocciose utili contenenti minerali sfruttabili

Il processo magmatico

Un magma è una massa fusa, di dimensioni grandi o enormi, che si forma, a profondità variabili, entro la crosta o la parte alta del sottostante mantello. Tale massa fusa è una miscela complessa, ad alta temperatura, di silicati ricca di gas in essa disciolti. Se, dopo la sua formazione, il magma subisce un raffreddamento, inizia un processo di cristallizzazione: dal fuso si separano via via, secondo il loro punto di fusione. Prendono origine da una massa fusa che si forma a profondità variabili entro la crosta o la parte alta del sottostante mantello, in genere tra 15 e 100 km, che solidifica in profondità o in superficie. La massa fusa che solidifica in profondità dà origine alle rocce intrusive o plutoniche. Quando la massa magmatica è spinta dalla pressione dei gas in essa disciolti in superficie, attraverso fratture, consolidano all’aria libera da origine alle rocce effusive. Vengono inoltre distinte come ipoabissali o filoniane rocce derivate da corpi magmatici iniettati nella crosta a modeste profondità e in genere di limitate dimensioni.

Nel caso delle rocce intrusive il magma cristallizza con una lenta diminuzione di temperatura, perché protetto da una spessa coltre di altre rocce che impediscono alla rapida dispersione del calore; diviene solido sotto la forte pressione della coltre sovrastante e in presenza degli elementi aeriformi contenuti in abbondanza nella massa fusa. Questi ultimi, noti con il nome di componenti volatili, sono numerosi; li possiamo in parte conoscere esaminando quelli che escono da un vulcano: sono il vapore acqueo, l’idrogeno, il cloro e l’acido cloridrico, il fluoro e l’acido fluoridrico; sono presenti inoltre, in vari composti, anche elementi metallici (rame, piombo, zinco, stagno, molibdeno ecc.).

La struttura delle rocce magmatiche

È possibile comprendere l’origine di una roccia magmatica osservandone la struttura, cioè il modo con cui si presentano i minerali che contiene.

Parametri fondamentali

• Un raffreddamento lento favorisce l’accrescimento dei cristalli, un raffreddamento molto rapido porta alla formazione di strutture vetrose. Se il raffreddamento è lento, le particelle del magma rallentano gradualmente i loro movimenti e hanno il tempo di organizzarsi ordinatamente in modo da formare strutture cristalline; se il raffreddamento avviene bruscamente, le particelle si fermano improvvisamente e non riescono a disporsi in modo ordinato.
• Una maggiore quantità di componenti volatili nella massa del magma permette la formazione di cristalli maggiori dimensioni. Tutti questi aeriformi conferiscono particolare fluidità alla massa magmatica, facilitando così la mobilità delle molecole e, la cristallizzazione dei minerali: agenti mineralizzatori. Quando la massa fusa è ormai quasi tutta consolidata, gli ultimi residui magmatici, molto caldi, risultano fortemente arricchiti in componenti volatili e questo ne aumenta ancora la fluidità.

Temperatura, pressione e componenti volatili sono quindi gli elementi che, agendo in profondità, regolano la solidificazione da una massa magmatica; poiché il processo avviene tranquillamente e in tempi molto lunghi, tutto il fuso arriva a cristallizzare e la roccia ignea intrusiva che è tutta formata da cristalli di dimensioni visibili ad occhio nudo, o più grandi: presenta cioè una struttura granulare. Una volta solide, le masse rocciose di questo tipo fanno parte della crosta terrestre, ma possono anche venir spinte verso l’alto dai movimenti della crosta terrestre e in tal caso la loro parte superiore viene messa a nudo dalla lenta demolizione delle rocce sovrastanti, asportate dagli agenti esogeni.

Nel caso delle rocce effusive, il magma risale fino in superficie dove trabocca come lava; in tal caso la temperatura passa rapidamente da circa 1000°C a quella ambiente (25°C circa), la pressione scende in brevissimo tempo da valori molto alti a quella ordinaria, i componenti volatili si disperdono per degassazione nell’aria. In queste condizioni, solo una piccola parte della massa magmatica, finché è ancora in profondità.