Geologia applicata - appunti

Geologia

Cosa sono i minerali?

I minerali sono sostanze solide formatesi, per processi inorganici, da uno o più elementi chimici. Alcune rocce come il calcare sono formate da un’unica specie di minerale, altre come il granito sono costituite da più specie. Quindi, per comprendere come si formano le rocce, si deve conoscere come si sono formati i minerali di cui sono composte. I geologi definiscono un minerale come una sostanza solida cristallina naturale, generalmente inorganica, con una composizione chimica specifica. Le versioni sintetiche, infatti, non sono considerate come dei veri minerali.

Un minerale si dice cristallino quando gli atomi che lo costituiscono sono organizzati in una configurazione tridimensionale, che si ripete nello spazio secondo un ordine definito. Quelli che non presentano una configurazione ordinata sono detti amorfi o vetrosi, come il vetro per finestre. Ciò che rende unico ogni minerale è la combinazione della sua composizione chimica e della disposizione dei suoi atomi in una struttura tridimensionale. Per esempio, il quarzo presenta sempre un rapporto fisso di 2 atomi di ossigeno e uno di silicio.

Composizione e legami chimici

Carbonio e silicio, due degli elementi abbondanti della crosta terrestre, hanno una forte tendenza a combinarsi chimicamente mettendo in comune elettroni con atomi dello stesso elemento o di un altro. I legami chimici forti impediscono che una sostanza si decomponga chimicamente, inoltre li rendono duri e impediscono che si sfaldino o rompano. Nella maggior parte dei minerali sono presenti due tipi di legami: ionico e covalente. La forza di un legame ionico decresce notevolmente al crescere della distanza tra gli ioni, essendo una forza di attrazione, e cresce al crescere delle cariche elettriche degli ioni. Il legame ionico è inoltre il tipo di legame dominante nelle strutture dei minerali: circa il 90% di tutti i minerali sono sostanzialmente composti ionici.

Mettendo in comune elettroni si formano i legami covalenti. Un minerale con una struttura cristallina legata covalentemente è il diamante, in cui ogni atomo di carbonio è circondato da altri 4 atomi di carbonio, disposti nei vertici di un tetraedro regolare. In questa configurazione, ogni atomo di carbonio condivide un elettrone con ciascuno dei 4 atomi vicini, ottenendo così l’ottetto, una configurazione stabile.

Gli atomi degli elementi metallici, che hanno una forte tendenza a cedere elettroni, formano un reticolo di ioni positivi del metallo, in cui una parte degli elettroni può muoversi più o meno liberamente e viene condivisa. Questa compartecipazione di elettroni liberi determina un tipo di legame covalente, il legame metallico.

Processo di cristallizzazione

Come abbiamo visto, un minerale è una sostanza con una composizione specifica e una struttura cristallina. I minerali sono formati dal processo di cristallizzazione, l’accrescimento di un solido a partire da un materiale i cui atomi costituenti possono riunirsi nei rapporti chimici appropriati e secondo una precisa configurazione cristallina. Il legame degli atomi del carbonio nel diamante, un minerale a legame covalente, ne è un esempio.

La cristallizzazione comincia con la formazione di microscopici cristalli singoli, corpi i cui confini sono superfici piane laterali, dette facce. I cubi geometrici del cristallo di sodio corrispondono alla disposizione cubica degli ioni. La forma a 6 facce del quarzo corrisponde alla sua struttura atomica esagonale. I cristalli di grandi dimensioni, con facce ben formate, si formano quando l’accrescimento è lento e costante e dispone di spazio per svolgersi senza interferenze da parte di altri cristalli vicini. Perciò, la maggior parte dei cristalli di minerali si formano in spazi aperti nelle rocce, come fessure e cavità.

Formazione dei minerali

Un modo per cui il processo si avvii è un abbassamento della temperatura di un liquido al di sotto della sua temperatura di solidificazione (es. acqua > ghiaccio). Il magma, una massa di rocce fuse ad alta temperatura, cristallizza formando minerali solidi quando si raffredda al di sotto della loro temperatura di fusione, che può essere superiore a 1000 °C. La cristallizzazione si può produrre anche per effetto di una evaporazione della soluzione per precipitazione (acqua e sale).

La sostituzione di cationi è comune nei minerali silicatici, cationi combinati con ioni silicati. In questi minerali, tra i più abbondanti nella crosta terrestre, l’alluminio può sostituire il silicio in molte strutture cristalline, la diminuzione di carica tra alluminio 3+ e silicio 4+ è compensata da un aumento di altri cationi come il sodio. Quando il ferro e il magnesio si uniscono al silicio e all’ossigeno per formare l’olivina, abbondante in molte rocce vulcaniche, le quantità di ferro e magnesio variano, ma la loro quantità totale in combinazione resta invariata.

Polimorfi e ossidi

Alcune sostanze chimiche aventi esattamente la stessa composizione chimica hanno più di un tipo di struttura chimica e quindi formano differenti minerali, detti polimorfi. Poiché la formazione della struttura dipende fortemente dalla temperatura e dalla pressione a cui essa si origina, i polimorfi che si rinvengono nelle rocce che affiorano rispecchiano le condizioni geologiche del momento e del luogo in cui si formarono. Il carbonio, per esempio, forma sia il diamante sia la grafite. L’impacchettamento tra i due minerali è diverso nelle due forme: il diamante ha una struttura più compatta e quindi una massa volumica più elevata (3,5 g/cm³), mentre la grafite ha una massa volumica minore (2,1 g/cm³). Il diamante, più denso, si forma e rimane stabile ad altissime pressioni e temperature che esistono nel mantello della Terra.

I minerali del gruppo degli ossidi sono per definizione composti in cui l’ossigeno è legato ad atomi o a cationi di altri elementi, di solito ferro. Questo gruppo ha una grande importanza poiché comprende i minerali della maggior parte dei metalli, come il cromo e il titanio, necessari per apparecchiature tecnologiche. L’ematite è costituita da ossido di ferro ed è la fonte principale per l’estrazione del ferro. Lo spinello è un ossido di due metalli, il magnesio e l’alluminio.

Solfuri e solfati

I solfuri comprendono composti dello zolfo con elementi metallici. Il più comune minerale è la pirite, di colore giallo e aspetto metallico. Quasi tutti hanno un aspetto metallico e sono opachi. Nei solfati lo zolfo è presente sotto forma di ioni solfato (SO₄), il quale è alla base di un’ampia varietà di strutture. Uno dei più abbondanti minerali solfati è il gesso, cioè solfato di calcio (CaSO₄+2H₂O). L’anidrite (CaSO₄) differisce dal gesso in quanto non contiene acqua.

Proprietà fisiche dei minerali

• Durezza: La durezza di un minerale dipende dalla forza dei suoi legami chimici; più forti sono i legami, più duro è il minerale. Nel 1822, il mineralogista Friedrich Mohs ideò una scala delle durezze, da 1 a 10, basata sulla capacità di un minerale di scalfirne un altro, dal più tenero, il talco, con 1 al più duro, il diamante, con 10. La durezza nella maggior parte dei silicati varia da 5 a 7. La durezza è legata a fattori che fanno aumentare la forza dei legami come l’impacchettamento, dimensioni e carica. I legami chimici forti conferiscono una durezza più elevata. In generale, i minerali con legame covalente sono più duri dei minerali con legame ionico.
• Sfaldatura: Designa la tendenza di un minerale a rompersi lungo superfici piane, dette piani di sfaldatura. La sfaldatura è conseguenza di differenze nelle forze dei legami tra i piani di atomi o di ioni in un cristallo. La sfaldatura si può classificare in base alle qualità delle superfici che produce alla facilità con cui si manifesta. La mica, ad esempio, presenta una sfaldatura eccellente, cioè si rompe lungo superfici piane e lucenti. Si possono avere anche tre eccellenti piani di sfaldatura che conferiscono una forma romboedrica, come la muscovite, che ha una sfaldatura perfetta, o il salgemma; i silicati a catena semplice o doppia presentano una buona sfaldatura, si rompono facilmente parallelamente al piano ma anche trasversalmente. Abbiamo una sfaldatura distinta nel berillio, un silicato più irregolare, che si rompe lungo piani diversi dai piani di sfaldatura. Alcuni minerali sono privi anche di sfaldatura distinta, il quarzo, uno dei minerali più comuni, è un silicato con legami così forti in tutte le direzioni che si rompe soltanto lungo superfici irregolari. La sfaldatura è mediocre se la forza di legame nella struttura cristallina è alta, ed è buona se la forza di legame è bassa. In generale, i legami covalenti danno una sfaldatura distinta o assente; i legami ionici sono deboli e quindi la sfaldatura è eccellente.
• Frattura: Il modo in cui i minerali si rompono lungo superfici irregolari diverse dai piani di sfaldatura. Può essere concoide, cioè con superfici curve lisce; fibrosa o scheggiosa. Il tipo di frattura è in relazione con la distribuzione delle forze di legame attraverso superfici irregolari distinte dai piani di sfaldatura.
• Lucentezza: La lucentezza tende ad essere vetrosa nel caso dei cristalli con legami ionici, più variabile nel caso dei cristalli con legami covalenti.
• Colore: Il colore è determinato dalle specie di atomi e dalle impurità in tracce. Molti cristalli covalenti sono incolori. Il ferro tende a colorarsi fortemente.
• Striscio: Il colore di una polvere fine è più caratteristico di quello di un minerale massivo in virtù delle dimensioni uniformemente piccole dei granuli.
• Densità: La massa volumica dipende dalla massa atomica e dalla distanza interatomica nella struttura cristallina. I minerali di ferro e i metalli hanno una massa volumica elevata; i minerali con legami covalenti hanno una maggiore distanza interatomica e quindi hanno una minore massa volumica.
• Abito cristallino: La forma in cui accrescono singoli cristalli o aggregati. Lame, lamine o aghi.
• Tenacità: Definisce il modo in cui un materiale si deforma se sottoposto ad un’azione meccanica. Alcuni sono fragili, cioè vanno facilmente in pezzi, altri sono malleabili, cioè possono essere appiattiti in fogli senza romperli, altri sono settili, cioè si tagliano con una lama, altri sono flessibili, si piegano, altri elastici.

Proprietà chimiche, elettriche e magnetiche

• Fusibilità: Dipende dal punto di fusione e dalla capacità di diffondere il calore del minerale.
• Solubilità: È la proprietà che un minerale ha di sciogliersi in acqua o in acidi a diversa concentrazione. Alcuni minerali si sciolgono sviluppando effervescenza.
• Proprietà elettriche: Alcuni minerali sono buoni conduttori di elettricità, altri mediocri o cattivi. Tra i non conduttori ve ne sono alcuni che sviluppano una differenza di potenziale se sottoposti a sollecitazioni di tipo meccanico (piezoelettricità) o termico (piroelettricità).
• Proprietà magnetiche: Alcuni minerali contengono elevate percentuali di ferro e sono naturalmente magnetici, altri invece acquistano tale proprietà solo se immessi in un campo elettrico o magnetico.

Minerali silicati

I silicati sono i più importanti componenti delle rocce. Essi sono costituiti da gruppi SiO₄ legati in modo da formare un tetraedro con l’atomo di silicio al centro e i quattro atomi di ossigeno ai vertici. Più tetraedri sono legati direttamente fra loro o indirettamente mediante ioni.

Tipi di silicati

• Nesosilicati: Da neso=solo, isolato, sono formati da gruppi tetraedrici isolati uniti da un catione. Ne fanno parte le olivine e i granati.
• Sorosilicati: Costituiti da gruppi di due tetraedri, uniti per un vertice, separati tra loro da cationi. Ne fanno parte le tormaline.
• Ciclosilicati: (ciclo= in cerchio) costituiti da tetraedri uniti ad anello di 3,4,6 elementi. Tormaline.
• Inosilicati: Costituiti da tetraedri uniti a formare catene semplici o doppie. Pirosseni e anfiboli.
• Fillosilicati: (foglia) costituiti da tetraedri uniti per tre vertici in modo da formare una maglia piana. I vertici liberi (quarto vertice) sono isorientati e assicurano il legame con il piano sottostante. Talco, miche.
• Tectosilicati: Costituiti da tetraedri uniti direttamente per tutti e quattro i vertici che formano quindi maglie complesse.

Minerali delle argille

Comunemente si definiscono argille gli aggregati di materiali con una granulometria inferiore a 0,002 mm. I costituenti principali sono: granuli di quarzo, polveri, aggregati di sostanze organiche, ma soprattutto un gruppo di fillosilicati denominati "minerali delle argille", in quanto sono quest’ultimi che conferiscono particolari proprietà alle argille stesse. Di questo gruppo ne fanno parte: le caoliniti, le smectiti (montmorilloniti) e le illiti.

La struttura di base è formata da tetraedri legati tra loro per un vertice in modo da costituire uno strato piano a maglia esagonale. Oltre allo strato di tetraedri, è presente anche uno strato costituito da ottaedri. Questi ottaedri sono di due tipi: uno ha al centro un atomo di Mg che coordina 6 ossidrili (OH), l’altro ha al centro un atomo di Al che coordina 6 ossidrili (OH). Uno strato tetraedrico (T) e uno strato ottaedrico (O) si uniscono insieme a formare pacchetti a 2 strati (TO) o a 3 strati (TOT).

Nel gruppo delle caoliniti i vari pacchetti TO sono uniti gli uni agli altri solo tramite legami idrogeno. Nel gruppo delle smectiti e delle illiti i vari pacchetti TOT sono uniti tramite molecole d’acqua, Ca, Na e K. I minerali argillosi presentano sempre cristalli molto piccoli, il basso valore della dimensione media dei granuli implica una caratteristica importante: un’elevata superficie per unità di peso. Questa caratteristica, unita al fatto che si comportano come sostanze colloidali, in quanto, in soluzione acquosa presentano un eccesso di carica negativa, comportando la formazione di dipoli elettrici che si legano facilmente all’idrogeno, conferisce la proprietà di assorbire acqua e ioni (cationi soprattutto) sulla superficie dei cristalli. Con le stesse modalità l’acqua può entrare tra i pacchetti della struttura cristallina dei minerali delle argille. Legami forti di tipo ionico realizzano il collegamento fra le varie unità base, mentre legami ionici più deboli e legami a idrogeno collegano i pacchetti elementari fra loro. Lo spessore dei granuli dipende dalle forze di attrazione che esercitano tra loro i pacchetti elementari. Siccome i minerali argillosi tendono a sviluppare reticoli piani, le forze di attrazione sono basse. Di conseguenza, i granuli hanno generalmente una forma appiattita.

I cationi assorbiti sulla superficie dei cristalli possono fare da ponte tra le particelle di argilla, legandole in forma complessa e provocando quindi la flocculazione dell’argilla stessa. Questa proprietà però dipende anche dal tipo di catione; infatti l’Na⁺ attrae a sé molta acqua e ha campo elettrico basso, ma non è in grado di vincere le forze repulsive dei cristalli di argilla (negativi) e quindi non si ha la flocculazione. Il Ca⁺⁺, invece, che attrae a sé poca acqua e ha un campo elettrico elevato, riesce a vincere le forze repulsive dell’argilla e provoca flocculazione. La quantità di acqua adsorbita dipende dal tipo di argilla e da molti altri fattori quali il tipo di ioni scambiabili, il contenuto elettrolitico dell’acqua e il carico che grava sull’argilla stessa. L’assorbimento d’acqua spiega il fenomeno del rigonfiamento tipico delle argille.

Ciclo delle rocce

I magmi non si formano in qualsiasi zona della crosta terrestre o del mantello, ma solo nelle zone tettonicamente attive, cioè lungo i margini divergenti e convergenti delle placche (7 principali + 8 minori). Le placche si muovono attraverso il moto delle correnti convettive dei magmi. Il materiale caldo, meno denso, sale, si raffredda e più denso ridiscende portandosi dietro le placche. Quindi si vanno a creare due tipi di margini: convergenti, dove le placche si scontrano e la litosfera si consuma, e divergente, dove le placche si separano e la litosfera si accresce.

Un esempio di attività tettonica è il terremoto di Haiti nel 2010: la placca pacifica e filippina si trova stretta fra imponenti masse che agiscono sul suo territorio. Il Giappone si trova esattamente dove si ha il contatto di quattro placche tettoniche, ovvero la placca pacifica e filippina che vanno in subduzione con la placca del nord e la placca euroasiatica. Il fenomeno della subduzione in Giappone provoca violenti eventi sismici.

Rocce ignee

La prima suddivisione delle rocce fu fatta in base alla tessitura. La lava si raffredda rapidamente trasformandosi in una roccia a grana cristallina fine o in una roccia vetrosa con microcristalli. Dove la lava si raffredda più lentamente si formano cristalli più grandi. Quando il magma erutta sulla superficie fredda della Terra, i cristalli non hanno tempo per ingrandirsi. Il granito, essendo una roccia ignea intrusiva, si forma dal lento raffreddamento nelle profondità della Terra.

Composizione chimica e mineralogica

Le moderne classificazioni si basano principalmente sulla composizione mineralogica. I minerali usati per classificare le rocce ignee più comuni sono tutti silicati: quarzi, feldspati, olivine, miche e anfiboli. Le rocce ignee vengono classificate sulla base del contenuto relativo di questi silicati. Le rocce più ricche di silice sono comunemente dette rocce sialiche, mentre quelle più povere sono dette rocce femiche.

Origine dei magmi

In profondità sotto i vulcani attivi sono localizzate le camere magmatiche, cioè sacche di magma con volumi fino ad alcuni chilometri cubi.