Riassunto esame di Geologia, prof. Senatore, libro consigliato Introduzione allo studio delle rocce, D'Argenio, Innocenti, Sassi

Introduzione alla struttura della Terra, ai vari tipi di rocce e ai loro processi di formazione

Il pianeta Terra

La Terra, per quanto riguarda i materiali che la costituiscono, può essere costituita come un sistema chiuso, infatti nonostante la continua presenza di elementi extraterrestri e la fuga di varie quantità di idrogeno ed elio che sfuggono, la Terra può essere comunque considerata come sistema chiuso. I processi che oggi si verificano sulla superficie terrestre sono cominciati a partire dal Protozoico (2 miliardi di anni fa). Nonostante il fatto che l’osservazione dei fenomeni geologici terrestri sia concentrata sui primi strati della crosta, esistono dei dati sufficienti per avanzare ipotesi attendibili sulla composizione e la struttura all’interno del globo. Il modello classico prevede un nucleo di ferro (Fe) e nichel (Ni), un mantello di silicati ferro (Fe) e magnesio (Mg) ed una crosta nella quale ossigeno (O), silicio (Si), alluminio (Al), ferro (Fe), calcio (Ca), magnesio (Mg), sodio (Na) e potassio (K) sono i componenti maggiori. L’involucro più esterno ha un comportamento di insieme rigido alle sollecitazioni di breve durata come quelle esercitate dalle onde sismiche. Questa parte è chiamata litosfera ed ha uno spessore medio di 100 km (litosfera oceanica) che può variare fino a 130 km (litosfera continentale). Al di sotto della litosfera vi è uno strato dal comportamento più malleabile chiamato astenosfera, che si estende per circa 700 km sotto alla litosfera e che è caratterizzato nella sua parte superiore da uno strato (spesso da 50 a 100 km) nel quale si rileva una diminuzione della velocità delle onde sismiche (zona a bassa velocità).

L’attuale struttura interna della Terra è il risultato di processi successivi di differenziazione controllati dalla gravità che hanno determinato una ridistribuzione dei materiali in seno al globo, concentrando al nucleo quelli più pesanti e negli involucri più superficiali quelli più leggeri. Questo processo venne chiamato differenziazione primaria e si sviluppò ai primordi della storia geologica della Terra in un sistema chimico in cui i componenti più abbondanti erano ferro, ossigeno, silicio e magnesio. Il ferro fu il componente determinante perché la distribuzione ei vari elementi fra nucleo metallico e mantello silicato fu controllata dal loro potenziale di ossidazione rispetto a quello del ferro: gli elementi più ossidabili del ferro si concentrarono nel mantello primordiale, e gli altri che erano in lega con il ferro formarono il nucleo; il destino di ogni elemento chimico fu determinato in funzione dei rispettivi numero e disposizione degli elettroni. Gli elementi che formano ioni con configurazione elettronica da gas nobile si concentrano nell’iniziale mantello silicatico, mentre gli elementi di transizione nel nucleo metallico. La crosta cominciò a formarsi per graduale separazione dei materiali più leggeri dal proto mantello, e man mano aumentò di spessore per gli stessi meccanismi che sono attivi tuttora, e che sono i processi formatori di rocce.

La crosta terrestre come sistema autonomo

Crosta, mantello e nucleo sono separati tra loro da discontinuità, ciò può approssimativamente far sembrare che ciascuna di queste parti del globo presenti un sistema chimico – fisico diverso dagli altri, da ciò consegue anche che gli spostamenti di materiali in seno alla crosta possono essere discussi come fenomeni indipendenti, nonostante si debba tener conto dell’importante apporto di materiali da parte del mantello. Questa migrazione incrostale è in parte meccanica (determinata da movimento orogenetici e controllata dalla forza di gravità) ed in parte chimica.

La geologia si occupa degli aspetti fisici della struttura ed evoluzione della crosta più superficiale, la geochimica studia la migrazione degli elementi sotto l’influenza di leggi chimico – fisiche, la petrologia studia attraverso i quali tali elementi si aggregano variamente a costituire minerali e rocce la cui varietà dipende dalle condizioni chimiche e fisiche ambientali e talora dall’azione della biosfera mentre la petrografia si occupa della descrizione e della classificazione delle rocce.

Rocce e processi petrogenetici

Le rocce sono materiali solidi costituiti da una o più specie mineralogiche, che in natura si trovano come costituenti della parte più esterna del pianeta. Esse si formano in seguito a fenomeni che sono legati ad eventi geologici che interessano e trasformano la Terra, modificandone la struttura e la composizione. I fenomeni produttori di rocce vengono divisi in tre processi petrogenetici, divisi in base alle diverse condizioni di temperatura e pressione e alle ambientazioni geologiche nelle quali ciascuno di essi si verifica. Questi processi sono il processo magmatico (rocce ignee), il processo metamorfico (rocce metamorfiche) e il processo sedimentario (rocce sedimentarie).

Magmatismo

Le rocce ignee (o magmatiche) si formano per il raffreddamento del magma (materiale fuso di composizione silicatica). Le masse magmatiche si formano all’interno della Terra come fatti locali e temporanei per effetto delle situazioni termiche eccezionali (riscaldamento) o di spostamento delle masse d’aria verso l’alto (depressione), questi fenomeni determinano entrambi la fusione parziale delle rocce preesistenti. Ogni massa magmatica è destinata a raffreddarsi fino a cessare di esistere come materiale fuso diventando solido per effetto delle temperature più basse incontrate nella sua risalita verso la costa. Questo metodo di raffreddamento avviene attraverso due modalità fondamentali. Se il raffreddamento si verifica in profondità, esso ha un decorso lento quindi il materiale che costituisce il flusso magmatico ha il tempo di organizzarsi in reticoli cristallini e di farlo con completezza. Le rocce che si formano da questo raffreddamento sono interamente cristalline e vengono chiamate rocce plutoniche o intrusive. Se il magma raggiunge la superficie esso viene sottoposto ad un raffreddamento molto veloce, non vi è quindi il tempo e l’energia necessaria per far cristallizzare in modo perfetto il materiale cristallino: parte del magma si raffredda senza cristallizzare formando un materiale chiamato vetro (ha la consistenza dei solidi e la struttura dei liquidi). Le rocce che si formano da questo processo (parzialmente o totalmente vetrose) sono chiamate rocce vulcaniche o effusive. Tutti i fenomeni connessi con i meccanismi di formazione, migrazione e raffreddamento dei magmi costituiscono il processo magmatico (o igneo).

Anatessi e metamorfismo

La situazione termica degli involucri più esterni della Terra non è stazionaria. In determinati siti ed in determinati momenti si verificano anomalie termiche caratterizzate da un aumento del flusso di calore terrestre (quantità di calore dispersa attraverso la superficie terrestre). L’aumento della temperatura con la profondità può essere descritta da una curva caratteristica di ogni località (gradiente termico). Le anomalie termiche possono essere dovute a differenti cause. Quando il flusso di calore aumenta a causa dei disturbi termici, le rocce esistenti nei siti coinvolti di qualunque natura esse siano subiscono un riscaldamento ad una pressione determinata dal peso delle rocce soprastanti. Questo aumento di temperatura può essere superiore a quello tollerabile delle rocce coinvolte con due possibili conseguenze alternative. Se l’aumento della temperatura è molto alto, alcune rocce possono iniziare a fondere (processo di anatessi) generando un magma anatettico. Se invece l’aumento di temperatura non è sufficientemente alto da determinare anatessi (caso frequente) ma è sufficiente per innescare nelle rocce una situazione d’instabilità, allora queste, nonostante restino allo stato solido, subiscono delle trasformazioni acquistando per ricristallizzazione o blastesi una nuova composizione mineralogica e una nuova struttura formando in tal modo le rocce metamorfiche. L’insieme di tutti i meccanismi legati alla ricristallizzazione metamorfica, ai limiti di stabilità delle varie associazioni di minerali, alle relazioni fra minerali che in questo contesto avvengono costituiscono il processo metamorfico.

Sedimentogenesi

Le rocce di qualunque natura che si trovano in superficie sono in continua relazione con l’atmosfera, l’idrosfera e la biosfera. Generalmente le rocce non sono stabili al contatto con l’atmosfera (caratterizzata dalla presenza do O₂), con l’idrosfera (caratterizzata dalla proprietà fisiche di H₂O) e con la biosfera (in grado di aggredire le rocce mediante vari meccanismi). Di conseguenza le rocce superficiali subiscono un attacco (degradazione) che è sia di natura fisica (disgregazione) che di natura chimica (soluzione, idratazione, ossidazione). Il materiale che viene staccato dalle rocce in conseguenza alla degradazione, dopo un trasporto più o meno lungo di natura fisica (come frammenti solidi) o chimica (in soluzione), è sottoposto a deposizione in maniera selettiva secondo ben precise leggi fisiche e chimiche, formando i sedimenti (generalmente incoerenti) che vengono ricoperti da altri materiali (costituiti da sedimenti progressivi) subendo un seppellimento progressivo che li porta all’incontro di nuove ambientazioni chimico – fisiche controllate dal peso dei materiali sovrastanti, da temperature crescenti inferiori a 200°C e da circolazione di fluidi. Quindi in essi si innesca una sequenza di processi fisici e chimici che prende il nome di diagenesi che trasforma i sedimenti incoerenti in rocce sedimentarie. L’insieme di tutti i fenomeni fisici che riguardano la degradazione di rocce in superficie, il trasporto dei materiali così ottenuti e la loro deposizione costituiscono il processo sedimentario.

Petrogenesi ed energia libera

Per comprendere i processi petrogenetici le rocce vanno considerate sia come sistemi chimici che come aggregati di cristalli sottoposti alle condizioni ambientali vigenti nel sito in cui esse si trovano. In tutti i casi (processo sedimentario, anatessi, risalita plutonica dei magmi, metamorfismo) si formano nuove rocce per effetto di specifiche condizioni ambientali, a spese di materiali preesistenti, mediante ben precise regole chimico fisiche. I materiali preesistenti diventano instabili a causa delle condizioni elencate e la loro tendenza a trasformarsi (energia libera) subisce un aumento che attiva processi chimico fisici che portano alla formazione di nuove rocce. Le rocce sono quindi un risultato di specifici processi riproducibili in laboratorio e inquadrabili in un contesto termodinamico.

Prevalenza dei processi chimici

Tutte le rocce nella cui genesi prevalgono i processi chimici (rocce metamorfiche, rocce magmatiche e parte delle rocce sedimentarie) vengono considerate come aggregati di cristalli che si sono formati a spese di preesistenti sistemi chimici venutisi a trovare in condizioni ambientali tali da attivare in loro processi di riorganizzazione stabile.

Sistemi chimici naturali

La Terra non è omogenea e la crosta, il mantello e il nucleo sono tra loro molto diversi a causa della loro composizione. Nella crosta vi è un aumento di silicio (Si) e di alcali rispetto al mantello, ciò è dovuto ai vari processi attivi fin dalla nascita del nostro pianeta e che impiegano tempi geologici. Nella crosta:

• L’elemento più abbondante è l’ossigeno (i minerali comuni delle rocce della crosta sono composti ossidati);
• Il secondo elemento più abbondante è il silicio (minerali più comuni in natura sono silicati);
• A causa dell’abbondanza di alluminio, i silicati sono in gran parte alluminosilicati;
• L’abbondanza di ferro, magnesio, calcio, sodio e potassio spiega la natura delle rocce comuni classificate come silicati e alluminosilicati di ferro, magnesio, calcio, sodio e potassio (feldspati alcalini, plagioclasi, miche, anfiboli, pirosseni, quarzo).

Condizioni ambientali all’interno della crosta

La temperatura nella crosta aumenta in media di 30°C/km (valori del gradiente geotermico crostale compresi tra 20°C/km e 40°C/km), ciò implica che la maggior parte della crosta è sottoposta a temperature inferiori a quelle necessarie per la fusione delle rocce e che la genesi dei magmi nella crosta può avvenire solo in determinati momenti e determinati luoghi in cui si sviluppano gradienti termici particolarmente alti e se le rocce sono sature d’acqua (circostanza che abbassa il loro punto di fusione). La pressione agente su un dato sito è dovuta al peso della colonna di rocce soprastanti e varia a seconda della densità delle rocce. Si assume mediamente un aumento di pressione pari a 250 – 300 bar per km (gradiente geobarico).

Regole di organizzazione stabile

La regola fondamentale che governa le rocce formate da processi chimici e che ne controlla i relativi equilibri è la regola di Gibbs:

V = C – F + 2

• V (varianza o numero di gradi di libertà del sistema); numero di variabili intensive che possono essere arbitrariamente specificate per descrivere lo stato del sistema nel momento considerato.
• F (numero di fasi presenti); le fasi solide, la fase liquida (generalmente solo una nel processo magmatico e sedimentario), la fase gassosa (eventualmente una nel processo magmatico e in quello metamorfico).
• C (numero di componenti); numero delle specie chimiche necessarie per descrivere compiutamente tutte le fasi presenti nelle condizioni considerate.

Nei sistemi naturali, la definizione del numero dei componenti è delicata. Infatti, le specie chimiche possono combinarsi tra loro creando dei composti facendo in modo che C sia uguale al numero minimo di specie chimiche per generare le fasi esistenti nelle condizioni chimico fisiche di interesse. Quindi le conclusioni derivate dalla regola sono quantitative. Le associazioni di minerali (paragenesi), come osservato da Goldschmidt, nelle rocce esprimono generalmente condizioni di equilibrio almeno bivaranti (V ≥ 2), cioè esse sono stabili in un intervallo di condizioni pari alla differenza tra il valore della temperatura e quello della pressione (T – P). In questo caso la regola si semplifica in:

F ≤ C

Questa relazione è nota come regola mineralogica delle fasi. Generalmente nelle rocce, il numero delle fasi cristalline è al massimo uguale al numero dei componenti. La presenza di un numero di specie mineralogiche in eccesso rispetto al numero dei componenti è considerata come evidenza del fatto che la paragenesi osservata non corrisponde alle condizioni di equilibrio.

Il ciclo delle rocce

Nella crosta terrestre ed in superficie si muove un flusso continuo di materiali solidi, liquidi e aeriformi. I motori di questa circolazione sono il calore interno della Terra (calore endogeno) e anche il calore solare, i quali creano ripetutamente dislivelli energetici che scatenano i processi petrogenetici. Questo flusso di materiale e il concatenamento di processi petrogenetici sono rappresentabili nel modello del ciclo delle rocce delineato da J. Hutton. Il ciclo delle rocce nella crosta può essere descritto a partire dall’arrivo nella crosta di materiali provenienti dal mantello; questi sono magmi basaltici (magmi poveri in silicio e alcali ma ricchi in ferro e magnesio). Questi magmi inevitabilmente solidificano originando le rocce magmatiche (effusive e/o intrusive) mentre i loro componenti volatili si aggiungono all’atmosfera e all’idrosfera. Proprio il degassamento dei magmi ha generato sia l’atmosfera (protoatmosfera) che gli oceani primordiali (protooceani).

La protoatmosfera era molto più densa e ricca in CO₂ dell’attuale, essa è stata poi drasticamente impoverita di CO₂ ed è rimasta fissata nei materiali biologici e geologici di composizione carbonatica arricchendosi poi in O₂ in misura crescente parallelamente allo sviluppo della vita. I protooceani erano anch’essi diversi dagli attuali non solo per il minore volume totale di H₂O (che successivamente è aumentato fino ai valori attuali) ma anche per una maggiore acidità e diverso contenuto salino. L’idrosfera e l’atmosfera interagiscono con la biosfera mentre le rocce magmatiche affiorate in superficie vengono aggredite da processi di disgregazione chimica e fisica. Da ciò consegue la formazione di sedimenti di vario tipo che, una volta depositati, possono restare in superficie o essere sepolti da materiali più recenti (subendo la diagenesi e divenendo quindi rocce sedimentarie). Successivamente le rocce sedimentarie possono venire a trovarsi in condizioni tali da determinarne il metamorfismo, oppure si possono trovare in condizioni nuovamente superficiali venendo coinvolti in nuovi eventi di degradazione, trasporto e sedimentazione. Anche le rocce metamorfiche possono subire processi orogenetici che le riportano in superficie dove subiscono l’erosione e vengono coinvolte in eventi sedimentogenici. Nei livelli crostali sottoposti a metamorfismo, nei siti dove il contenuto d’acqua e la temperatura sono sufficientemente alti, le rocce silicatiche ricche in silicio e alcali e povere in ferro e magnesio subiscono anatessi, originando magmi crostali. Nonostante la differenza chimica tra questi magmi (acidi) e quelli basici del mantello, vi è di nuovo la presenza di magmi nella crosta ed il loro raffreddamento originerà nuove rocce magmatiche. Così il ciclo delle rocce ricomincia.

Il ciclo crostale delle rocce non è chiuso né materialmente né energeticamente. Sotto il punto di vista compositivo si nota che:

• Gli apporti di magmi primari del mantello sono quantitativamente importanti;
• Una parte dei materiali rocciosi coinvolti nella subduzione penetra nel mantello omogeneizzandosi con...