Minerali, rocce e ciclo litogenetico

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Il grado di polimerizzazione si legge nel rapporto silicio-ossigeno, perché condividere un ossigeno fra due tetraedri riduce gli ossigeni «di proprietà» esclusiva. Nei nesosilicati a tetraedri isolati il rapporto è «Si:O = 1:4» («SiO₄⁴⁻», olivina); nelle catene singole dei pirosseni diventa «1:3» («SiO₃²⁻»); nelle catene doppie degli anfiboli «4:11» («Si₄O₁₁⁶⁻»); negli strati dei fillosilicati «2:5» («Si₂O₅²⁻», miche e argille); nei reticoli tridimensionali dei tettosilicati «1:2» («SiO₂», quarzo e feldspati). La sfaldatura in lamine sottili delle miche è la conseguenza diretta della loro struttura a strati: i piani di legame debole fra gli strati si rompono facilmente. Due proprietà dei minerali meritano un approfondimento: l'isomorfismo (o soluzione solida), per cui ioni di dimensione e carica simili si sostituiscono liberamente nel reticolo — nell'olivina «Mg²⁺» e «Fe²⁺», nei plagioclasi «Na⁺»/«Ca²⁺» con compenso di carica — così la composizione varia con continuità entro una stessa struttura; e il polimorfismo, per cui la stessa sostanza cristallizza in strutture diverse con proprietà diverse — l'esempio classico sono il diamante e la grafite, entrambi carbonio puro ma con durezza e aspetto opposti. La scala di Mohs, infine, è ordinale e non lineare: misura chi scalfisce chi, non di quanto.

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La tessitura registra la storia termica del magma. Una tessitura porfirica — grossi cristalli (fenocristalli) immersi in una pasta di fondo a grana fine — indica un raffreddamento in due tempi: prima lento in profondità, che fa crescere i fenocristalli, poi rapido dopo la risalita, che congela il resto. Da un unico magma «genitore» possono nascere rocce di composizione diversa grazie alla differenziazione magmatica: secondo la serie di Bowen i primi minerali a cristallizzare sono i femici poveri di silice, che, separandosi dal fuso (per esempio depositandosi sul fondo della camera magmatica, cristallizzazione frazionata), lasciano un magma residuo progressivamente arricchito in silice — così da un magma basaltico si può evolvere fino a composizioni granitiche. Il contenuto di silice controlla anche una proprietà decisiva per il vulcanismo, la viscosità: i tetraedri di «SiO₄» tendono a polimerizzare già nel fuso, perciò i magmi acidi, ricchi di silice, sono molto viscosi e trattengono i gas, mentre quelli basici, poveri di silice, sono fluidi. L'origine stessa dei magmi, infine, è la fusione parziale: una roccia non fonde tutta insieme, ma libera per prima la frazione a più basso punto di fusione e più ricca di silice, e questo spiega perché i magmi siano generalmente più sialici delle rocce da cui derivano.

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Le rocce sedimentarie sono un archivio della storia della Terra, e la stratigrafia ne detta le regole di lettura, formulate già da Niccolò Stenone: il principio di sovrapposizione (in una successione indisturbata lo strato più basso è il più antico), quello dell'orizzontalità originaria (i sedimenti si depongono in strati orizzontali, per cui strati inclinati o piegati testimoniano deformazioni successive) e quello della continuità laterale. Sono i fondamenti della datazione relativa, che ordina gli eventi senza attribuire loro un'età numerica. La composizione e le strutture di un sedimento (facies) registrano l'ambiente in cui si è deposto — marino, lagunare, desertico, fluviale — consentendo di ricostruire i paleoambienti. Nel metamorfismo, l'associazione di minerali che si forma dipende dalle condizioni di pressione e temperatura raggiunte: certi minerali «indice» (per esempio clorite, granato, cianite, sillimanite) compaiono a intervalli precisi di «P» e «T» e definiscono le facies metamorfiche, permettendo di stimare la profondità e il regime termico a cui la roccia è stata sottoposta. Poiché nella crosta la temperatura cresce con la profondità secondo il gradiente geotermico, il grado metamorfico aumenta scendendo, e la sequenza argillite-ardesia-fillade-scisto-gneiss traccia proprio un percorso verso pressioni e temperature crescenti.

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Il ciclo delle rocce è mosso da due bilanci energetici distinti. La metà endogena (magmatismo e metamorfismo) è alimentata dal calore interno della Terra, in gran parte prodotto dal decadimento di isotopi radioattivi (uranio, torio, potassio) più il calore primordiale residuo; la metà esogena (degradazione, erosione, trasporto, sedimentazione) è alimentata dall'energia solare e dalla gravità. Il ciclo si svolge su tempi geologici — milioni di anni — che si possono misurare grazie alla datazione radiometrica: il decadimento di un isotopo instabile procede con una velocità costante espressa dal tempo di dimezzamento, e il rapporto fra isotopo padre residuo e isotopo figlio accumulato fornisce l'età assoluta di una roccia (datazione assoluta, che affianca quella relativa della stratigrafia). Il ciclo litogenetico è inoltre intrecciato al ciclo geochimico del carbonio a lungo termine: l'alterazione dei silicati alla superficie consuma «CO₂» atmosferica, che finisce sequestrata nei carbonati (calcari) dei fondali; il metamorfismo e il vulcanismo, riscaldando quei carbonati, la restituiscono all'atmosfera. Questo lentissimo scambio funziona come un termostato che ha regolato il clima terrestre su scale di milioni di anni, e collega la dinamica delle rocce a quella dell'atmosfera e del clima.