Le rocce sono aggregati naturali di uno o più minerali, talora anche di sostanze non cristalline, che costituiscono sulla Terra masse geologicamente indipendenti e cartografabili. La loro descrizione e classificazione forma l'argomento della scienza della Petrografia; la loro interpretazione genetica-evolutiva e lo studio termodinamico dei processi che hanno portato al loro aspetto attuale, costituisce il tema delle ricerche di Petrologia. Lo studio delle rocce si basa su metodi trattati dalla mineralogia, dalla geologia, dalla chimica e dalla fisicae richiede, l'identificazione precisa dei componeneti, cioè dei minerali presenti. Nella maggior parte dei casi sono eterogenee , costituite cioè da diverse specie di minerali; solo poche sono le rocce omogenee o monomineraliche. Nello studiare le rocce, oltre alla composizione, è di fondamentale importanza la conoscenza dei rapporti tra i singoli componenti, dalla scala microscopica a quella geologica. La tessitura di una roccia è l'insieme delle caratteristiche derivanti dalle dimensioni dei componenti (grana), dalla loro forma e dal modo in cui essi vengono a contatto tra di loro. La struttura è l'insieme delle caratteristiche di una roccia a scala geologica e ne descrive quindi, soprattutto gli apsetti derivanti dalle deformazioni subite sulla superficie terrestre. In Italia si tende ancora ad applicare alle rocce magmatiche la nomenclatura originariamente sviluppatadagli autori tedeschi, per cui la struttura esprime forma, dimensioni e articolazione dei componenti le rocce; la tessitura ne indica la disposizione spazialecome risultato delle forze agenti al momento della cristallizzazione. Le rocce affioranti sulla Terra derivano, sostanzialmente, da tre processi chimico-fisici fondamentali: cristallizzazione da un fuso, precipitazione da una soluzione, ricristallizzazione allo stato solido.Ciascuno di questi processi ha un suo proprio andamento evolutivo e dà origine a titpi diversi per piccole variazioninelle condizioni o semplicemente perchè le rocce attuali possono rappresentare uno stadio interrotto dell'intera evoluzione e quindi essere presenti come relitti rispetto all'ambiente normale della superficie terrestre. Nella genesi delle rocce bisogna prendere in considerazione un quarto precesso, molto complesso, che sia comprensivo dello smantellamento delle rocce di ogni tipo e del loro adegiuamento alla pressione atmosferica ed alla temperatura superficiale.

-IL PROCESSO MAGMATICO-
Le rocce magmatiche o ignee sono il prodotto finale del consolidamento di un magma, massa fusa di composizione essenzialmente sialica, ricca di elementi volatili, formatasi nelle profondità terrestri per fusione di masse solide preesistenti. La fusione diretta dell'involucro terrestre immediatamente sottostante alla crosta, sulla quale noi viviamo, cioè il mantello, dà origine al magma primario ( o primordiale), di composizione essenzialmente basaltica, dal quake derivano per differenziazione quasi tutte le rocce emesse in superficie durante le eruzioni (rocce vulcaniche o effusive) o iniettate crosta a varia profondità (rocce ipoabissali o filoniane). Invece, la fusione profonda di masse do origine superficiale, lentamente sprofondate per motivi di equilibrio isostatico fino a raggiungere la temperatura di fusione di alcune loro porzioni basso-fondenti, dà origine a masse magmatiche o magmi anattettici. Essi fortemente viscosi, perchè ricchi di componenti ancora solidi legati da una pellicola di fuso, sono scarsamente dotati di possibilità di muoversi, oppure si muovono verso l'alto solo come propaggini (apofisi e filoni) limitate e, infine, hanno una composizione non basaltica ma nettamente granitica. Questi magmi tendono a ricristallizzare in condizioni profonde (rocce plutoniche o intrusive). Magma primario basaltico e magma anatettico granitico si evolvono con modalità differenti e mostrano scarsa affinità reciproca, benchè sia dimostrato sperimentalmente che da un magma basaltico si può ottenere, per cristallizzazione frazionata, una roccia di composizione granitica (il processo incìverso non è possibile). Anche geologicamente le rocce delle due stirpi tendono a mantenersi separate: basalti e rocce derivate costituiscono la quasi totalità delle rocce vulcaniche e sono estesi soprattutto sul fondo degli oceani; graniti e derivati costituiscono la maggior parte delle rocce plutoniche e sono estesi soprattutto nei continenti sotto forma di grandi corpi più o meno profondi (batoliti). Rocce di composizione intermedia tra basalti e graniti, in gran parte dovute a mescolanza tra materiale indisciolto e nuovo magma (rocce sintettiche o ibride) o derivate da situazioni di non raggiunto equilibrio, sono poco frequenti e limitate a zone geologicamente circoscritte ed eccezionali. il basalto primordiale, dopo la sua formazione per fusione parziale della roccia ultrafemica costituente il mantello, o viene direttamente a giorna attraverso fessure profonde ed stese linearmente (basalto fissurale, tipico, per esempio, nel Deccan e catena Medio-Atlantica), o si evolve per un processo di variazione chimica (differenziazione), durante il quale dà origine a magmi di composizione via via diversa. A partire dalla temperatura di fusione del basalto (oltre i 1200°C), i primi minerali a cristallizzare sono alcuni metalli nobili (platino), solfuri e spinelli (magnetite), che costituiscono i cosiddetti componenti accessori, non essenziali cioè a definire il tipo di magma. Seguono poi i silicati ricchi di ferro e magnesio (olivine), poi via via quelli contenenti calcio, potassio e sodio e arricchiti di silicio (pirosseni), infine quelli conteneti acqua (anfiboli e miche). La serie di reazioni mineralogiche in rocce basaltiche, studiata per primo da L. Bowen, è rappresentata da due rami paralleli; uno è la serie "continua", che riguarda i feldspati di tipo plagioclasico, ciascuno dei quali, dopo la ricristallizzazione, reagisce di nuovo con il liquido adattando la composizione all'abbassamento di temperatura e passando così, in modo continuo, da termini ricchi di calcio (anaortite) a termini ricchi di sodio (albite). Il secondo dei due rami è la serie "discontinua", in cui i minerali formato per primi reagiscono a temepratura fissa con il liquido e ne vengono totalmente riassorbiti producendo un nuovo minerale, per esempio con la reazione: olivina --> iperstene --> augite --> orneblenda --> biotite.
Il residuo di entrambe le serie, che è composto essenzialmente da silice, alcali e acqua, cristallizza per ultimo, dando le pegmatiti (rocce costituite da quarzo, albite, ortoclasio, muscovite e minerali rari) a temperatura attorno ai 600°C. I fluidi residui, essenzialmente acquosi, producono vene idrotermali, fumarole ed esalazioi. La differenziazione può essere interrotta a qualsiasi stadio per azione meccaniche che portano all'intrusione o all'effusione, cioè a variazioni praticamente improvvise delle condizione di pressione e temperatura, con un raffreddamento più o meno rapido della massa, sitto forma di apofisi, laccoliti, filoni o, direttamente, di colate laviche. In essi risulta dunque una tessitura porfirica data da grossi cristalli dei minerali preformati, in una pasta di fondo pure composta da minerali cristallizzatisi rapidamente, oppure da vetro. Il magma granitico si forma per fusione differenziale di rocce preesistenti molto più eterogenee, come composizione, del mantello e quindi presenta una sfumatura molto più varia di composizioni. Il tipo di roccia finale si evolve in funzione:
a) della composizione della roccia di partenza e della loro eventuale eterogeneità;
b) della temperatura crescente alla quale è avvenuta la fusione (più alta è la temperatura e più ricca in componenti basici è la roccia);
c) della durata del fenomeno anatettico;
d) della disponibiltà e della mobilità dei componenti volatili, la cui presenz favorisce sia la fusione sia l'omogeneizzazione delle masse.
Solo piccole porzioni, in cui si concentrano i gas, acquistano capacità di intrudersi sotto forma di plutoni circoscritti (graniti, sieniti), filoni e ammassi (pegmatiti e apliti) o addiruttura di raggiungere la superficie terrestre, effondendosi in grandi coltri di ignimbriti e porfido e, qualche volta, come colate laviche (rioliti). La maggior parte del materiale rimane in posto, sotto forma di immense strutture profonde sfumanti nelle rocce soprastanti o vicine, che ne risultano permeate (migmatiti). Le porzioni quasi totalmente fuse, ricche di elementi volatili e con capacità di intrudersi, presentano un ordine di cristallizzazione in qualche modo analogo a quello delle rocce intrusive di derivazione basaltica, cioè con i componenti accessori per primi, (spesso ereditati dal materiale di partenza dell'anatessi), poi quelli poveri di silice e ricchi di ferro e magnesio (orneblenda, biotite) e infine i feldspati e il quarzo. Data la grande abbondanza di elementi volatili le reazioni tra le singole fasi sono però molto complesse e certe volte persino contraddittorie, fino a dare fenemeni di riequilibrazione che rientrano in parte in quello che viene detto processo autometamorfico. Questo comporta una serie di ricristallizzazioni di minerali preesistenti con formazione di nuovi, tipici di bassa temperatura, generalmente ricchi di acqua.

-IL PROCESSO SEDIMENTARIO-
Le rocce, che coprono i 3/4 delle terre emerse, sono il prodotto della trasformazione di rocce preesistenti dovuta alla gravità, agli agenti atmosferici e agli organismi viventi. Propriamente, esse sono il prodotto del consolidamento di sedmenti, cioè di materiali sciolti dovuti ad accumulo meccanico di frammenti più o meno grossolani (sedimenti clastici) o a precipitazione da soluzioni con o senza l'intervento di organismi che fissano i sali dell'acqua (sedimenti organogeni o chimici). il processo sedimentario clastico comprende più stadi. Si inizia con l'alterazione del materiale originario da parte degli agenti soprannominati: cio porta alla formazione, al di sopra della roccia intatta, di un suolo, il cui spessore è funzione del tipo di agente d'alterazione, della durata del fenomeno, della natura del materiale e delle possibilità di asportazione dei prodotti incoerenti formatisi. Il trasporto avviene comunemente in acqua, prima nei ruscelli, poi nei fiumi e infine nel mare (correnti e moto ondoso), ma può essere anche dovuto al vento, ai ghiacciai, alla gravità e perfino a organismi. Esso produce in genere una classificazione del materiale in base alle dimensioni, al peso specifico o al chimismo. Nel trasporto in acqua bisogna distinguere il materiale semplicemente rotolato da quello trasportato in sospensione o direttamente in soluzione. Il terzo stadio del ciclo d'erosione è rappresentato dal deposito ed è il più importante perchè imprime al sedimento le caratteristiche tessiturali definitive. In base all'ambiente di deposito, i sedimenti si distinguono in continentali e marini. I primi possono essere subaerei, come i detriti di frana, le sabbie eoliche dei deserti, il loess periglaciale; subacquei nei tipi: fluviale, costituito soprattutto da ghiaie e sabbia abbastanza arrotondate, lacustre con sabbie, limi e argille, lagunare pure costituito soprattutto da limi e argille con talora intercalati da soluzioni soprassature, deltizio, formato da materiali diversi molto ben selezionati in ordine di grandezza. I sedimenti marini sono costituiti da una mescolanza di materiale detritico più o meno grossolano, spesso rimaneggiato, di preesistenti sedimenti continentali con materiale derivante dalla precipitazione chimica o biochimica dei sali contenuti nell'acqua del mare e con residui dell'attività organica presente in tali acque (scheletri, gusci, ecc.). Essi si distinguono, in base alla profondità dell'acqua in cui si sono depositati e alla distanza dalla costa, in pelagici, prevalentemente fini e silicei, neritici, più grossolani, con strutture complesse dovute alla circolazione di acque e all'attività degli organismi, e intercotidali, formatisi in delta, laguen, barriere coralline, spesso caotici e solitamente misti a materiale organico. Il processo sedimentario chimico e biochimico consiste nella precipitazione, essenzialmente, di sali inorganici o di sostanze utili agli organismi per la loro sopravvivenza. Si tratta soprattutto di carbonato di calcio e subordinatamente di fosfato di calcio e idrossidi di ferro e silice. Il primo precipita sia in ambiente continentale sia, soprattutto, marin, spesso mescolato a carbonato di magnesio e a limi silicatici finissimi, a profondità d'acqua non eccessive. Grande ruolo giocano nella sua fissazione gli organismi animali e vegetali che se ne servono per la formazione dello scheletro, del guscio o di impalcature e dal cui accumulo post-mortem derivano masse stratificate estesissime. Sotto una certa profondità di acqua, il coarbonato di calcio si ridiscioglie, per cui i depositi abissali risultano costituiti, quasi esclusivamente, da silice in gran parte dovuta all'accumulo di resti di organismi o alla precipitazione da soluzioni calde di origine vulcanica contenenti anche manganese e ferro (cherts). I depositi fosfatici e ferrosi hanno invece origine prevalentemente continentale: i primi derivano dall'accumulo di scheletri di vertebrati o di escrementi; i secondi da fissazione batterica del ferro in soluzione nell'acqua delle paludi. Un tipo più raro, ma importante, di sedimento chimico è costituito dalle evaporiti, derivate, come dice il nome, dalla evaporazione di acque salate prevalenetemente marine in bacini chiusi, con precipitazione di sali (soprattutto colruri e solfati di elementi alcali) che nelle acque normali e in climi non tali da favorire l'evaporazione rimangono in soluzione. Lo stadio finale del processo sedimentario è costituito dalla litificazione, cioè dalla trasformazione del sedimento sciolto in roccia coerente per eliminazione dei vuoti intergranulari; questo avviene sia per semplice compattamento, sia per precipitazione chimica di un cemento legante i granuli detritici. Questo stadio si completa con la diagenesi, una ricristallizzazione parziale dovuta alla pressione di carico dei sedimenti soprastanti, alla dissoluzione e allo scambio chimico selettivo operato dalle acque congenite, che spesso porta alla formazione di rocce di composizione particolare (per esempio, le dolomie).
-IL PROCESSO METAMORFICO-
Il metamorfismo è il complesso delle reazioni chimico-fisiche, alla stato solido, con le quali una roccia di qualsiasi tipo si adegua a un nuovo ambiente. Ciò a causa di quei cambiamenti di posizione sulla crosta terrestre che vanno sotto il nome di fenomeni geologici (diastrofismo). ogno roccia magmatica o sedimentaria è infatti in equilibrio solo con un ristretto campo di temperatura e pressione, molto elevato per le prime, molto basso per le seconde (condizioni atmosferiche). Appena dunque essa si trova in una situazione diversa, tende a modificarsi verso un'associazione mineralogica che la porti in equilibrio con i nuovi valori di temperatura e di pressione; cioè ricristallizza. Se per esempio, un filone di diabase e un'argilla vengono a trovarsi insieme sepolti sotto circa 3000 metri di sedimenti (con un valore di pressione uguale a 1 kilobar e una temperatura di circa 450°C), entrambi ricristallizzeranno. Nel diabase il plagioclasio e il pirosseno, che si erano formati a circa 1000°C in assenza di d'acqua, si trasformeranno in altri minerali tipici di pressione atmosferica, si otterranno minerali di pressione e temperatura più alta, con perdita d'acqua che andrà a diffondersi nel diabase. Si avrà così, da questo, un cloritoscisto, composto da albite e clorite; da quella una fillade, formata da clorite, muscovite e quarzo. Solo la presenza di relitti mineralogici e strutturali permetterà allora di riconoscere le rocce di partenza. Per l'argilla il metamorfismo, che ha dato luogo a minerali di più alta temperatura e pressione, avrà agito in modo progrado, per il diabase retrogrado (diaftoresi). Comunemente il metamorfismo avviene durante lo sprofondamento delle masse rocciose superficiali nella crosta profonda per il solo effetto dell'aumento della temperatura,dovuto al gradiente geotermico, e della pressione, dovuto al peso dei sedimenti sovrapposti (metamorfismo di carico). Spesso però entrano in gioco pressioni tangenziali causate dai movimenti differenziali di masse geologiche in perpetuo moto nella crosta (metamorfismo regionale). Le reazioni che caratterizzano questi due tipi di metamorfismo sono del tipo solido-solido, cioè avvengono senza grande influenza delle soluzioni acquose congenite nelle rocce di partenza, se non per il fenomeno secondario della disidratazione. Le rocce che si formano hanno tessitura chiramente legata alla presenza di tensioni orientate e sono caratterizzate da un appiattimento generale dei minerali o di crescita preferenziale di minerali lamellari; i minerali prismatici tendono invece a disporsi parallelamente alla forza agente. Si ottengono, nel primo caso, strutture scistose; nel secondo lineate, entrambe spesso accompagnate da pieghe.

 

Oltre una certa temperatura la disidratazione arriva al punto di favorire la scomparsa di minerali scistosi idrati (per esempio, la muscovite) e la cristallizzazione di nuovi minerali anidri e non lamellari (per esempio, feldspato potassico), per cui si perde la scistosità e si generano rocce più massicce, tabulari o occhiadine, ma ancora divisibili in banchi, cioè a tessitura gneissica. In presenza di acqua residua, l'aumento di temperatura e di pressione può portare fino alla rifusione più o meno contemporanea, di feldspato potassico, quarzo e albite, dando luogo a un magma anatettico di composizione granitica che impregna la roccia madre come venule, straterelli pieghettati e chiazze (neosoma) sparsi tra parti preesistenti non fuse (paleosoma): si avrà una roccia mista detta migmatite. Poi, coll'avanzare del processo, il neosoma aumenta come quantità relativa al punto da predominare e conferire alla roccia una nuova mobilità, trasformandola in una vera e propria magmatite plutonica: il granito d'anatessi. Un tipo completamente diverso di metamorfismo si ha quando una massa magmatica di alta temperatura (anche un'apofisi di granito d'anatessi che risale) investe rocce metamorfiche o sedimentarie o, più raramente, magmatiche preesistenti.Si hanno condizioni di alta temperatura e di pressione in genere piuttosto bassa, che facilitano l'espulsione dei componenti volatili della roccia incassante e la loro infiltrazione per una distanza più o meno grande dal punto di contatto (aureola). Si formsno allora minerali di alta temperatura, spesso in grandi cristalli perchè la crescita risukta facilitata dal trasporto di materia nel flusso gassoso in movimento. E' questo il termometamorfismo o metamorfismo di contatto che, se indotto da magmi già riddhi in gas rari, può dare magnifiche cristallizzazioni di minerali non comuni e, talora, anche concentrazioni minerarie utili (skarn). Molto più comuni, ma molto più localizzate, sono le condizioni del metamorfismo cataclastico, che si verifica allorchè due masse di roccia si muovono l'una rispetto all'altra per effetto di spinte geologiche: esso porta alla formazione di zone più o meno minutamente fratturate, fino a produrre vere e proprie rifusioni dovute al riscaldamento d'attrito (miloniti, trachiliti). Del tutto eccezionale è il metamorfismo dìimpatto, provocato da meteoriti che colpiscono la superficie terrestre.