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BN 1\dia8.jpg
Le ROCCELe ROCCE
Gli ambienti PETROGENETICIGli ambienti PETROGENETICI
Eventi CICLICI nella petrogenesiEventi CICLICI nella petrogenesi
IL PIANETA TERRAIL PIANETA TERRAIl ciclo delle rocceIl ciclo delle rocce
mantello
crosta sup
crosta inf
magma
depositi organicisedimenti clastici
roccevulcaniche
roccesedimentarie
rocceplutoniche
roccemetamorfiche
fusionefusione
parzialeparziale
atmosferaidrosfera
biosfera
cristallizzazionecristallizzazione
diagenesidiagenesi
alterazionealterazionetrasportotrasporto
sedimentazionesedimentazionemetamorfismometamorfismo
metamorfismometamorfismomet.met.
I processi petrogeneticiI processi petrogenetici
Le rocce si formano attraverso processi definiti petrogenetici che, nella maggior parte dei casi, si esplicano nella litosfera. I parametri che controllano tali processi sono quelli che identificano un certo intorno naturale, vale a dire:
Temperatura, Pressione,
Composizione chimica.
..
magmatico o igneo, sedimentario,metamorfico
Nonostante il fatto che i parametri T,P e X Nonostante il fatto che i parametri T,P e X possano variare con una certa continuità,possano variare con una certa continuità,
i processi petrogenetici sono stati distinti in i processi petrogenetici sono stati distinti in tre grandi gruppi:tre grandi gruppi:
Il Il processo magmaticoprocesso magmatico
comprende la formazione di tutte le rocce la cui genesi è correlata alla consolidazione di masse fuse definite magmi. Questi possono provenire dal sottostante Mantello o formarsi direttamente nella Crosta per fenomeni di anatessi crostale.
Il Il processo sedimentarioprocesso sedimentario
implica la formazione di rocce in ambienti in cui la temperatura e la pressione sono quelle che si
realizzano nella superficie del pianeta o nelle sue immediate vicinanze, fondali marini compresi. I
sedimenti si formano per degradazione, eventuale trasporto e successiva sedimentazione di rocce sia magmatiche che metamorfiche o già sedimentarie.
Il Il processo metamorficoprocesso metamorfico
trasforma rocce preesistenti in altre che posseggono connotati pressoché totalmente diversi da quelli originari. Ciò si verifica sotto l’effetto di variazioni termiche e bariche [= di pressione] di una certa importanza; durante questo processo, le trasformazioni si realizzano nella Crosta continentale in assenza di materiali litoidi fusi.
Ambienti P-TAmbienti P-T
Attività cicliche che si realizzano nella Attività cicliche che si realizzano nella
Crosta terrestreCrosta terrestre
I MAGMII MAGMI
DEFINIZIONE
CARATTERI CHIMICI e FISICI
MAGMATISMOMAGMATISMO
DEFINIZIONEDEFINIZIONE
I magmi sono materiali naturali allo stato fuso che possono contenere anche una certa quantità di cristalli. Nella quasi totalità, i fusi sono silicatici e raggiungono temperature massime di circa 1200 ºC; solo alcuni, volumetricamente insignificanti, sono composti in prevalenza da carbonati e raggiungono temperature massime molto inferiori (intorno a 700 °C).
Natura dei magmiNatura dei magmiNei magmi sono presenti pressoché tutti gli elementi esistenti nella Terra; alcuni di questi, o loro combinazioni, rappresentano la cosiddetta
componente volatile vale a dire gas disciolti nella fase fusa.Si distinguono magmi:
Basici SiO2 < 52%
Intermedi 52% < SiO2 < 66%
Acidi SiO2 > 66%
La COMPONENTE La COMPONENTE VOLATILE dei magmiVOLATILE dei magmi
La componente volatile o, più semplicemente, i volatili, come mostrano le emanazioni vulcaniche, sono costituiti, per la massima parte, da
HH22O, COO, CO2 2 ,CO, SO,CO, SO
22, H, H22S, HS, H
22, S e O, S e O
cui si aggiungono altri costituenti presenti in quantità minori quali
NN22, Ar, HCl, HF e B, Ar, HCl, HF e B
Le abbondanze relative di questi gas sono correlate al tipo di magma; la quantità dei restanti componenti è sempre di gran lunga inferiore a quella dell’H2O e della CO2 presenti in tenori variabili, rispettivamente,
dal 30 all’80% e dal 10 al 40% delle moli della fase vapore.
Come si sciolgono i volatiliCome si sciolgono i volatili
Per sciogliere i volatili nei magmi sono necessarie elevate pressioni; se queste diminuiscono, come
avviene quando il magma deborda in superficie, i volatili essolvono dal fuso [= si liberano formando una fase separata] generando i boli di vapore tipici
di quasi tutti i vulcani attivi.
ORGANIZZAZIONE INTERNA ORGANIZZAZIONE INTERNA dei MAGMI dei MAGMI
==STRUTTURA DEI FUSI STRUTTURA DEI FUSI
SILICATICISILICATICI
I silicati sono minerali costruiti dall’unione diunità tetraedriche [SiO4]4- che rappresentano
i mattoni delle strutture.Silicio
Ossigeno
I magmi si formano dalla fusione I magmi si formano dalla fusione dei silicatidei silicati.
Tali tetraedri formano catene
nello spazio
nel piano
COSA SUCCEDE QUANDO I COSA SUCCEDE QUANDO I SILICATI FONDONO?SILICATI FONDONO?
Le modeste variazioni di entropia durante la fusione [= Q/T dove Q = quantità di calore fornita alla temperatura T = temperatura di fusione] indicano
che l’ordinel’ordine che esiste nello stato cristallino che esiste nello stato cristallino
nonnon cambiacambia in modo decisivo durante il in modo decisivo durante il cambiamento di stato. cambiamento di stato.
L’entropia E = Q/T è una funzione di stato che rappresenta il grado di ordine di un sistema.
Modelli concettuali di struttura atomica di fusi Modelli concettuali di struttura atomica di fusi silicatici confrontati con quello della silice silicatici confrontati con quello della silice
cristallina.cristallina.
SIGNIFICATO FISICO dei SIGNIFICATO FISICO dei TETRAEDRI che formano TETRAEDRI che formano
CATENECATENE
In un fuso che possiede unità tetraedriche tra loro collegate dagli ossigeni ponte [= fuso polimerizzato], le singole unità non si muovono liberamente perché soggette ad un notevole attrito interno. In altre parole, il magma è molto viscosomolto viscoso.
L’elevata viscosità impedisce anche lo L’elevata viscosità impedisce anche lo spostamento di qualsiasi altro ione al suo spostamento di qualsiasi altro ione al suo
internointerno
I VOLATILI I VOLATILI riducono la viscosità dei magmiriducono la viscosità dei magmi
HH22O (vapore) + OO (vapore) + O22 (fuso) = 2 OH (fuso) = 2 OH- - (fuso)(fuso)questa è una reazione di idrolisi che spiega la dissoluzione dell’acqua nei fusi. Poiché OHOH-- ha una sola valenza negativa e non due come l’ossigeno ponte, quando lo sostituisce depolimerizza l’insieme perché permette il distacco di due tetraedri adiacenti
Ossigenoponte
Parametri Viscosità () Note
Temperatura Inversamente proporzionale
L’energia termica facilita la depolimerizzazione e, quindi, abbassa la viscosità.
Pressione secca
Direttamente proporzionale
aumenta sino a quando il silicio non cambia tipo di coordinazione tetraedrica ottaedrica.
Pressione idrata
Inversamente proporzionale
diminuisce sino a quando i volatili (ammesso che ce ne siano a sufficienza) rimpiazzano tutti gli ossigeni ponte. Ulteriori aumenti di P, provocano effetti analoghi a quelli della pressione secca.
SiO2 in %
elevata (magmi acidi)
Alta
La differenza di viscosità tra magmi basici ed acidi può essere compensata dal fatto che questi ultimi tendono ad avere quantità maggiori di volatili rispetto a quelli basici.
SiO2 in %
bassa
(magmi basici)
Bassa
Le differenze più vistose si notano quando i magmi perdono pressoché completamente i loro volatili. Questo avviene nel momento in cui debordano dai
condotti di alimentazione dei vulcani.
I MAGMII MAGMI possonopossono
CONSOLIDARE CRISTALLIZZARE
Trasformarsi in vetri = masse solide amorfe che, sotto il profilo termodinamico, sono ancora liquidi sopraraffreddati
Formare cristalli = sostanze che hanno un preciso ordinamento strutturale ed un identico chimismo in ogni loro porzione
Parametro che fa la differenzaParametro che fa la differenzaIl sopraraffreddamento
rappresenta la differenza tra la rappresenta la differenza tra la temperatura di fusione di una sostanza temperatura di fusione di una sostanza e quella, inferiore alla precedente, a cui e quella, inferiore alla precedente, a cui la stessa si trova ancora allo stato la stessa si trova ancora allo stato liquido; l’acqua liquida, portata liquido; l’acqua liquida, portata velocemente a –30 ºC è stata velocemente a –30 ºC è stata sopraraffreddata di 30 gradi perché la sopraraffreddata di 30 gradi perché la sua temperatura di cristallizzazione sua temperatura di cristallizzazione vale 0 ºC vale 0 ºC [= se la pressione vale 1 atmosfera].[= se la pressione vale 1 atmosfera].
Tem
pera
tura
Quantità di calore
CALORE LATENTECALORE LATENTEdi FUSIONEdi FUSIONE
di CRISTALLIZZAZIONEdi CRISTALLIZZAZIONE
Solido
riscaldato fusione
Fuso
riscaldato
[= calore assorbito dalla [= calore assorbito dalla fusione o ceduto durante la fusione o ceduto durante la cristallizzazione]cristallizzazione]
Durante questo processo la Durante questo processo la temperatura del materiale non temperatura del materiale non cambiacambia
Visto che ad ogni azione corrisponde una reazione uguale ma di segno opposto, quando un magma perde calore cerca di contrastare questo evento formando cristalli che ridanno all’insieme il cosiddetto calore latente di solidificazione [= identico a quello latente di fusione].
RISPOSTA del MAGMA al SOPRARAFFREDDAMENTO
Per formare cristalli, tutti gli elementi necessari alla crescita dei nuclei in via di sviluppo debbono potersi spostare facilmente. E’ abbastanza intuitivo, che questi spostamenti sono facilitati se la viscosità del fuso resta bassa il che equivale a dire che anche il sopraraffreddamento deve rimanere basso. Quando quest’ultimo aumenta, cioè quando la temperatura si abbassa troppo velocemente, viene compromessa la velocità di crescita ma non la formazione di germi cristallini il cui numero, per unità di volume, aumenta proprio per la necessità di supplire alle maggiori perdite energetiche.
Una tale rincorsa tra numero di germi che si formano e calore sottratto non può protrarsi oltre certi valori del sopraraffreddamento perché il fuso, da un certo punto in poi, non riesce a formare germi cristallini per la paralisi degli spostamenti degli elementi derivata da valori troppo bassi della temperatura imposta al liquido. Superata questa soglia il fuso perde ogni capacità di cristallizzare e si trasforma in una massa meccanicamente solida ma amorfa cioè vetrosa.
GIACITURA GIACITURA delle rocce delle rocce
IGNEEIGNEE
DEFINIZIONE DEFINIZIONE di di
GIACITURAGIACITURA
La giacitura definisce i rapporti di una determinata roccia, o
gruppo omogeneo di rocce, nei confronti di quelle che le
circondano
La giacitura delle rocce magmatiche, è strettamente correlata con gli ambienti in cui i
magmi si sono raffreddati. Se il processo di consolidazione è avvenuto al di sotto della
superficie terrestre le rocce hanno una giacitura
intrusiva o plutonica;
i magmi che risalgono fuoriuscendo dai condotti vulcanici originano rocce con giacitura
effusiva o lavica.
ROCCE INTRUSIVEROCCE INTRUSIVE
PlutoniSono ammassi di grandi
dimensioni con superfici intorno ai cento km2, ed un’estensione
verticale non definibile in quanto non affiorano le zone più
profonde dette anche radici.
sono intrusioni composte da più plutoni anche diacroni. Hanno dimensioni, in affioramento, che superano le centinaia di km2.
BATOLITI
In funzione della loro geometria, i contatti si distinguono in
concordanti e discordanti.
I primi avvengono parallelamente alle strutture esistenti nelle rocce incassanti [= superfici di stratificazione o di scistosità], i secondi le taglano.
STRUTTURE e TESSITURESTRUTTURE e TESSITUREDELLE ROCCE IGNEEDELLE ROCCE IGNEE
Definizione di Definizione di strutturastruttura e di e di tessituratessitura delle rocce delle rocceLa struttura definisce:
il grado di cristallinità, l’eventuale presenza di vetro e le proporzioni tra cristalli e massa vetrosa; la grana dei minerali presenti; la forma dei grani.
La tessitura definisce:
le relazioni esistenti tra minerali o gruppi di questi.
Schema riassuntivo delle strutture e delle tessiture delle rocce intrusive
STRUTTURE ROCCE INTRUSIVE
tutte olocristalline
Caratteri Tipologia dei minerali
granulare (o porfirica) ipidiomorfa
i minerali si sono formati in successione(se è porfirica esistono cristalli con dimensioni maggiori di quelle degli altri)
alcuni idiomorfi [con abito tipico della specie] altri allotriomorfi[senza abito tipico della specie] granulare
(porfirica)autoallotriomorfa
i minerali si sono formati pressoché contemporaneamente(se è porfirica esistono cristalli > altri)
tutti i minerali, a meno dei cristalli con dimensioni maggiori,sono allotriomorfi
TESSITURE ROCCE INTRUSIVE
Generalmente isotrope [= minerali distribuiti casualmente] talora possono esistere isorientamenti
Struttura di una roccia intrusivaStruttura di una roccia intrusivaLa roccia ha una struttura La roccia ha una struttura granulare olocristallina ipidiomorfagranulare olocristallina ipidiomorfa perché perché
le varie specie di mineralile varie specie di minerali si sono formate in si sono formate in tempi diversitempi diversi e si può e si può
ricostruirne la sequenza: 1= i primi; 4 = gli ultimiricostruirne la sequenza: 1= i primi; 4 = gli ultimi
Strutture delle rocce effusive Strutture delle rocce effusive [= lave][= lave]
Schema riassuntivo delle Schema riassuntivo delle strutturestrutture e delle e delle tessituretessiture delle rocce effusive delle rocce effusive
STRUTTURE TESSITURENome pasta di fondo
Dipendono della distrib. dei cristalli della pasta di fondo
olocristallina senza vetro Isotropa Distribuzione casuale
PorfiricaSono presenti fenocristalli
ipocristallina poco vetro
Fluidale Come i tronchi d’albero trasportati dalla corrente fluviale
vitrofirica tutto vetro
olocristallina senza vetro
Afirica senza fenocristalli[
ipocristallina poco vetro
vitrofirica tutto vetro
Intersertale
CLASSIFICAZIONECLASSIFICAZIONE e e
NOMENCLATURA NOMENCLATURA delle delle roccerocce
MAGMATICHEMAGMATICHEINTRUSIVEINTRUSIVE
La classificazione delle Rocce intrusive si basa sul
CRITERIO MINERALOGICO
Nelle rocce magmatiche intrusive si distinguono due gruppi di minerali:
- FONDAMENTALI- ACCESSORI
I minerali fondamentali caratterizzano le rocce e contribuiscono a classificarle; in genere, ma non sempre, sono quelli più abbondanti;I minerali accessori non incidono nella
classificazione ma possono influire negli attributi della nomenclatura; in genere sono quelli meno abbondanti;
I minerali sono stati distinti in 5 gruppi che corrispondono ai seguenti parametri:
Q = quarzo;
A = feldspati alcalini inclusa l’albite An0ad An5
P = plagioclasi da An5 ad An100
F = feldspatoidi [= nefelina, leucite, analcime, sodalite, kalsilite, noseana, hauyna e cancrinite];
M = minerali femici [= olivine, monticellite, pirosseni, anfiboli, miche, melilite, minerali opachi e accessori quali zircone, apatite, titanite, epidoti, allanite e carbonati].
Ad eccezione di quelle in cui M >90 [ultrafemiche], tutte le rocce sono classificate tramite i parametri
Q, A, P, F che rappresentano minerali non femici
EQUILIBRI MINERALOGICIEQUILIBRI MINERALOGICIin ambente MAGMATICOin ambente MAGMATICO
Norme di coesistenza
paragenetica
Mg2SiO4 + SiO2 = 2MgSiO3
olivina silice pirossenoaccoppiamenti possibili
1) olivina +pirosseno1) quarzo + pirosseno
3) solo pirossenol’associazione OLIVINA + QUARZO è IMPOSSIBILE
KAlSi2O6 + SiO2 = KAlS13O8
feldspatoide silice feldspatoaccoppiamenti possibili
1) feldspatoide + feldspato 1) quarzo+ feldspato
3) solo feldspato
l’associazione FELDSPATOIDE + QUARZO è IMPOSSIBILE
Classe Specie o gruppo di minerali % vol.
Silicati
feldspati 58
pirosseni e anfiboli 13
quarzo 11
miche, cloriti e minerali argillosi 10
olivina 3
Epidoto, cianite, andalusite, sillimanite, granati e zeoliti
2
Carbonati, Ossidi, Solfati,
Alogenuri
3
Totale 100
Abbondanza dei vari minerali nella Crosta continentale
RAPPRESENTAZIONE RAPPRESENTAZIONE TRIANGOLARETRIANGOLARE
I minerali sono stati distinti in 5 gruppi che corrispondono ai seguenti parametri:
Q = quarzo;
A = feldspati alcalini inclusa l’albite An0ad An5
P = plagioclasi da An5 ad An100
F = feldspatoidi [= nefelina, leucite, analcime, sodalite, kalsilite, noseana, hauyna e cancrinite];
M = minerali femici [= olivine, monticellite, pirosseni, anfiboli, miche, melilite, minerali opachi e accessori quali zircone, apatite, titanite, epidoti, allanite e carbonati].
Ad eccezione di quelle in cui M >90 [ultrafemiche], tutte le rocce sono classificate tramite i parametri
Q, A, P, F che rappresentano minerali non femici
Doppio triangolo di
S
T
R
E
C
K
E
I
S
E
N
Classificazione delle rocce Classificazione delle rocce ultrafemiche [M > 90%]ultrafemiche [M > 90%]
Ol = olivina; Opx = pirosseno rombico; Cpx = pirosseno Ol = olivina; Opx = pirosseno rombico; Cpx = pirosseno monoclino; Px = pirosseni; Hbl = orneblendamonoclino; Px = pirosseni; Hbl = orneblenda
CLASSIFICAZIONECLASSIFICAZIONE e e
NOMENCLATURA NOMENCLATURA delle delle roccerocce
MAGMATICHEMAGMATICHEEFFUSIVEEFFUSIVE
CLASSIFICAZIONE CLASSIFICAZIONE delle delle
ROCCE EFFUSIVE ROCCE EFFUSIVE CRITERIO ESSENZIALMENTE CHIMICO
perché L’analisi modale non è agevole
Il vetro non ha un chimismo definito
B-A Ol Th
TH Al LC And Dac Riol Co
SiO2 45,4 49,2 53,8 49,1 46,2 60,0 69,7 73,2 75,2TiO2 3,0 2,3 2,0 1,5 1,2 1,0 0,4 0,2 0,1Al203 14,7 13,3 13,9 17,7 14,4 16,0 15,2 14,0 12,0Fe2O3 4,1 1,3 2,6 2,8 4,1 1,9 1,1 0,6 0,9FeO 9,2 9,7 9,3 7,2 4,4 6,2 1,9 1,7 1,2MnO 0,2 0,2 0,2 0,1 0 0,2 0,0 0,0 0,1MgO 7,8 10,4 4,1 6,9 7,0 3,9 0,9 0,4 0.0CaO 10,5 10,9 7,9 9,9 13,2 5,9 2,7 1,3 0,3Na20 3,0 2,2 3,0 2,9 1,6 3,9 4,5 3,9 4,8K20 1,0 0,5 1,5 0,7 6,4 0,9 3,0 4,1 4,7P205 0,4 0,2 0,4 0,3 0,4 0,2 0,1 0,0 0,1
SERIE di ROCCESERIE di ROCCE ALCALINE
SUBALCALINE
SODICHE
POTASSICHE
THOLEIITICHE
CALCOALCALINE
PERALCALINE
[Na2O + K2O]/(Al2O3) > 1
Le SERIE di ROCCE
A = AlcaliF = FeO totaleM = MgO
TAS = Total Alkali v. Silica S
erie Na
K
Composizione chimica delle rocce Composizione chimica delle rocce deidei
Campi Flegrei e del Somma VesuvioCampi Flegrei e del Somma Vesuvio
0
5
10
15
Na2O+K2O
40 50 60 70 80
SiO2
rosso: Campi Flegreiazzurro: Somma-Vesuvio
riolite
trachite
trachiandesitetrachi-andesitebasalticatrachi-
basalto
andesitebasaltica
andesitedaciteriodacite
basanitetefrite
fono-tephrite
tefri-phonolite
basalto
fonolite
NOMENCLATURA dei TIPI appartenenti alle DIVERSE SERIE
IL METAMORFISMOIL METAMORFISMO
DEFINIZIONE degli
AMBIENTI e dei
PROCESSI
DEFINIZIONE di METAMORFISMO
Insieme dei processi attraverso i quali la struttura e la mineralogia di una roccia
vengono modificate, essenzialmente in risposta ai cambiamenti della
TEMPERATURA e, subordinatamente, della pressione e della composizione dei fluidi circolanti all’interno della Crosta terrestre
CAMPO P-T nel quale si realizzano i
PROCESSI METAMORFICI
Curva del
solidus
dei
graniti
I Processi metamorfici si I Processi metamorfici si realizzano per un innalzamento realizzano per un innalzamento
della Temperaturadella Temperatura
METAMORFISMO:METAMORFISMO:TIPI di PRESSIONITIPI di PRESSIONI
PRESSIONE LITOSTATICA
È identica alla IDROSTATICA
NON DEFORMA ma
si limita a RIDURRE
i VOLUMI
PRESSIONE ORIENTATA o
DIREZIONALE
DEFORMA
MINERALI e
ROCCE
MODIFICAZIONI PROVOCATE dalla PRESSIONE sui MINERALI
Esempi di deformazioni plastiche intracristalline
scivolamento
distorsione
Geminazione meccanica
Deformazione elastica.
Scompare al termine della sollecitazione: terremoti
KINK BAND
C è più stretto di B
deformazione plastica in assenza di contenimento laterale
formazione della kink band provocata dalla necessità di limitare la deformazione in senso laterale
piani di scivo-
lamento nel
minerale
S
S
DD
S
DD
Effetti della pressione orientata sulla morfologia dei minerali.
I cristalli tendono ad appiattirsi perché la maggiore energia libera, presente nelle aree (S) sottoposte a maggior pressione, ne facilita la dissoluzione; il materiale viene deposto in quelle (D) in cui la pressione è minore.
L’asse maggiore è disposto in un piano perpendicolare alla direzione di massima intensità della pressione orientata
STRUTTURE E TESSITURE STRUTTURE E TESSITURE DELLE ROCCE DELLE ROCCE
METAMORFICHEMETAMORFICHE
La fisionomia di una roccia metamorfica è determinata,
a differenza di quanto avviene nei processi magmatici, dalla crescita pressoché simultaneasimultanea delle
nuove fasi stabili.
la ricristallizzazione dell’aggregato si
sviluppa sotto l’effetto della
pressione litostatica e di quella orientata
la ricristallizzazione dell’aggregato si
sviluppa sotto l’effetto della sola
pressione litostatica
In presenza della sola pressione litostaticaroccia composta da un solo minerale = QUARZOARENITE
Un insieme è stabile se la sua energia libera è la più bassa tra quelle possibili
le reazioni destabilizzanti di un insieme iniziano dalle superfici dei suoi minerali. Quelli più
piccoli sono sfavoriti per l’alto rapporto S/V.
Un insieme è tanto più stabile quanto minore è la propria superficie o, meglio, quanto minore è la
sua energia libera di superficie
È logico prevedere che i minerali più piccoli siano distrutti a favore dei più grandi
Nella quarzoarenite la crescita dei cristalli è sicuramente simultanea perché c’è solo quarzo
L’ aggregato è paragonabile ad un grappolo di bolle di sapone formato da poliedri perfettamente
incastonati in modo da ottenere il più alto rapporto V tot./S tot.
I cristalli di quarzo sono giustapposti in modo che gli angoli diedri tra le loro facce sono proporzionali alla loro energia libera di superficie o, meglio, tornando
all’esempio delle bolle, alla tensione superficiale delle facce che vengono a contatto
L’aggregato ideale, formato da un’unica fase cristallina le cui facce hanno tutte la stessa tensione
superficiale, genera giunti tripli con angoli perfettamente uguali a 120˚
La STRUTTURA delle R.
metamorfiche, si genera tramite la
cristalloblastesi [= germogliamento]. È
definita
cristalloblastica.
Se le dimensioni dei minerali sono abbastanza simili, le rocce hanno una struttura GRANOBLASTICA o OMEOBLASTICA.
Se a cristalli decisamente grandi sono associati altri con dimensioni molto minori la struttura è PORFIROBLASTICA ed i cristalli più grandi, sono i PORFIROBLASTI
epidoti, zoisite, lawsonite, forsterite
rutilo, titanite, magnetite
pirosseni, anfiboli, wollastonite
tormalina, cianite, staurolite
miche, cloriti, talco, stilpnomelano, prehnite
dolomite, calcite scapolite, cordierite, feldspati
quarzo
SE
RIE
C
RIS
TA
LL
OB
LA
ST
ICA
Quando I porfiroblasti contengono inclusioni di altri minerali sono definiti PECILOBLASTI e la struttura della roccia è definita PECILOBLASTICA.
I vari minerali hanno diversa forza di cristallizzazione. Quelli più in alto sono più idioblasti dei successivi
La tessitura delle R. metamorfiche, riguarda la distribuzione spaziale dei singoli minerali o di
gruppi di questi. Si distinguono:
ISOTROPE o MASSIVE
i minerali che costituiscono
l’aggregato mostrano una distribuzione
casuale.
ANISOTROPE orientamento dei
minerali condizionato dall’azione di
pressioni DIREZIONALI
Scistosità e Lineazionetipica
scistosità delle rocce chiamate SCISTI. È
generata, di preferenza, dall’isorientamento di fillosilicati
secondo piani tra
loro subparalleli
foliazione composizionale; i singoli livelli hanno mineralogie tra loro diverse; in ciascuno può essere
presente un isorientamento a carattere planare degli individui cristallini non isometrici.
anisotropia a bande spesso presente negli
gneiss
piani scistosità piegati;
l’orientamento degli assi delle pieghe origina la lineazione
CRISTALLIZZAZIONE in rapporto agli EVENTI TETTONICI
Cristallizzazione PRECINEMATICA. A) cristalli di mica formati prima dall’evento tettonico che li ha curvati B) contorni ondulati in cristallo di plagioclasio deformato dopo la crescita; le lacinie nere
indicano le geminazioni meccaniche generate dall’evento dinamico.
Cristallizz. SINCINEMATICA C) granato che si accresce durante l’evento tettonico. Diventa un peciloblasto perché ingloba,
ruotando, altri cristalli distribuiti ad elica [tessitura elicitica]
POSTCINEMATICA D) ed E) xlli di cloritoide e di mica che tagliano la precedente scistosità. La loro trasversalità dimostra che si sono formati quando la roccia era già scistosa (dopo la deformazione).
DEFORMAZIONI POLIFASICHE
Schema di trasposizione S1→S2 a livello macro-, e
microscopico di R. sottoposte a
deformazioni polifasiche. La staurolite ed il granato, molto più grandi degli altri
minerali, sono porfiroblasti con
inclusioni di quarzo relitti di una scistosità S1,
e, quindi, peciloblasti.
NATURA dei FLUIDI nel METAMORFISMO
La fase fluida presente ed attiva durante i processi metamorfici consiste di
H2O
con quantità variabili di
CO2, Na+, K+, Ca2+, Cl-, SO42- e CO3
2-
Tem
pera
tura
°C
200
100
5
10
15
20
2 4 6
300
25
30
35
2 4 6
Tem
pera
tura
°C300
150
450
Pro
fond
ità(k
m)
5
10
15
20
25
30
35
600
750
900
2 4 6
Tem
pera
tura
°C300
150
450
600
750
Pro
fond
ità(k
m)
5
10
15
20
25
Pre
ssio
ne(G
Pa)
0,4
0,2
0,6
Temperatura °C200 300 400 500
caolinite + 2 quarzo
pirofillite + H2 O
cianite+ 3quarzo
+ H2O
piro
fillit
e
% in peso di H2O
liberata dalle reazioni
= 4,5
= 5
Prof
ondi
tà(k
m)
I FLUIDII processi di compattazione e le reazioni che si attivano durante il metamorfismo progrado [aumento di T e di P], liberano grandi volumi d’acqua e di altri fluidi secondo lo schema:
minerali argillosi→cloriti →miche→anfiboli→silicati anidri
La fase fluida presente nei sistemi metamorfici
è presente sia sotto forma di vapori che di gas. Questi ultimi sono
indicati, genericamente, come
fluidi supercritici
FACIES METAMORFICHEFACIES METAMORFICHECiascun campo P-T definisce
una facies.
le rocce che appartengono alle facies eclogitica e granulitica, si formano quando PH2O << Ptot
I campi non sono a contatto a causa delle incertezze sulla composizione dei fluidi che può far variare i valori di P e T
gneiss
eclogite
Si formano sulla superficie della Crosta terrestre, fondali marini compresi, a spese di rocce preesistenti. I sedimenti
possono consistere di frammenti di roccia o di altre particelle di dimensioni tra loro molto diverse, compresi resti di animali
o di piante. Sono sedimenti anche quelli che si formano tramite processi chimici o quelli che si generano sotto l’azione
di entrambe i fenomeni ora citati.
Alcuni depositi sedimentari sono composti da materiali derivanti dall’attività vulcanica.
Sotto un profilo più generale, le rocce sedimentarie possono essere raggruppate in due grandi categorie: materiali di origine
clastica e chimica.
Le ROCCE Le ROCCE SEDIMENTARIESEDIMENTARIE
CAMPO P-T di formazione delle CAMPO P-T di formazione delle rocce sedimentarierocce sedimentarie
Alla genesi dei sedimenti presiedono varie fasi tradizionalmente distinte in:
EROSIONE
TRASPORTO
DEPOSIZIONEI sedimenti sono trasformati in rocce tramite la
DIAGENESI
EROSIONEEROSIONE Si attua tramite la DISGREGAZIONE DELLE ROCCE che
avviene con due modalità:
DISAGGREGAZIONE MECCANICA in porzioni più minute;
ATTACCO CHIMICO di alcuni minerali da parte degli
agenti esogeni.
tutti gli elementi che agiscono sulla superficie terrestre
ACQUA (ghiaccio), ARIA (vento)
DISAGGREGAZIONE MECCANICA
Formazione dei giunti di decompressione.
L’aumento di volume derivante dalla
diminuzione del carico sovrastante nel passaggio
da A a B, provoca la fatturazione della roccia
plutonica. Situazione dopo l’erosione della copertura e
di alcune porzioni più esterne del plutone.
GENESI delle grandi FRATTURAZIONI delle rocce
DISAGGREGAZIONE MECCANICA
Aumento della superficie esposta alle aggressioni degli agenti chimici in seguito alla frammentazione di un blocco di roccia. La superficie totale aumenta geometricamente in seguito alla frammentazione.
L’esempio, schematizzato tramite la formazione di altrettanti cubi con facce perfettamente piane, non rispecchia il processo naturale in
cui le superfici dei frammenti, salvo rare eccezioni, sono molto irregolari. Il rapporto tra le aree della superficie finale e di quella
iniziale è sicuramente maggiore di 2.
DISAGGREGAZIONE MECCANICA
L’espansione, collegata al congelamento dell’acqua all’interno delle
litoclasi, provoca l’allargamento delle fessure che porta alla
frammentazione delle rocce.
AZIONE DELL’ACQUAEROSIONE sia sui fondali che lungo le pareti dell’alveo dei fiumi
ABRASIONE dell’acqua marina ( flussi di marea, moto ondoso su falesie o azione delle sue correnti)
Il vento mobilizza enormi quantità di detriti che, urtando con varia violenza su altre rocce ne provocano una disaggregazione in
frammenti di varia misura che, a loro volta, possono funzionare da elementi abrasivi tramite un processo che prende il nome di
deflazione.
DISAGGREGAZIONE MECCANICA
AZIONE DEL VENTO
L’asporto di materiale roccioso da parte delle masse anche imponenti dei ghiacciai determina addirittura la formazione di valli
ad U tramite un processo disaggregante delle rocce definito
esarazione.
AZIONE DEL GHIACCIO
ATTACCO CHIMICO
L’acqua scioglie i gas atmosferici in rapporti molto diversi da quelli
presenti nell’aria. Il composto privilegiato è senza dubbio l’anidride carbonica. La concentrazione di CO2, nei suoli caratterizzati dalla
presenza di materiale organico in decomposizione può essere anche 100 volte maggiore di quella atmosferica; ciò contribuisce ad abbassare il pH delle acque d’infiltrazione. In prossimità delle radici delle piante, le acque di infiltrazione raggiungono valori di pH ancora più bassi compresi nell’intervallo 2-4.
Il principale artefice è l’ H2O
Esistono, infine, batteri che facilitano la formazioni di potenti acidi organici ed addirittura inorganici come l’acido nitrico sintetizzato dai batteri chiamati
nitrificanti e l’acido solforico dai solfobatteri.
ATTACCO CHIMICOLe reazioni che avvengono sono di: idratazione
dissoluzione CaCO3Ca2+ + CO3 2-
idrolisi
ossidazione
FeSiO3 FeO + SiO2
FeO + O+ H2O FeOOH + H
Goethite = ossido-idrossido di ferro
DIFESE NATURALI agli ATTACCHI
Le trasformazioni, tuttavia, procedono con la formazione dei
minerali ARGILLOSI
Minerali
ARGILLOSI
Quando le rocce sono sottoposte all’azione degli agenti esogeni, la loro superficie è ricoperta dai prodotti che si
formano a loro spese; questo mantello, chiamato regolite, ha una composizione differente in funzione della profondità.
La SCALA DI
STABILITÀ dei minerali è
l’inverso della serie di reazione di Bowen: i
meno stabili sono quelli
che si formano a
temperature più elevate.
quello non aggredibile altro che in condizioni molto particolari è il quarzo definito, per questo motivo,
minerale primario stabile.
INFLUENZA del CLIMA sulle TRASFORMAZIONI ESOGENE
Le trasformazione chimiche sono favorite da temperature e piovosità elevate. Quelle di natura meccanica prevalgono per temperature e piovosità decrescenti. Nei climi molto
caldi ed aridi entrambi i processi sono molto
rallentati. 80
60
40
20
100 200 300 400
SMECTITI
CAOLINITI
OSSI - IDROSSIDIdi ALLUMINIO e FERRO
Piovosità annua (cm)
Arg
illa
neis
uoli
(%)
TRASPORTO : MECCANICO o CHIMICO Trasporto meccanico
GLACIALE
FLUVIALE
EOLICO
Trasporto CHIMICO
Modello concettuale di dissoluzione del
sodio che modifica la struttura dell’acqua.
Le forze di attrazione tra ione e molecole
d’acqua distorcono i legami O-H
A: rapporto tra carica e raggio ionico (Z/r) definito potenziale ionico o elettronegatività. La capacità di idratazione aumenta proporzionalmente all’ elettronegatività dell’elemento. B: rappresentazione concettuale del rapporto tra molecole d’acqua e atomi con potenziale ionico tra loro differenti.
Il trasporto termina quando si creano condizioni idonee alla deposizione che si attua in un bacino sedimentario cioè in un ambiente idoneo alla sedimentazione; quest’ultimo termine raggruppa tutti i fenomeni che favoriscono l’accumulo di materiale chiamato, appunto, materiale sedimentario che può depositarsi dopo un lungo trasporto o nello stesso punto in cui è iniziata la disgregazione delle rocce e dei minerali primari. Il livello orizzontale immaginario, al di sotto del quale la deposizione predomina rispetto all’erosione ed alle trasformazioni delle rocce per azione degli agenti atmosferici, è denominato livello di base.
Spesso il livello di base si identifica con il livello del mare. I bacini sedimentari continentali possono avere quote più elevate rispetto al livello del mare.
La SEDIMENTAZIONE
TIPOLOGIA E NOMENCLATURA DEI SEDIMENTI
La classificazione generale dei materiali sedimentari può essere considerata esauriente solo dopo aver analizzato i vari aspetti della loro storia cioè dopo avere stilato alcune note, per così dire “biografiche”.
La domanda base si riferisce alla sua derivazione
MECCANICA CHIMICA o BIOLOGICA
Le notizie che interessano si riferiscono alla storia più prossima degli elementi che costituiscono il sedimento e non a quella più remota:
un frammento di conchiglia di un mollusco in una spiaggia è un elemento trasportato meccanicamente e non depone per un sedimento di origine biologica anche se originariamente è stato secreto da un animale.
Sono autoctoni i materiali che si sono formati tramite elementi presenti nel luogo dove è avvenuta la sedimentazione;
sono alloctoni quelli che provengono da un sito non appartenente [= esterno] al bacino in cui si sono depositati.
SEDIMENTI AUTOCTONI e ALLOCTONI
L’alloctonia è riferibile sia al grano di quarzo che forma un sedimento lontano dalla roccia sorgente, ad esempio un granito, o ad un frammento
di magma lanciato durante un’esplosione vulcanica.Nel primo caso, quello del grano di quarzo, il trasporto è dovuto a forze,
quali correnti fluviali o marine, ghiacciai, vento, che caratterizzano la dinamica esogena; nel secondo, l’alloctonia è generata da forze
connesse con la dinamica endogena. Sotto questo profilo, pertanto, il quarzo rappresenta un prodotto epiclastico, il brandello di lava o la
cenere vulcanica sono inquadrabili tra quelli piroclastici.
Nel concetto di materiale alloctono non è insita una distinzione condizionata dalla distanza percorsa dall’elemento considerato. Lo scheletro di un pesce o il carapace carbonatico di un foraminifero planctonico che dopo la morte decantano verso il fondo del mare in cui hanno vissuto o il grano di quarzo che può aver viaggiato per migliaia di chilometri sono tutti materiali alloctoni epiclastici.
La distinzione, nell’ambito degli elementi epiclastici di cui sopra, si basa sul fatto che provengano o meno da aree site all’interno del bacino di sedimentazione. Il grano di quarzo è considerato, su questa base, un extraclasto al contrario dei due resti organici che, vivendo all’interno del bacino di sedimentazione, rappresentano intraclasti.
MATERIALI TRASPORTATI MECCANICAMNTE
ALLOCTONI
MATERIALI DI ORIGINE CHIMICA O BIOLOGICA FORMATISI IN SITU
AUTOCTONI
Da forze endogenePIROCLA
STI
Da forze esogeneEPICLASTI
origine solo chimicaORTOCHIMICI
origine chimico- biologica
BIOGENI esterni
al bacino di
sedimentazione
EXTRACLASTIO
TERRIGENI
internial
bacino disedimentazioneINTRACLASTI
Per evaporazion
edi acque stagnanti
EVAPORITI
In acquevadose
Secrezionedi carbonato
concostruzione
di edificiBIOCOSTRU
ITI
Precipitazione chimica
indottadal
metabolismo vegetale
BIOINDOTTI
La formazione del clasto è avvenuta tramite processi
chimici e/o biologici
ALLOBIOCHIMICI
All’internodi
grotteSPELEOT
EMI
In ambientidiversi
da grotteCALICHE
Per flussiascendentiCALCRET
E
In assenza di flussi
ascendentiSILCRETEFERRICR
ETE
Diagramma di flusso che schematizza la classificazione generale dei materiali sedimentari in funzione di vari parametri; al trasporto si aggiungono distinzioni derivanti dall’appartenenza o meno al bacino di sedimentazione ed alle modalità di formazione del sedimento.
Extraclasti = denominati anche terrigeni perché, sottintendono una provenienza dalla terra ferma e, quindi, visto che il mare rappresenta l’ambiente più consono alla sedimentazione, da aree esterne al bacino di sedimentazione.
Intraclasti = provengono dall’interno del bacino di sedimentazione
A = generati da intervento diretto o indiretto, di processi chimici o biologici
I fossili, o bioclasti = oncoliti [= alghe cianoficee] o i rodoliti [= alghe rosse o rodoficee].
I peloidi = grani minuti [= da qualche micron a pochi mm] = escrementi fecali mineralizzati [= coproliti].
Gli ooidi = grani subsferici, da 0,2 a 2 mm, con struttura concentrica formati da una successione di strati carbonatici accresciuti su un nucleo peloide
I frammenti litici sono in genere calcarei e sono anche chiamati intralitoclasti.
B= quelli per i quali tali processi si possono escludere.
depositi terrigeni preesistenti nel bacino di sedimentazione rimaneggiati meccanicamente e ridepositati
I quattro tipi principali di INTRACLASTI = materiali allobiochimici (ooidi, peloidi, fossili ed intralitoclasti) che possono essere presenti in una roccia carbonatica. La matrice nella quale sono dispersi può essere una micrite (grana minutissima) o una
sparite (le dimensioni dei singoli cristalli è maggiore).
ROCCE TERRIGENE ROCCE TERRIGENE e e
ROCCE CARBONATICHE ROCCE CARBONATICHE DUE MONDI SEDIMENTARI MOLTO DIVERSI CHE POSSONO ESSERE STUDIATI CON CRITERI ANALOGHI:
TESSITURALE
CHIMICO- MINERALOGICO
(GEOMETRICO)
ROCCE ROCCE TERRIGENETERRIGENE
sono:sono: MATERIALI ALLOCTONI
MATERIALI EPICLASTICICI
MATERIALI EXTRABACINALI
ROCCE TERRIGENEROCCE TERRIGENE
CRITERI DISTINTIVI e TERMINOLOGIA IN USO
CRITERIO TESSITURALEP
A R
A M
E T
R I
D I
S T
I N
T I
V I GRANULOMETRIA
(diminuisce verso il basso)
QUANTITÀ di MATRICE
(aumenta verso il basso)
ARROTONDAMENTO
degli ELEMENTI
(aumenta verso il basso)
Ruduti (psefiti)
Areniti (psammiti)
Lutiti (peliti)
Areniti (ortoconglomerati)
Grovacche(paraconglomerati)
Argille
Breccia
Conglomerato
CRITERIO MINERALOGICOP
A R
A M
E T
R I
D I
S T
I N
T I
V I RAPPORTO tra Q, F,L
Q = quarzo; F = feldspati; L = litici
DIVERSITà o PUREZZA
COMPOSIZIONALE
Quarzo ruditi
Quarzo areniti
Quarzo grovacche
Conglomerato oligomittico
Conglomerato polimittico
Argilla
Argilla carbonatica
Argilla silicea
Marna
NOMEdelle
ROCCE
NOME dei
SEDIMENTI
NOME dei
GRANI
CLASSI DIMENSIONALI
in mm
R U D I T I
Blocchi
SABBIE
GHIAIECiottoli
di varia grandezza
ARENITI
2 - 256
256 - 4096
1/16 - 2
Argilla
Sabbia
di varia grandezza
Silt
di varia grandezzaFANGHILUTITI
0,0039 – 1/16
0,00024 – 0,0039
I conglomerati sono suddivisi in para- ed
ortoconglomerati. Le due tipologie si distinguono in
funzione del fatto che i clasti siano a contatto tra
loro, nel qual caso si tratta di
ortoconglomerati o di insiemi clasto-
sostenuti; se tra questi si interpone la matrice, come
avviene nei
paraconglomerati, si parla di insiemi matrice-
sostenuti
Schema classificativo delle psammiti basato su quattro elementi fondamentali. I primi tre riguardano la frazione più grossolana e
rappresentano:Q = quarzo; F = feldspati; L = litici.
Il quarto è riferito alla MATRICE che rappresenta il contenuto di materiale fine di tipo argilloso.
Possibili combinazioni dei materiali pelitici (lutiti) e loro nomenclatura; in A ) figurano, oltre ai materiali terrigeni, anche i carbonati. B) Il diagramma si differenzia dal precedente perché il
terzo componente è rappresentato da materiale esclusivamente siliceo al posto del silt. La stratificazione tende a divenire più netta con
l’aumentare della componente argillosa caratterizzata da una tipica fissilità cioè dalla capacità di suddividersi in sottili strati di spessore
anche submillimetrico.
ROCCE ROCCE CARBONATICHECARBONATICHE
sono:sono: MATERIALI ALLOCTONI
MATERIALI INTRACLASTICICI
MATERIALI ALLOBIOCHIMICI
ROCCE CARBONATICHEROCCE CARBONATICHE
CRITERI DISTINTIVI e TERMINOLOGIA IN USO
CRITERIO TESSITURALEP
A R
A M
E T
R I
D I
S T
I N
T I
V I
GRANULOMETRIA
(diminuisce verso il basso)
TIPO di GRANO
TIPO di MATERIALE INTERSTIZIALE
Calciruduti
Calcareniti
Calcilutiti
Intrasparite; Intramicrite
Biosparite; Biomicrite
Pelmicrite; Pelsparite
CRITERIO MINERALOGICOP
A R
A M
E T
R I
D I
S T
I N
T I
V I
CALCITE
O
DOLOMITE
Calcare
Dolomia
Nomenclatura basata sulla GRANULOMETRIA
CALCIRUDITI o DOLORUDITI a seconda che il minerale prevalente sia costituito da calcite o da dolomite
CALCARENITI o DOLOARENITI a seconda che il minerale prevalente sia costituito da calcite o da dolomite
CALCILUTITI o DOLOLUTITI a seconda che il minerale prevalente sia costituito da calcite o da dolomite
+dimensioni
dei
clasti
-
Nomenclatura basata sul CHIMISMO
Diagramma triangolare CALCITE-DOLOMITE-IMPUREZZE. che permette la classificazione delle rocce carbonatiche. Sotto la voce
impurezze sono compresi tutti i materiali non carbonatici. È quello più comunemente utilizzato per queste rocce.
Nomenclatura basata sui CARATTERI TESSITURALI e la TIPOLOGIA dei clasti
I nomi delle rocce possono essere anche più articolati:
ad esempio BIOPELMICRITE o INTRAOOSPARITE
SEDIMENTI AUTOCTONISEDIMENTI AUTOCTONIPossono formarsi in seguito a processi di natura chimico-biologica o
chimica.
Quando il processo prevalente è di tipo chimico-biologico, i depositi possono essere costruiti da un semplice accumulo di materiale di origine organica avvenuto dopo la morte degli organismi, oppure da colonie di individui, durante il loro ciclo vitale, hanno costruito edifici accresciuti per sovrapposizione degli organismi delle colonie in posizione sempre più lontane dalla base di ancoraggio.
In funzione dell’evento verificatosi, gli edifici sedimentari sono
definiti, rispettivamente bioindotti o biocostruiti.
Quando la formazione del sedimento avviene a causa di precipitazione puramente chimica delle
sostanze senza l’interferenza di meccanismi biologici, i materiali sono definiti ortochimici
EDIFICI SEDIMENTARI BIOINDOTTI
Sono rappresentati da costruzioni calcaree, più raramente fosfatiche, formate per effetto del metabolismo dei cianobatteri.
Dal punto di vista chimico, la bioinduzione provoca la precipitazione del carbonato di calcio perché questi organismi sottraggono anidride carbonica all’acqua per le loro funzioni vitali [= fotosintesi clorofilliana]. La CO2 originariamente
presente in soluzione, permette la stabilizzazione del bicarbonato di calcio che è solubile; la sottrazione di anidride carbonica da parte dei cianobatteri sposta gli equilibri in direzione della formazione di carbonato di calcio che, non essendo solubile, precipita sotto forma di calcite o aragonite.
EDIFICI SEDIMENTARI BIOCOSTRUITI
I rappresentanti classici di tali costruzioni sono le scogliere formate da coralli ed alghe rosse. Questi due tipi di organismi
vivono associati in ambienti marini dai quali prelevano sia l’ossigeno che l’anidride carbonica necessari, rispettivamente,
per la loro respirazione che per la fotosintesi.
Le scogliere coralline possono essere ubicate sia in prossimità delle coste sia in pieno oceano dove contribuiscono alla
formazione di atolli corallini che rappresentano l’evoluzione di scogliere che si formano attorno a vulcani in fase di
sprofondamento.
Isola vulcanica oceanica bordata da una scogliera generata dalla crescita di coralli e madrepore. Il vulcano subisce una subsidenza in genere correlata alla diminuzione di volume della base di appoggio. Situazione finale dopo l’affossamento dell’originario vulcano: ne risulta una struttura subcircolare
che racchiude una laguna.
MATERIALI ORTOCIMICI
Prodotti di precipitazione da acque marine o salmastre
Prodotti di precipitazione da acque fluviali o vadose
EVAPORITI
SABKHA
SPELEOTEMI
Si generano in salamoie naturali per
evaporazione delle acque marine o salmastre. Questi fenomeni si
verificano in climi aridi dove le precipitazioni e gli apporti fluviali non
riescono a compensare le perdite derivanti
dall’evaporazione delle acque
EVAPORITI
Quadro sinottico che indica la sequenza di formazione dei minerali più caratteristici delle evaporiti. Quando i volumi iniziali si riducono ad 1/3 inizia a precipitare il gesso, ad 1/10 è la volta del salgemma e, quindi, oltre 1/20, iniziano a precipitare gli altri sali di potassio e di magnesio
che sono, pertanto, i più solubili.
EVAPORITISe si porta a secchezza una colonna d’acqua marina alta 1000 metri,
la quantità di gesso ha uno spessore di soli 75 cm mentre quella di salgemma è alta ben 13,7 metri.
Le sequenze riscontrate nei depositi evaporitici, tuttavia, mostrano che questi rapporti, teoricamente largamente a favore del salgemma,
non sono quasi mai rispettati; inoltre, gli spessori totali delle sequenze indicano che le colonne di acqua dovevano essere molto
spesse [= anche oltre i 10.000 metri].
Evidentemente, le rocce evaporitiche si generano attraverso meccanismi che non prevedono che il bacino di sedimentazione
raggiunga la secchezza altro che in particolari momenti della sua storia evolutiva; se, ad esempio, si verifica un apporto di nuova
acqua quando quella precedente è evaporata per circa 2/3 e, quindi, sta precipitando il gesso, ulteriori processi di evaporazione produrranno ancora altro gesso prima che si raggiunga la saturazione per il salgemma e per gli altri sali di K e Mg.
EVAPORITIQuesto meccanismo può realizzarsi a seguito di barriere che
ostacolano la comunicazione tra diversi bacini sedimentari per la momentanea chiusura di stretti. Chiusure ritmiche, seguite da periodi di intensa evaporazione e da successivi riempimenti del bacino, spiegano non solo la variazione dei rapporti tra le varie
specie minerali più importanti, ma anche gli elevati spessori delle rocce evaporitiche senza dover ammettere profondità troppo elevate dei vari bacini nei quali si è verificata la sedimentazione evaporitica.
EVAPORITI
Sezione trasversale idealizzata di un diapiro salino intruso in sedimenti Terziari. Lungo i contatti subverticali, la frizione con i
sedimenti circostanti produce una zona ricca di fratturazioni.
La densità media delle R. evaporitiche è più bassa di quella media delle rocce della Crosta. Le evaporiti tendono ad intrudere i sedimenti che le
ricoprono per cui presentano spesso giaciture domiformi che vanno sotto il nome di diapiri salini
SABKHASono prodotti evaporitici che si formano in prossimità del livello
medio dell’alta marea lungo le piane costiere in regioni subtropicali (Golfo Persico-coste del Qatar e di Abu Dhabi). L’ acqua salmastra, proveniente dalle lagune adiacenti, risale per capillarità dalla falda
freatica sottostante. Il fenomeno è innescato dall’intensa evaporazione che rende soprasature le acque in risalita. Queste depositano i sali disciolti che cristallizzano formando solfato di
calcio sia idrato [= gesso] che anidro [= anidrite]; normalmente, il gesso si forma nella zona più prossima alla laguna.
SPELEOTEMI
Le più affascinanti manifestazioni di questo tipo si rinvengono in regioni CARSICHE [= dal tedesco karst che deriva dal croato krasz] cioè in aree caratterizzate dalla presenza di formazioni carbonatiche [= calcari e dolomie] interessate da un intreccio di fiumi sotterranei, grotte e da una morfologia superficiale alquanto accidentata. Dal punto di vista idrologico e geomorfologico, nei sistemi carsici sono presenti tre componenti principali:
sistemi di grotte anche profonde;
acquiferi sotterranei;
rilievi molto acclivi con particolari depressioni a pianta subcircolare: le doline.
Prodotti di precipitazione da acque fluviali o vadose
SP
EL
EO
TE
MI
Un prodotto geneticamente analogo alle stalattiti ed alle stalagmiti è il TRAVERTINO [= lapis (pietra) tiburtinus in virtù dell’enorme quantità di questo materiale proveniente da Tivoli utilizzato dai Romani a fini architettonici] che, in genere, si forma in corrispondenza o in vicinanza di sorgenti dalle quali esce acqua che si è arricchita in bicarbonato di calcio attraversando formazioni carbonatiche. Raggiunta la superficie, dove la temperatura è maggiore e la pressione minore, la CO2 si libera
nell’atmosfera ed il bicarbonato si trasforma in carbonato non più solubile. Si formano, pertanto, concrezioni che, durante la crescita, possono inglobare materiale organico [= foglie, frustoli ecc.] ed assumono strutture variabili da porose o spugnose [= tufi calcarei = tufa nel linguaggio internazionale] a molto compatte [= varietà più pregiate].
LA DIAGENESILA DIAGENESI
MODALITA’ di SVILUPPO
E
CARATTERI
Una roccia sedimentaria [= materiale abbastanza tenace che può essere disaggregato con l’aiuto del martello] diventa tale solo dopo che il sedimento [= il primo prodotto della sedimentazione, spesso
poco o punto tenace sino ad incoerente] subisce un insieme di trasformazioni che lo portano a rimanere in continuo equilibrio con
l’ambiente post-deposizionale
L’insieme di questi processi prende il nome di
DIAGENESI Alcuni aspetti della diagenesi tendono a confondersi con i processi metamorfici di basso o bassissimo grado [= leggasi temperatura].
LA DIAGENESI
I processi più comuni della fase diagenetica
possono essere distinti in:
COMPATTAZIONE;
DISSOLUZIONE;
CEMENTAZIONE;
RICRISTALLIZZAZIONE
LA DIAGENESI
LA DIAGENESI
Il passaggio dall’impacchettamento di tipo cubico (A) a quello romboedrico (B) produce una sensibile riduzione della porosità. C) un
cristallo fogliforme di mica si piega sotto il carico di altri grani molto più rigidi. D) fratturazione di ooidi presenti nei sedimenti carbonatici.
COMPATTAZIONECOMPATTAZIONE
LA DIAGENESIDISSOLUZIONEDISSOLUZIONE
Evoluzione dei contatti tra i grani di un sedimento soggetto a processi diagenetici essolutivi.
A) contatti puntuali;
B) contatti sub-planari;
C) contatti concavo-convessi;
D) contatti suturati.
LA DIAGENESICEMENTAZIONECEMENTAZIONE
Consiste nella formazione di un materiale, denominato cemento, che si interpone tra i grani di differente grandezza con funzione di legante. La formazione del cemento avviene in seguito alla precipitazione chimica di minerali a spese degli ioni disciolti nelle acque interstiziali. Esiste, pertanto, una stretta correlazione tra questo fenomeno e quello dissolutivo che favorisce un’iniziale concentrazione ionica nelle acque interstiziali.
La composizione del cemento varia in funzione della tipologia degli ioni disciolti nelle acque circolanti. I tipi più comuni sono silicei,
rappresentati da quarzo, calcedonio od opale, oppure carbonatici se costituiti da calcite più o meno ricca di ferro o da ankerite [=
Ca(Mg,Fe2+,Mn)(CO3)2 ] o da siderite [= FeCO3], oppure ferrico
ferrosi [= pirite o marcassite – FeS2; goethite FeO.OH; o ematite
Fe2O3] o, infine, fillosilicatici [= clorite, caolinite, illite o smectiti].
LA DIAGENESICEMENTAZIONECEMENTAZIONE
LA DIAGENESICEMENTAZIONECEMENTAZIONE
Il cemento può formarsi nei primi stadi del processo quando la compattazione del
sedimento non ha ridotto i volumi della porosità
primaria (schema superiore); se, invece, si
forma in fase tardiva (schema inferiore) riempie spazi più ridotti perché la roccia ha subito una compattazione. Nei due disegni sono diversi anche i
contorni dei grani
LA DIAGENESIRICRISTALLIZZAZIONE DIAGENETICARICRISTALLIZZAZIONE DIAGENETICA
Indica la modificazione della mineralogia e della tessitura della roccia che avviene, in condizioni di seppellimento, ad opera dei fluidi che circolano al suo interno. Si tratta dell’ultimo atto degli eventi inquadrabili nell’ambiente sedimentario. I risultati della cristallizzazione diagenetica sono molto evidenti nei clasti carbonatici dove si verificano due tipi di modificazioni:
NEOMORFISMI = trasformazioni isochimiche [= aragonite calcite];
SOSTITUZIONI
Ad esempio, il carbonato (calcite e/o aragonite) è sostituito da silice. Il fenomeno si verifica perché il comportamento geochimico della silice e del carbonato sono molto diversi: la dissoluzione di uno può, pertanto, implicare la precipitazione dell’altra.
