Transcript Petrografia - Luigi Oliviero


BN 1\dia8.jpg
Le ROCCE
Gli ambienti PETROGENETICI
Eventi CICLICI nella petrogenesi
IL PIANETA TERRA
Il ciclo delle rocce
rocce
sedimentarie
depositi organici
sedimenti clastici
diagenesi
alterazione
trasporto
sedimentazione
metamorfismo
met.
rocce
metamorfiche
biosfera
idrosfera
rocce
rocce
plutoniche vulcaniche atmosfera
metamorfismo
cristallizzazione
crosta sup
fusione
crosta inf
magma
parziale
mantello
I 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.
Nonostante il fatto che i parametri T,P e X
possano variare con una certa continuità,
i processi petrogenetici sono stati distinti in
tre grandi gruppi:
.
magmatico o igneo,
sedimentario,
metamorfico
Il processo 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 processo 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 processo 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-T
Attività cicliche che si realizzano nella
Crosta terrestre
I MAGMI
DEFINIZIONE
CARATTERI CHIMICI e FISICI
MAGMATISMO
DEFINIZIONE
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 magmi
Nei 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
Intermedi
Acidi
SiO2 < 52%
52% < SiO2 < 66%
SiO2 > 66%
La COMPONENTE VOLATILE
dei magmi
La componente volatile o, più semplicemente, i volatili, come mostrano le
emanazioni vulcaniche, sono costituiti, per la massima parte, da
H2O, CO2 ,CO, SO2, H2S, H2, S e O
cui si aggiungono altri costituenti presenti in quantità minori quali
N2, 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 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
dei MAGMI
=
STRUTTURA DEI FUSI
SILICATICI
I silicati sono minerali costruiti dall’unione di
unità tetraedriche [SiO4]4- che rappresentano
i mattoni delle strutture.
Silicio
Ossigeno
Tali tetraedri formano catene
nello spazio
nel
piano
I magmi si formano dalla fusione
dei silicati.
COSA SUCCEDE QUANDO I
SILICATI FONDONO?
L’entropia E = Q/T è una funzione di stato che
rappresenta il grado di ordine di un sistema.
Le modeste variazioni di entropia durante la fusione
[= DQ/T dove DQ = quantità di calore fornita alla
temperatura T = temperatura di fusione] indicano
che l’ordine che esiste nello stato cristallino
non cambia in modo decisivo durante il
cambiamento di stato.
Modelli concettuali di struttura atomica di fusi
silicatici confrontati con quello della silice
cristallina.
SIGNIFICATO FISICO dei
TETRAEDRI che formano
CATENE
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 viscoso.
L’elevata viscosità impedisce anche lo
spostamento di qualsiasi altro ione al suo
interno
I VOLATILI
riducono la viscosità dei magmi
H2O (vapore) + O2 (fuso) = 2 OH- (fuso)
questa è una reazione di idrolisi che spiega la
dissoluzione dell’acqua nei fusi. Poiché OH- 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
Ossigeno
ponte
Parametri
Viscosità (h)
Note
Temperatura
Inversamente
proporzionale
Direttamente
proporzionale
Inversamente
proporzionale
L’energia termica facilita la depolimerizzazione e,
quindi, abbassa la viscosità.
Pressione
secca
Pressione
idrata
SiO2 in %
elevata
(magmi acidi)
SiO2 in %
bassa
(magmi basici)
Alta
Bassa
h aumenta sino a quando il silicio non cambia tipo
di coordinazione tetraedrica  ottaedrica.
h 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.
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.
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 MAGMI
possono
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 differenza
Il sopraraffreddamento
rappresenta la differenza tra la
temperatura di fusione di una sostanza
e quella, inferiore alla precedente, a cui
la stessa si trova ancora allo stato
liquido; l’acqua liquida, portata
velocemente a –30 ºC è stata
sopraraffreddata di 30 gradi perché la
sua temperatura di cristallizzazione
vale 0 ºC [= se la pressione vale 1 atmosfera].
di FUSIONE
Temperatura
CALORE LATENTE
[= calore assorbito dalla
fusione o ceduto durante la
cristallizzazione]
di CRISTALLIZZAZIONE
fusione
Quantità di calore
Durante questo processo la
temperatura del materiale non
cambia
RISPOSTA del MAGMA al
SOPRARAFFREDDAMENTO
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].
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
delle rocce
IGNEE
DEFINIZIONE
di
GIACITURA
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 INTRUSIVE
Plutoni
Sono ammassi di grandi
dimensioni con superfici intorno
2
ai cento km , ed un’estensione
verticale non definibile in
quanto non affiorano le zone più
profonde dette anche radici.
BATOLITI
sono intrusioni composte da
più plutoni anche diacroni.
Hanno
dimensioni,
in
affioramento, che superano
2
le centinaia di km .
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 TESSITURE
DELLE ROCCE IGNEE
Definizione di struttura e di
tessitura delle rocce
La 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
granulare (o
porfirica)
ipidiomorfa
i minerali si sono formati in
successione(se è porfirica esistono
cristalli con dimensioni maggiori di
quelle degli altri)
granulare
(porfirica)
autoallotrio
morfa
i minerali si sono formati pressoché
contemporaneamente(se è porfirica
esistono cristalli > altri)
Tipologia dei minerali
alcuni idiomorfi
[con abito tipico della
specie] altri allotriomorfi
[senza abito tipico della
specie]
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 intrusiva
La roccia ha una struttura granulare olocristallina ipidiomorfa perché
le varie specie di minerali si sono formate in tempi diversi e si può
ricostruirne la sequenza: 1= i primi; 4 = gli ultimi
Strutture delle rocce effusive
[= lave]
Schema riassuntivo delle strutture e delle
tessiture delle rocce effusive
STRUTTURE
Nome
olocristallina
pasta di fondo
senza vetro
Porfirica
Sono presenti
fenocristalli
ipocristallina
poco vetro
vitrofirica
tutto vetro
olocristallina
senza vetro
ipocristallina
poco vetro
vitrofirica
tutto vetro
Afirica
senza
fenocristalli
[
TESSITURE
Dipendono della distrib. dei
cristalli della pasta di fondo
Isotropa
Distribuzione casuale
Fluidale
Come i tronchi
d’albero trasportati
dalla corrente fluviale
Intersertale
CLASSIFICAZIONE
e
NOMENCLATURA
delle
rocce
MAGMATICHE
INTRUSIVE
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 An ad An
P = plagioclasi da An ad An
F = feldspatoidi [= nefelina, leucite, analcime, sodalite,

M = minerali femici [= olivine, monticellite, pirosseni,



0
5
5
100
kalsilite, noseana, hauyna e cancrinite];
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 MINERALOGICI
in ambente MAGMATICO
Norme di coesistenza
paragenetica
Mg2SiO4 + SiO2 = 2MgSiO3
olivina
silice pirosseno
accoppiamenti possibili
1) olivina +pirosseno
1) quarzo + pirosseno
3) solo pirosseno
l’associazione OLIVINA + QUARZO
è
IMPOSSIBILE
KAlSi2O6 + SiO2 = KAlS13O8
feldspatoide silice feldspato
accoppiamenti possibili
1) feldspatoide + feldspato
1) quarzo+ feldspato
3) solo feldspato
l’associazione FELDSPATOIDE + QUARZO
IMPOSSIBILE
è
Abbondanza dei vari minerali nella
Crosta continentale
Classe
Silicati
Carbonati,
Ossidi, Solfati,
Alogenuri
Specie o gruppo di minerali
% vol.
feldspati
58
pirosseni e anfiboli
13
quarzo
11
miche, cloriti e minerali argillosi
10
olivina
3
Epidoto,
cianite,
andalusite,
sillimanite, granati e zeoliti
2
3
Totale
100
RAPPRESENTAZIONE
TRIANGOLARE
I minerali sono stati distinti in 5 gruppi che corrispondono ai
seguenti parametri:

Q = quarzo;
A = feldspati alcalini inclusa l’albite An ad An
P = plagioclasi da An ad An
F = feldspatoidi [= nefelina, leucite, analcime, sodalite,

M = minerali femici [= olivine, monticellite, pirosseni,



0
5
5
100
kalsilite, noseana, hauyna e cancrinite];
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
Classificazione delle rocce
ultrafemiche [M > 90%]
Ol = olivina; Opx = pirosseno rombico; Cpx = pirosseno
monoclino; Px = pirosseni; Hbl = orneblenda
CLASSIFICAZIONE
e
NOMENCLATURA
delle
rocce
MAGMATICHE
EFFUSIVE
CLASSIFICAZIONE
delle
ROCCE EFFUSIVE
CRITERIO ESSENZIALMENTE CHIMICO
perché
 L’analisi modale non è agevole
 Il vetro non ha un chimismo definito
SiO2
TiO2
Al203
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P205
B-A Ol
Th
45,4 49,2
3,0 2,3
14,7 13,3
4,1 1,3
9,2 9,7
0,2 0,2
7,8 10,4
10,5 10,9
3,0 2,2
1,0 0,5
0,4 0,2
TH
Al
LC
And Dac Riol Co
53,8
2,0
13,9
2,6
9,3
0,2
4,1
7,9
3,0
1,5
0,4
49,1
1,5
17,7
2,8
7,2
0,1
6,9
9,9
2,9
0,7
0,3
46,2
1,2
14,4
4,1
4,4
0
7,0
13,2
1,6
6,4
0,4
60,0
1,0
16,0
1,9
6,2
0,2
3,9
5,9
3,9
0,9
0,2
69,7
0,4
15,2
1,1
1,9
0,0
0,9
2,7
4,5
3,0
0,1
73,2
0,2
14,0
0,6
1,7
0,0
0,4
1,3
3,9
4,1
0,0
75,2
0,1
12,0
0,9
1,2
0,1
0.0
0,3
4,8
4,7
0,1
SERIE di ROCCE
ALCALINE
SODICHE
POTASSICHE
SUBALCALINE
THOLEIITICHE
CALCOALCALINE
PERALCALINE
[Na2O + K2O]/(Al2O3) > 1
Le SERIE di ROCCE
A = S Alcali
F = FeO totale
M = MgO
TAS = Total Alkali v. Silica
Na
K
Composizione chimica delle rocce dei
Campi Flegrei e del Somma Vesuvio
fo no lite
15
rosso: Campi Flegrei
azzurro: Somma-Vesuvio
tefrip ho no lite
10
trach ite
fo no teph rite
Na2 O+K2 O
riolite
trach i- trach iand esite
an desite
b asanite
trach i- b asaltica
tefrite
b asalto
5
b asalto
an desite
b asaltica
an desite
d acite
riod acite
0
40
50
60
SiO 2
70
80
NOMENCLATURA dei TIPI appartenenti alle DIVERSE SERIE
IL 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
realizzano per un innalzamento
della Temperatura
METAMORFISMO:
TIPI 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
distorsione
Deformazione
elastica.
Scompare al
termine della
sollecitazione:
terremoti
scivolamento
Geminazione meccanica
KINK
BAND
piani di scivolamento nel
minerale
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
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.
S
D
D
L’asse maggiore è
disposto in un piano
perpendicolare alla
direzione di
massima intensità
della pressione
orientata
S
D
D
S
STRUTTURE E TESSITURE
DELLE ROCCE
METAMORFICHE
La fisionomia di una roccia metamorfica è determinata,
a differenza di quanto avviene nei processi
magmatici, dalla crescita pressoché simultanea delle
nuove fasi stabili.
la ricristallizzazione
dell’aggregato si
sviluppa sotto
l’effetto della sola
pressione litostatica
la ricristallizzazione
dell’aggregato si
sviluppa sotto
l’effetto della
pressione litostatica
e di quella orientata
In presenza della sola pressione litostatica
roccia composta da un solo minerale = QUARZOARENITE
Un insieme è stabile se la sua energia libera è la
più bassa tra quelle possibili
Un insieme è tanto più stabile quanto minore è la
propria superficie o, meglio, quanto minore è la
sua energia libera di superficie
le reazioni destabilizzanti di un insieme iniziano
dalle superfici dei suoi minerali. Quelli più
piccoli sono sfavoriti per l’alto rapporto S/V.
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
Quando I porfiroblasti contengono inclusioni di altri minerali sono
definiti PECILOBLASTI e la struttura della roccia è definita
PECILOBLASTICA.
rutilo, titanite, magnetite
I vari minerali
tormalina, cianite, staurolite
hanno diversa
epidoti, zoisite, lawsonite, forsterite
forza di
cristallizzazione.
Quelli più in alto
sono più
idioblasti dei
successivi
pirosseni, anfiboli, wollastonite
miche, cloriti, talco, stilpnomelano, prehnite
dolomite, calcite
scapolite, cordierite, feldspati
quarzo
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 Lineazione
foliazione composizionale; i singoli livelli hanno
tipica
mineralogie tra loro diverse; in ciascuno può essere
scistosità
presente un isorientamento a carattere planare
delle rocce
degli individui cristallini non isometrici.
chiamate
SCISTI. È
generata, di
preferenza,
dall’isorient
amento di
piani scistosità
fillosilicati
piegati;
secondo
piani tra loro l’orientamento
subparalleli degli assi delle
anisotropia a
pieghe origina
bande spesso
la lineazione
presente negli
gneiss
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 CO32-
I FLUIDI
I 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
200
25
300
30
35
6
2
5
150
10
300
15
450
20
600
25
750
30
900
4
6
5
150
10
300
Profondità (km)
20
4
Temperatura °C
15
Profondità (km)
100
Temperatura °C
10
15
450
20
600
25
750
35
200
0,2
Temperatura °C
300
400
pir
ca
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o li
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H
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r zo
500
% in peso di H2 O
liberata dalle reazioni
= 4,5
0,4
0,6
lite
Pressione (GPa)
fluidi supercritici
2
6
5
Profondità (km)
La fase fluida presente
nei sistemi metamorfici è
presente sia sotto forma
di vapori che di gas.
Questi ultimi sono
indicati, genericamente,
come
4
cianite
+ 3quarzo
+ H2O
p ir ofil
2
=5
Ciascun campo
P-T definisce
una facies.
I campi non
sono a contatto
a causa delle
incertezze sulla
composizione
dei fluidi che
può far variare
i valori di P e T
le rocce che
appartengono
alle facies
eclogitica e
granulitica, si
formano quando
PH2O << Ptot
FACIES METAMORFICHE
gneiss
eclogite
Le ROCCE
SEDIMENTARIE
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.
CAMPO P-T di formazione delle
rocce sedimentarie
Alla genesi dei sedimenti presiedono varie fasi tradizionalmente
distinte in:
EROSIONE
TRASPORTO
DEPOSIZIONE
I sedimenti sono trasformati in rocce tramite la
DIAGENESI
EROSIONE
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
GENESI delle grandi FRATTURAZIONI delle rocce
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.
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
AZIONE DELL’ACQUA
EROSIONE 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)
L’espansione, collegata al congelamento dell’acqua all’interno delle
litoclasi, provoca l’allargamento delle fessure che porta alla
frammentazione delle rocce.
DISAGGREGAZIONE MECCANICA
AZIONE DEL GHIACCIO
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 VENTO
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.
ATTACCO CHIMICO
Il principale artefice è l’ H2O
L’acqua scioglie i gas atmosferici in rapporti molto diversi da quelli
presenti nell’aria. Il composto privilegiato è senza dubbio
carbonica.
l’anidride
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.
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 CHIMICO idratazione
reazioni che avvengono sono di:
dissoluzione
CaCO3Ca2+ + CO3 2-
idrolisi
ossidazione
FeSiO3 FeO + SiO2
FeO + O+ H2O FeOOH + H
Goethite = ossidoidrossido di ferro
DIFESE NATURALI agli ATTACCHI
Le trasformazioni, tuttavia, procedono con la
formazione dei
minerali ARGILLOSI
Minerali
A
R
G
I
L
L
O
S
I
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.
quello non aggredibile altro che in condizioni molto
particolari è il quarzo definito, per questo motivo,
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.
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.
Argilla nei suoli (%)
80
60
OSSI - IDROSSIDI
di ALLUMINIO e FERRO
40
20
CAOLINITI
SMECTITI
100
200
300
Piovosità annua (cm)
400
TRASPORTO : MECCANICO o CHIMICO
Trasporto meccanico
F
L
U
V
I
A
L
E
EOLICO
GLACIALE
Trasporto CHIMICO
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.
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
La SEDIMENTAZIONE
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.
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.
SEDIMENTI AUTOCTONI e ALLOCTONI
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.
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.
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.
MATERIALI TRASPORTATI
MECCANICAMNTE
ALLOCTONI
Da forze
endogene
PIROCLA
STI
Da forze esogene
EPICLASTI
MATERIALI DI ORIGINE CHIMICA O BIOLOGICA FORMATISI IN SITU
AUTOCTONI
origine solo chimica
ORTOCHIMICI
esterni
interni
Per
al
al
In acque
evaporazion
bacino di
bacino di
vadose
e
sedimentazio sedimentazione
di acque
INTRACLASTI
ne
stagnanti
EXTRACLAST
EVAPORIT
I
O
I
La formazione
All’interno
In ambienti
TERRIGENI
del clasto è
di
diversi
avvenuta
grotte
da grotte
tramite
SPELEOT
CALICHE
processi
EMI
chimici e/o
biologici
Per flussi In assenza
ALLOBIOCHI
ascendenti
di flussi
MICI
CALCRET ascendenti
E
SILCRETE
FERRICR
ETE
origine chimicobiologica
BIOGENI
Secrezione Precipitazion
di carbonato
e chimica
con
indotta
costruzione
dal
di edifici
BIOCOSTRU metabolismo
vegetale
ITI
BIOINDOT
TI
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
B= quelli per i quali tali
processi si possono escludere
I fossili, o bioclasti = oncoliti [= alghe cianoficee] o i depositi
rodoliti [= alghe rosse o rodoficee].
terrigeni
preesistenti
I peloidi = grani minuti [= da qualche micron a pochi mm]
nel bacino di
= escrementi fecali mineralizzati [= coproliti].
sedimentazio
Gli ooidi = grani subsferici, da 0,2 a 2 mm, con struttura ne
concentrica formati da una successione di strati carbonatici rimaneggiati
accresciuti su un nucleo peloide
meccanicam
ente e
I frammenti litici sono in genere calcarei e sono anche
ridepositati
chiamati intralitoclasti.
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
e
ROCCE CARBONATICHE
DUE MONDI SEDIMENTARI
MOLTO DIVERSI CHE POSSONO
ESSERE STUDIATI CON CRITERI
ANALOGHI:
TESSITURALE
CHIMICO- MINERALOGICO
(GEOMETRICO)
ROCCE
TERRIGENE
sono:
MATERIALI ALLOCTONI
MATERIALI
EPICLASTICICI
MATERIALI
EXTRABACINALI
ROCCE TERRIGENE
CRITERI DISTINTIVI e
TERMINOLOGIA IN USO
PARAM E T R I D I S T I N T I V I
CRITERIO TESSITURALE
GRANULOMETRIA
(diminuisce verso il basso)
Ruduti (psefiti)
Areniti (psammiti)
Lutiti (peliti)
Areniti (ortoconglomerati)
QUANTITÀ di MATRICE
(aumenta verso il basso)
ARROTONDAMENTO
degli ELEMENTI
(aumenta verso il basso)
Grovacche(paraconglomerati)
Argille
Breccia
Conglomerato
PARAM E T R I D I S T I N T I V I
CRITERIO MINERALOGICO
RAPPORTO tra Q, F,L
Quarzo ruditi
Q = quarzo; F = feldspati;
L = litici
Quarzo areniti
Quarzo grovacche
Conglomerato oligomittico
DIVERSITà o
PUREZZA
COMPOSIZIONALE
Conglomerato polimittico
Argilla
Argilla carbonatica
Argilla silicea
Marna
NOME
delle
ROCCE
NOME dei
NOME dei
SEDIMENTI
GRANI
Blocchi
Ciottoli
GHIAIE
ARENITI
LUTITI
SABBIE
FANGHI
CLASSI
DIMENSIONALI
in mm
256 - 4096
2 - 256
di varia grandezza
Sabbia
di varia grandezza
Silt
1/16 - 2
0,0039 – 1/16
di varia grandezza
Argilla
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 clastosostenuti; se tra questi si
interpone la matrice, come
avviene nei
paraconglomerati,
si parla di insiemi matricesostenuti
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
CARBONATICHE
sono:
MATERIALI ALLOCTONI
MATERIALI
INTRACLASTICICI
MATERIALI ALLOBIOCHIMICI
ROCCE CARBONATICHE
CRITERI DISTINTIVI e
TERMINOLOGIA IN USO
PARAM E T R I D I S T I N T I V I
CRITERIO TESSITURALE
GRANULOMETRIA
(diminuisce verso il basso)
Calciruduti
Calcareniti
Calcilutiti
TIPO di GRANO
TIPO di MATERIALE
INTERSTIZIALE
Intrasparite; Intramicrite
Biosparite; Biomicrite
Pelmicrite; Pelsparite
PARAM E T R I D I S T I N T I V I
CRITERIO MINERALOGICO
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
di
m
e
ns
io
ni
d
ei
cl
as
ti
-
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
AUTOCTONI
Possono 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 d
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
EVAPORITI
SABKHA
Prodotti di precipitazione da acque fluviali o vadose
SPELEOTEMI
EVAPORITI
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
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.
EVAPORITI
Se 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.
EVAPORITI
Questo 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
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
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.
SABKHA
Sono 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
Prodotti di precipitazione da
acque fluviali o vadose
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.
SPELEOTEMI
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 DIAGENESI
MODALITA’ di SVILUPPO
E
CARATTERI
LA DIAGENESI
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
COMPATTAZIONE
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.
LA DIAGENESI
DISSOLUZIONE
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 DIAGENESI
CEMENTAZIONE
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 aFeO.OH; o ematite
Fe2O3] o, infine, fillosilicatici [= clorite, caolinite, illite o smectiti].
LA DIAGENESI
CEMENTAZIONE
LA DIAGENESI
CEMENTAZIONE
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 DIAGENESI
RICRISTALLIZZAZIONE 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.