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Le ROCCE Gli ambienti PETROGENETICI Eventi CICLICI nella petrogenesi

IL PIANETA TERRA Il ciclo delle rocce magma depositi organici sedimenti clastici rocce vulcaniche sedimentarie plutoniche metamorfiche diagenesi alterazione trasporto sedimentazione atmosfera idrosfera biosfera metamorfismo met. cristallizzazione mantello crosta sup crosta inf fusione parziale

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.

magmatico o igneo, sedimentario, metamorfico 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

DEFINIZIONE CARATTERI CHIMICI e FISICI I MAGMI DEFINIZIONE CARATTERI CHIMICI e FISICI

MAGMATISMO We have now created a primary magma by partial melting of the mantle It is a basalt Can we get the diversity of igneous rocks that we find at the surface from this parent? If so, how? If not, what other process(es) are necessary?

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).

Intermedi 52% < SiO2 < 66% 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 SiO2 < 52% Intermedi 52% < SiO2 < 66% Acidi 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 magmi si formano dalla fusione dei silicati. I silicati sono minerali costruiti dall’unione di unità tetraedriche [SiO4]4- che rappresentano i mattoni delle strutture. Silicio Ossigeno Tali tetraedri formano catene nel piano nello spazio 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

Temperatura Pressione secca Pressione idrata Parametri Viscosità (h) Note Temperatura Inversamente proporzionale L’energia termica facilita la depolimerizzazione e, quindi, abbassa la viscosità. Pressione secca Direttamente proporzionale h aumenta sino a quando il silicio non cambia tipo di coordinazione tetraedrica  ottaedrica. Pressione idrata 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. 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 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].

CALORE LATENTE Temperatura Fuso riscaldato Solido riscaldato fusione di FUSIONE CALORE LATENTE [= calore assorbito dalla fusione o ceduto durante la cristallizzazione] di CRISTALLIZZAZIONE Temperatura Fuso riscaldato Solido riscaldato 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 ai cento km2, 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 le centinaia di km2.

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.

TESSITURE ROCCE INTRUSIVE 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 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]

Dipendono della distrib. dei cristalli della pasta di fondo Schema riassuntivo delle strutture e delle tessiture delle rocce effusive STRUTTURE TESSITURE Nome pasta di fondo   Dipendono della distrib. dei cristalli della pasta di fondo olocristallina senza vetro Isotropa Distribuzione casuale Porfirica Sono presenti fenocristalli ipocristallina poco vetro Fluidale Come i tronchi d’albero trasportati dalla corrente fluviale vitrofirica tutto vetro Afirica senza fenocristalli [ Intersertale

CLASSIFICAZIONE e NOMENCLATURA delle rocce MAGMATICHE INTRUSIVE

CRITERIO MINERALOGICO 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 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

l’associazione FELDSPATOIDE + QUARZO è IMPOSSIBILE KAlSi2O6 + SiO2 = KAlS13O8 feldspatoide silice feldspato accoppiamenti possibili 1) feldspatoide + feldspato 1) quarzo+ feldspato 3) solo feldspato l’associazione FELDSPATOIDE + QUARZO è IMPOSSIBILE

Abbondanza dei vari minerali nella Crosta continentale 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 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 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 I N

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

B-A Ol Th TH Al LC And Dac Riol Co 45,4 49,2 53,8 49,1 46,2 60,0 69,7 SiO2 45,4 49,2 53,8 49,1 46,2 60,0 69,7 73,2 75,2 TiO2 3,0 2,3 2,0 1,5 1,2 1,0 0,4 0,2 0,1 Al203 14,7 13,3 13,9 17,7 14,4 16,0 15,2 14,0 12,0 Fe2O3 4,1 1,3 2,6 2,8 1,9 1,1 0,6 0,9 FeO 9,2 9,7 9,3 7,2 4,4 6,2 1,7 MnO 0,0 MgO 7,8 10,4 6,9 7,0 3,9 0.0 CaO 10,5 10,9 7,9 9,9 13,2 5,9 2,7 0,3 Na20 2,2 2,9 1,6 4,5 4,8 K20 0,5 0,7 6,4 4,7 P205

PERALCALINE [Na2O + K2O]/(Al2O3) > 1 SERIE di ROCCE ALCALINE SODICHE POTASSICHE ALCALINE 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 Serie K

Composizione chimica delle rocce dei Campi Flegrei e del Somma Vesuvio

NOMENCLATURA dei TIPI appartenenti alle DIVERSE SERIE

DEFINIZIONE degli AMBIENTI e dei PROCESSI 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 scivolamento distorsione Geminazione meccanica Deformazione elastica. Scompare al termine della sollecitazione: terremoti

KINK BAND C è più stretto di B piani di scivo- lamento nel minerale deformazione plastica in assenza di contenimento laterale formazione della kink band provocata dalla necessità di limitare la deformazione in senso laterale C è più stretto di B

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 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 pressione litostatica e di quella orientata la ricristallizzazione dell’aggregato si sviluppa sotto l’effetto della sola pressione litostatica

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.

SERIE 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. epidoti, zoisite, lawsonite, forsterite rutilo, titanite, magnetite pirosseni, anfiboli, wollastonite tormalina, cianite, staurolite miche, cloriti, talco, stilpnomelano, prehnite dolomite, calcite scapolite, cordierite, feldspati quarzo SERIE CRISTALLOBLASTICA 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 Lineazione 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. tipica scistosità delle rocce chiamate SCISTI. È generata, di preferenza, dall’isorientamento di fillosilicati secondo piani tra loro subparalleli 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.

con quantità variabili di CO2, Na+, K+, Ca2+, Cl-, SO42- e CO32- 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 fluidi supercritici 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 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

Ciascun campo P-T definisce una facies. FACIES METAMORFICHE 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

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

I sedimenti sono trasformati in rocce tramite la Alla genesi dei sedimenti presiedono varie fasi tradizionalmente distinte in: EROSIONE TRASPORTO DEPOSIZIONE I sedimenti sono trasformati in rocce tramite la DIAGENESI

EROSIONE agenti esogeni.  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 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. 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 dissoluzione idrolisi ossidazione Le reazioni che avvengono sono di: dissoluzione CaCO3Ca2+ + 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.

TRASPORTO : MECCANICO o CHIMICO FLUVIALE EOLICO GLACIALE

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.

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 MATERIALI DI ORIGINE CHIMICA O BIOLOGICA FORMATISI IN SITU AUTOCTONI Da forze endogene PIROCLASTI Da forze esogene EPICLASTI   origine solo chimica ORTOCHIMICI origine chimico- biologica BIOGENI esterni al bacino di sedimentazione EXTRACLASTI O TERRIGENI interni INTRACLASTI Per evaporazione di acque stagnanti EVAPORITI In acque vadose Secrezione di carbonato con costruzione di edifici BIOCOSTRUITI Precipitazione chimica indotta dal metabolismo vegetale BIOINDOTTI La formazione del clasto è avvenuta tramite processi chimici e/o biologici ALLOBIOCHIMICI All’interno di grotte SPELEOTEMI In ambienti diversi da grotte CALICHE Per flussi ascendenti CALCRETE In assenza di flussi SILCRETE FERRICRETE

B= quelli per i quali tali processi si possono escludere. 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 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

CRITERI DISTINTIVI e TERMINOLOGIA IN USO ROCCE TERRIGENE CRITERI DISTINTIVI e TERMINOLOGIA IN USO

CRITERIO TESSITURALE Ruduti (psefiti) Areniti (psammiti) GRANULOMETRIA Lutiti (peliti) GRANULOMETRIA (diminuisce verso il basso) Areniti (ortoconglomerati) Grovacche(paraconglomerati) Argille QUANTITÀ di MATRICE (aumenta verso il basso) P A R A M E T R I D I S T I N T I V I ARROTONDAMENTO degli ELEMENTI (aumenta verso il basso) Breccia Conglomerato

CRITERIO MINERALOGICO Quarzo ruditi Quarzo areniti Quarzo grovacche RAPPORTO tra Q, F,L Q = quarzo; F = feldspati; L = litici P A R A M E T R I D I S T I N T I V I Conglomerato oligomittico Conglomerato polimittico Argilla Argilla carbonatica Argilla silicea Marna DIVERSITà o PUREZZA COMPOSIZIONALE

CLASSI DIMENSIONALI in mm NOMEdelle ROCCE CLASSI DIMENSIONALI in mm NOME dei SEDIMENTI NOME dei GRANI Blocchi 256 - 4096 R U D I T I Ciottoli di varia grandezza 2 - 256 GHIAIE Sabbia di varia grandezza ARENITI SABBIE 1/16 - 2 Silt di varia grandezza 0,0039 – 1/16 FANGHI LUTITI Argilla 0,00024 – 0,0039

I conglomerati sono suddivisi in para- ed ortoconglomerati 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 CARBONATICHE sono: MATERIALI ALLOCTONI MATERIALI INTRACLASTICICI MATERIALI ALLOBIOCHIMICI

CRITERI DISTINTIVI e TERMINOLOGIA IN USO ROCCE CARBONATICHE CRITERI DISTINTIVI e TERMINOLOGIA IN USO

CRITERIO TESSITURALE Calciruduti Calcareniti GRANULOMETRIA Calcilutiti GRANULOMETRIA (diminuisce verso il basso) P A R A M E T R I D I S T I N T I V I Intrasparite; Intramicrite Biosparite; Biomicrite Pelmicrite; Pelsparite TIPO di GRANO TIPO di MATERIALE INTERSTIZIALE

CRITERIO MINERALOGICO CALCITE O DOLOMITE Calcare Dolomia P A R A M E T R I D I S T I N T I V I

Nomenclatura basata sulla GRANULOMETRIA + dimensioni dei clasti - 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

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.

I nomi delle rocce possono essere anche più articolati: 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 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 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.

Prodotti di precipitazione da acque fluviali o vadose 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].

MODALITA’ di SVILUPPO E CARATTERI LA DIAGENESI MODALITA’ di SVILUPPO E CARATTERI

L’insieme di questi processi prende il nome di DIAGENESI 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].

· COMPATTAZIONE; · DISSOLUZIONE; · CEMENTAZIONE; RICRISTALLIZZAZIONE 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.

B) contatti sub-planari; C) contatti concavo-convessi; 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

RICRISTALLIZZAZIONE DIAGENETICA 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.