Università degli Studi dell’Insubriaweb.fis.unico.it/geolito/Geologia e Litologia 14 rocce...

Alessandro M. MichettiFranz Livio

Università degli Studi dell’InsubriaFacoltà di Scienze MMFFNN

Dipartimento di Scienze Chimiche ed Ambientali

GRANITI

DIORITI

GABBRI

IGNEE

CLASTICHE

BIOGENE

CHIMICHE

SEDIMENTARIE

di bassogrado

di gradomedio

di gradomedio-alto

MET. REGIONALE

MET. DI CONTATTO

METAMORFICHE

categorie di rocce

Metamorfismodi contatto

Magmi acidi

Magmi basici

sedimenti

Rocceeffusive

Rocceintrusive

GAS


Rocceintrusive

Compattazione e cementazione

Rocce sedimentarie

Roccemetamorfiche

fusione

Mantello

Crosta

Intrusionee raffreddamento

Il ciclo LITOGENETICOIl ciclo LITOGENETICO

sollevamento

sollevamento

sollevamento

Atmosfera

Le rocceCondizioni di formazione

La classificazione di primo rango è di tipo genetico:

– Rocce ignee• Plutoniche• Vulcaniche

– Rocce metamorfiche– Rocce sedimentarie

Differenze geneticheRocceRocceIgneeIgneeliquidoliquido

solidosolido

Sottrazione caloreSottrazione caloreDiminuzione TDiminuzione T

solidificazionesolidificazione(cristallizzazione etc)(cristallizzazione etc)

ProcessiProcessitardotardo--magmaticimagmatici

Processi secondariProcessi secondari

RocceRocceMetamorficheMetamorfiche

solidosolido

solidosolido

variazionivariazioniP,T, sforzi orientatiP,T, sforzi orientati

RiequilibraturaRiequilibraturatotale o parzialetotale o parziale


RocceRocceSedimentarieSedimentarieSolido (+ liquido)Solido (+ liquido)

solidosolido

Erosione PreciErosione Preci--Trasporto pitaTrasporto pita--Deposizione zioneDeposizione zione

DiagenesiDiagenesi


Tessituresequenziali

Tessiturecristalloblastiche

Tessitureclastiche

Le rocce: distinzione sul terrenoRocce sedimentarie

• Tipicamente stratificate, con strati sovrapposti (principio di sovrapposizione)

• Diagnostica la presenza di fossili

Rocce ignee– Plutoniche

• Non stratificate, massive

• Senza fossili– Vulcaniche

• Stratificate (strati poco estesi lateralmente)

• Fossili assenti• Morfologia vulcanica

rocce metamorfiche– paraderivati

• relitti di stratificazione• scomparsa dei fossili• fissilità

– ortoderivati• relitti di struttura massiva• chimismo igneo

Le rocce ignee

• Derivano tutte dalla solidificazione di un magma, che può avvenire al di sotto della superficie terrestre (rocce plutoniche o intrusive) o al di sopra (rocce vulcaniche o effusive)

• Le differenti modalità di raffreddamento portano alla formazioni di rocce con diverse strutture che permettono di distinguerle facilmente

una roccia ignea intrusiva è caratterizzata da una STRUTTURA OLOCRISTALLINA con l’evidente presenza di cristalli ben formati giustapposti uno accanto all’altro.Il loro riconoscimento permette una classificazione della roccia plutonica in felsica (prevalenza di silicati di colore chiaro come nel GRANITO) o in mafica (prevalenza di minerali dal colore scuro come nel GABBRO)

Rocce ignee intrusive

Come riconoscere una roccia IGNEACome riconoscere una roccia IGNEA

Granito

Gabbro

una roccia ignea effusiva è caratterizzata da varie strutture:STRUTTURA PORFIRICA con l’evidente presenza di pochi fenocristalli riconoscibili fra microcristalli o in una massa vetrosa (come nell’ANDESITE)STRUTTURA MICROCRISTALLINA con cristalli piccolissimi e non riconoscibiliSTRUTTURA VETROSA (come nell’OSSIDIANA)STRUTTURA POMICEA caratterizzata da pori e vacuoli

Rocce ignee effusive

andesite

ossidiana

Come riconoscere una roccia IGNEACome riconoscere una roccia IGNEA

Le Rocce Metamorfiche

• I vari tipi di rocce, sottoposte alle diverse temperature e alle diverse pressioni esistenti all’interno della crosta terrestre, subiscono il fenomeno del metamorfismo

• Il metamorfismo consiste nella riorganizzazione dei minerali esistenti e/o nella formazione di nuovi minerali, più stabili alle nuove condizioni di temperatura e pressione, senza che la roccia stessa passi allo stato fuso

La struttura delle rocce metamorfiche è spesso FOLIATA, i cristalli sono disposti secondo piani o bande paralleli fra loro

Quando i minerali sono disposti in bande compatte ed alternate di colore chiaro e

scuro, la struttura foliata è detta GNEISSICA (come nello GNEISS, roccia che ha subito un alto grado di

metamorfismo)

Quando i piani sono molto fitti e si staccano più o meno facilmente, la struttura foliata è detta SCISTOSA

(come nella FILLADE, roccia che ha subito un basso grado di metamorfismo)

Come riconoscere una roccia METAMORFICACome riconoscere una roccia METAMORFICA

Fillade Gneiss


Magmi acidi

Magmi basici

sedimenti

Rocceeffusive

Rocceintrusive

GAS


Rocceintrusive

Compattazione e cementazione

Rocce sedimentarie

Roccemetamorfiche

fusione

Mantello

Crosta

Intrusionee raffreddamento

Il ciclo LITOGENETICOIl ciclo LITOGENETICO

sollevamento

sollevamento

sollevamento

Atmosfera

GRANITI

DIORITI

GABBRI

VULCANICHE

CLASTICHE

BIOGENE

CHIMICHE

SEDIMENTARIE

di basso grado

di medio grado

di alto grado

MET. REGIONALE

MET. DI CONTATTO

MET. DA CROLLO

METAMORFICHE

categorie di rocce

Come riconoscere una roccia SEDIMENTARIACome riconoscere una roccia SEDIMENTARIA

La roccia è formata dagranuli ben visibili

I granuli sono formati da minerali

e frammenti di roccia

I granuli sono formati da

cristalligiustapposti

I granuli sonocostituitida fossili

La roccia è terrigenacome

il CONGLOMERATO

La roccia è chimicacome

l’ANIDRITE

la roccia èOrganogena

Come il CALCAREFossilifero

Derivano dai processi di erosione fisica e chimica subiti da tutti i tipi di rocce presenti sulla superficie

terrestre. I prodotti dell’erosione, subendo i processi di trasporto sedimentazione e diagenesi, possono

dare origine a vari tipi di rocce sedimentarie dalle strutture e dalle caratteristiche diverse.

Classificazione genetica

La formazione di una roccia sedimentaria può essere suddivisa in quattro fasi, che rappresentano il "ciclo sedimentario".

-I fase: alterazione ed erosione delle rocce preesistenti sulla superficie terrestre con formazione di detriti solidi e di sostanze in soluzione.

- II fase: trasporto del materiale detritico e di quello in soluzione ad opera dei fiumi, dei venti, dei ghiacciai, ecc.

-III fase: deposizione (sedimentazione) del materiale in ambienti diversi (continentale, marino, ecc.). La sedimentazione avviene per strati successivi.

-IV fase: formazione della roccia (litificazione dei sedimenti) dovuta alla pressione esercitata da altri sedimenti che si accumulano via via sopra di essi. I processi nel loro insieme prendono il nome di diagenesi (processi diagenetici).Tutte le rocce sedimentarie hanno un corrispondente nei sedimenti attuali non litificati.

FORMAZIONE DI UNA ROCCIA SEDIMENTARIA

I FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO

Consiste in un complesso di fenomeni fisici e chimici legati per la maggior parte alla presenza degli agenti atmosferici.

Quando per cause diverse rocce che si sono formate in profondità vengono in superficie, si trovano esposte a condizioni chimico-fisiche completamente diverse da quelle in cui si sono formate.

E' perciò naturale che molti minerali che le compongono non siano più stabili e subiscano una serie di modificazioni che tendono ad adattarli alle nuove condizioni termodinamiche.

Degradazione o alterazione di una roccia preesistente

Quando una qualsiasi roccia entra in contatto con l'atmosfera iniziano i processi di alterazione. Tali processi possono essere di tipo fisico, chimico e biologico.


I processi fisici causano la disintegrazione della roccia senza però modificarne la composizione chimica e mineralogica (es.: temperatura, erosione ghiacciai, abrasione vento).

I processi chimici portano a cambiamenti nella composizione della roccia e nelle sue proprietà con perdita dei caratteri originari (es.: carsismo, piogge acide).

I processi biologici hanno una notevole influenza sull'alterazione favorendo sia i fenomeni fisici che i fenomeni chimici (es.: licheni, muschi, alghe).

Si tenga presente che i tre processi agiscono quasi sempre contemporaneamente, soprattutto nei climi umidi come quello dell'Italia settentrionale.


Come conseguenza dell'alterazione si formano: i detriti, costituiti da minerali primari residui (cioè i costituenti originali della roccia) e da minerali secondari (minerali argillosi a granulometria molto fine) derivati dai primari in seguito a processi chimici, ed il materiale in soluzione (ioni alcalini, alcalino-terrosi, ecc.).


Alterazione è iltermine generale di tutti quei processi naturali che tendono adisintegrare una roccia compatta. Questa può essere di due tipi:meccanica e chimica. L'alterazione meccanica (chiamataanche disgregazione) è la rottura fisica della roccia in piccoliframmenti.

In figura accanto uno schema delfunzionamento del crioclastismo.

Alterazione

In questo fenomeno assume grande importanza il ciclo gelo-disgelo più che le lunghe gelate, e pertanto le aree più esposte aquesto fenomeno sono le zone montane delle medie e basse latitudini.

Alterazione è iltermine generale di tutti quei processi naturali che tendono adisintegrare una roccia compatta. Questa può essere di due tipi:meccanica e chimica. L'alterazione meccanica (chiamataanche disgregazione) è la rottura fisica della roccia in piccoliframmenti.

Alterazione

In questo fenomeno assume grande importanza il ciclo gelo-disgelo più che le lunghe gelate, e pertanto le aree più esposte aquesto fenomeno sono le zone montane delle medie e basse latitudini.

Anche la crescita di minerali all'interno delle fratture chiamato aloclastismo altera le rocce sempre in relazione ad unacrescita di volume e può assumere una importanza rilevante. Un esempio sono le rocce costiere fratturate dal saletrasportato dall'acqua di mare.

Anche l'attività organica può essere determinante nella disgregazione di un ammasso roccioso; le radici degli alberi che si incuneano nel terreno spesso a profondità tali che incontrano il substrato roccioso e sviluppano grandi pressioni con il proseguire della crescita della pianta.

D'altra parte le radici possono tenere insieme il materiale alterato ritardando in tal modo la sua disgregazione.

Anche l'espansione termica, cioè le forti variazioni di temperatura possono contribuire alla disgregazione della roccia. Questo processo prende il nome di processo termoclastico.

Per quanto riguarda l'alterazione chimica o decomposizionequesta è una trasformazione chimicadelle rocce con la formazione di nuovi minerali e di solito procede contemporaneamente all'alterazione meccanica che haun'azione "preparatoria" per quella chimica.

Alterazione

Alterazione Chimica

Idrolisi - Poiché i silicati possono essere considerati sali formati da un acido debole (l'acido ortosilicico) e da ioni metallici provenienti da basi forti (metalli alcalini e alcalino-terrosi), in soluzione acquosa presentano un certa tendenza a produrre idrolisi basica.

Il processo porta alla separazione degli idrossidi metallici (NaOH, KOH, Ca(OH)2, Mg(OH)2) dagli idrosilicati di alluminio, che sono acidi molto deboli. Poiché questi ultimi costituiscono in pratica i minerali argillosi il processo è detto diargillificazione.

Un tipico processo di argillificazione si ha a carico del feldspato potassico (ortoclasio) che si trasforma in caolinite, un minerale tipico delle argille.

4K[AlSi3O8] + 6H2O ⇒ Al4[(OH)8Si4O10] + 4KOH + 8SiO2ortoclasio caolinite idrossido silice

Alterazione Chimica

Idratazione - Alcuni minerali sono in grado di legarsi con deboli legami polari all'acqua, la quale viene incorporata come costituente in un nuovo reticolo cristallino. Così l‘Anidrite (CaSO4) si trasforma in Gesso (CaSO4 * 2H2O)

- L'idratazione porta naturalmente ad un aumento del volume dei minerali.

Alterazione Chimica

Ossidazione - L'ossigeno atmosferico è in grado di ossidare parecchi ioni metallici. Ad esempio il ferro ferroso (Fe2+) in ferro ferrico (Fe3+), lo S 2- in S 4+ (o S 6+).

L'ossidazione riveste particolare interesse proprio nel caso dello Zolfo e del Ferro, trasformando sali insolubili come i solfuri di Ferro in composti solubili come i solfati o parzialmente solubili come gli ossidi di ferro.

Alterazione Chimica

- Solubilizzazione - Alcuni minerali possono essere portati in soluzione dall'acqua pura (NaCl, CaSO4, CaSO4 * 2H2O), altri, come il carbonato di Calcio (CaCO3) vengono sciolti dall'acqua contenente CO2. La CO2 reagisce infatti con l'acqua per dare acido carbonico, il quale, a sua volta reagisce con il carbonato di calcio per dare bicarbonato di calcio, sale solubile in acqua. Quest'ultimo è un processo che assume proporzioni impressionanti a carico di rocce interamente calcaree, dando luogo al fenomeno del carsismo., dove corsi d'acqua sotterranei sono in grado di scavarsi un letto tra le rocce formando caverne e grotte per chilometri.

CaCO3 + CO2 + H2O ⇒ CaCO3 + H2CO3 ⇒ Ca(HCO3)2

Erosione

Una volta che la roccia è stata alterata i frammenti rocciosi possono essere erosi o rimossi ad opera degli agenti geomorfologici.

Con tale termine si indicano tutti quegli agenti in grado di modificare l'aspetto della superficie terrestre come il vento, le precipitazioni, i corsi d'acqua, il moto ondoso e le correnti marine, i ghiacciai e la stessa gravità.

Naturalmente l'erosione avviene più facilmente sulla roccia giàdegradata, ma può avvenire, anche se con maggior difficoltà e lentezza anche su rocce non degradate.

Il trasporto del materiale detritico avviene per gravità (frane, colate, ecc.) o ad opera delle acque continentali (fiumi), dellecorrenti marine, dei ghiacciai, del vento. Il trasporto del materiale in soluzione avviene ad opera delle acque.

II FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO

L'azione di trasporto produce un arrotondamento degli spigoli negli elementi detritici (clasti), una classazione del materiale (suddivisione in base all'omogeneità delle dimensioni), una orientazione preferenziale (in presenza di clasti in forma allungata).

La durata del trasporto influisce sulla forma degli elementi detritici (sempre più sferica o a contorni arrotondati man mano che ci si allontana dal luogo di origine), sulle dimensioni (sempre minori), sulla composizione mineralogica (maturità: un sedimento è considerato maturo quando contiene solo minerali stabili, resistenti cioè all'alterazione come il quarzo, ed ha quindi subito un lungo trasporto).

IL TRASPORTO SEDIMENTARIO

Esistono moltissime modalità di trasporto dei sedimenti: il trasporto ad opera dei corsi d'acqua, il trasporto eolico, il trasporto delle correnti marine e delle maree, il trasporto ad opera dei ghiacciai, il trasporto gassoso (anche le zone di accumulo dei movimenti franosi rientrano in questo tipo di sedimentazione).

In tutti i casi la deposizione delle particelle solide avviene allorché il mezzo trasportante rallenta il suo movimento a tal punto da non essere più in grado di sostenere anche il movimento dei sedimenti in esso contenuti (a maggior ragione se si arresta del tutto). Questi infatti, per gravità, abbandonano il mezzo che li aveva fin li trasportati e si accumulano l'uno sopra l'altro sul fondo del fiume o del bacino.

I processi di trasporto si dividono essenzialmente in due tipi:

-quello in cui il mezzo trasportante e i sedimenti sono l'uno indipendente dall'altro, come ad esempio il trasporto operato dai fiumi o dalle correnti marine, e

-quello in cui il solido e il fluido hanno un comportamento d'insieme come se si trattasse di unico corpo, come ad esempio le frane di fango, le colate o le correnti di torbida. In quest'ultimo caso si parla di trasporto di massa contrapposto all'altro chiamato particellare.


In figura accanto le due condizioni; nella figura a sinistra ogni particella ha un proprio valore di Peso indipendente da tutte le altre e dal mezzo che le trasporta; nella figura a destra viene considerato un unico corpo dal peso G.

Diagramma di Hjulstrom: da notare che, al contrario di quanto ci si aspetterebbe, per erodere e trasportare gli elementi più fini (da 0,001 a 0,01 mm) è necessaria una pressione tangenziale dell'acqua maggiore, questo perché le particelle così fini, come le argille, hanno una coesione molto forte per l'alta superficie specifica.

IL TRASPORTO SEDIMENTARIO PROCESSI TRATTIVI

PROCESSI MASSIVI

Queste possono essere delle frane, delle colate fangose o granulari, o anche colate di origine vulcanica

Notevole importanza rivestono le correnti di torbida, introdotte da Forel nel 1885, e questo genere di processi sono tra le cause principali del trasporto e sedimentazione subacquea. I depositi da questi derivati prendono il nome di torbiditi, o di "flysh".

La prima prova dell'esistenza di questo genere di depositi è stata fornita dalle registrazioni di un terremoto nel 1929 nei pressi di Terranova e che ebbe come conseguenza la rottura di tredici cavi sottomarini per le comunicazioni telefoniche e telegrafiche.


PROCESSI MASSIVI

Accanto due schemi del terremoto del 1929: in rosso l'area interessata dal terremoto (B), in grigio l'area interessata dalla torbidite (A).


La sedimentazione può essere meccanica, chimica, biochimica.

La sedimentazione meccanica riguarda il materiale detritico e sidifferenzia in base all'ambiente in cui avviene (marino, fluviale, glaciale, ecc.); essa è legata alla perdita della capacità di trasporto del mezzo (acqua, vento, ghiaccio) per diminuzione di energia (ad esempio all'ingresso di un fiume nel mare, la corrente subisce una brusca diminuzione di velocità che favorisce la sedimentazione dei detriti trasportati ).

III FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO

La sedimentazione chimica riguarda il materiale trasportato in soluzione per variazioni intervenute nel mezzo (aumento di temperatura, assenza di moto, ecc.).

La sedimentazione biochimica riguarda ancora il materiale trasportato in soluzione (ad esempio il carbonato di calcio) che può essere fissato da organismi acquatici (molluschi, brachiopodi, coralli, foraminiferi) per la formazione del proprio guscio. I gusci, dopo la morte degli animali, si depositano e si accumulano nei bacini sedimentari.

Caratteristica della sedimentazione è la disposizione dei materiali in strati successivi, ciascuno riconducibile ad un singolo episodio sedimentario.

Le differenze composizionali e/o strutturali tra gli strati dipendono dalla variazione nella composizione del materiale trasportato, dalla variazione della velocità di sedimentazione, ecc.

III FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO

Immediatamente dopo la sedimentazione ha inizio la diagenesi, cioè quell'insieme di processi chimici e fisici che portano alla formazione della vera e propria roccia (litificazione) implicando mutamenti di composizione e di tessitura.

I processi diagenetici si distinguono, in ordine cronologico, in processi iniziali e processi tardivi.

I processi iniziali hanno luogo dal momento della sedimentazione fino a un modesto seppellimento, in questa fase può essere molto intensa l'azione batterica;

i processi tardivi hanno luogo durante un seppellimento più profondo.

La durata complessiva dei processi diagenetici è pari ad alcune decine di milioni di anni.

IV FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO

Si distinguono diversi processi nel corso della diagenesi.

La compattazione è dovuta al peso dei sedimenti sovrastanti, provoca la fuoriuscita delle acque interstiziali e l'avvicinamento dei singoli grani.

La ricristallizzazione coinvolge alcuni minerali instabili presenti nel sedimento.

La dissoluzione e la sostituzione interessano alcuni minerali che possono disciogliersi o essere rimpiazzati da altri minerali; è questo un processo molto importante nella formazione di rocce di precipitazione chimica (trasformazione della calcite in dolomite - dolomitizzazione).

La precipitazione di nuovi minerali nello spazio fra i grani del sedimento è detta autigenesi; se la precipitazione è abbondante si ottiene la cementazione del sedimento stesso. CaCO3 , SiO2 , FexOx


Tu tti qu esti processi devono avvenire a:T < 150 – 200o !!!

(altrim enti M etam orfism o)


Rocce Sedimentarie:Abbondanza

• Rocce clasticheRocce sedimentarie più

diffuse• Rocce carbonatiche

(origine biochimica)Rocce sedimentarie più

diffuse dopo lesilicoclastiche

… E le altre:

• Rocce evaporitiche• Rocce silicee,

ferrifere/manganesifere, fosfatiche

• Idrocarburi e carboni• Rocce residuali

Rocce Clastiche

Formate da frammenti (clasti)Terrigene (silicoslastiche): frammenti di rocce preesistentiOrganogene: formate da accumulo di frammenti di gusci d’organismi, frantumati ed abrasi (i.e. dal moto ondoso)

• frazione detritica– granuli (ossatura)

• minerali stabili– quarzo, selce (silice colloidale)

• minerali relativamente meno stabili– feldspati

• minerali accessori (< 1%)• frammenti di roccia (frammenti litici)

– matrice• minerali argillosi e frazione micacea fine

– caolinite, illite, smectiti, cloriti

• minerali formatisi in situ– cemento

• silicati (quarzo, selce, opale, feldspati, zeoliti)• carbonati (calcite, aragonite, dolomite, siderite)• ossidi di Fe (ematite, limonite)• solfati (anidrite, gesso, barite)

Rocce silicoclastiche - costituenti

Rocce silicoclastiche - maturità

• frazione detritica

– granuli (ossatura)• minerali stabili

– quarzo, selce (silice colloidale)• minerali relativamente meno stabili

– feldspati• minerali accessori (< 1%)• frammenti di roccia (frammenti litici)

– matrice• minerali argillosi e frazione micacea fine

– caolinite, illite, smectiti (montmorillonite), cloriti

maturità maturità mineralogica,mineralogica,relativa alle relativa alle abbondanze relative abbondanze relative dei granuli (quarzo, dei granuli (quarzo, feldspatifeldspati, , liticilitici))

maturità maturità tessituraletessiturale,,inversamente inversamente proporzionale alla proporzionale alla percentuale di matricepercentuale di matrice

Classificazione granulometricadi sedimenti e rocce sedimentarie

ruditi

mm

256

64

4

2

1

1/2

1/4

1/8

1/16

1/256

boulders (blocchi)

cobbles (ciottoli)

pebbles (ciottoletti)

granuli

sabbia molto grossolana

sabbia grossolana

sabbia media

sabbia fine

sabbia molto fine

silt (limo)

argilla

areniti

lutiti (peliti)

conglomeratobreccia

arenaria

argillite

ghiaia

sabbia

fango

Classificazione granulometricadi sedimenti e rocce sedimentarie

Descrizione dei clasti

• Dimensioni

• Forma– Grado di arrotondamento– Grado di sfericità

• sorting (classazione)– Variazioni dimensionali

dei granuli– Ben classato: intervallo

dimensionale ristretto– Scarsamente classato:

intervallo dimens. Ampio

sorting (classazione)sorting (classazione)

arrotondamentoarrotondamento

sfer

icità

sfer

icità

Porosità

• Porosità– Spazi VUOTI tra l'impalcatura di granuli

(clasti)– Porosità totale = (volume totale – volume

solido) / volume totale x 100

• Permeabilità– Dipende dagli spazi VUOTI comunicanti tra

loro, dalle proprietà del fluido, dal gradiente idrostatico nella roccia

– Porosità effettiva = volume pori intercomunicanti / volume totale x 100

Principali strutture

sedimentarie

Bioturbazioni

Rocce carbonatiche

• Essenzialmente monomineraliche• Origine legata all'azione della biosfera• Componenti

– Granuli• Materiale organogeno: (frammenti di) esoscheletri e

endoscheletri• ooliti: granuli subsferici (taglia 0.2-2 mm) a strati

concentrici • Frammenti di rocce carbonatiche preesistenti

– Matrice• Stessa natura dei granuli ma di dimensioni minori;

Riempie gli interstizi tra i granuli– Cemento

• Cristalli spatici (Spatite) formatisi durante la diagenesi

Rocce carbonatiche

Composizione chimica:

CaCO3 CaMg(CO3)2

Minerali più comuni:

Calcite Aragonite Dolomite

La dolomite, pur essendo presente in precipitati di tipo evaporitico (Rocce sedimentarie chimiche), nelle rocce sedimentarie non evaporitiche è soprattutto dovuta a processi diagenetici.

L’aragonite, anche se si forma come deposito primario, difficilmente si conserva in rocce pre-quaternarie, in quanto tende ad esser sostituita dalla calcite (minerale instabile che si genera in condizioni di alta pressione).

Composte principalmente da CALCITE e DOLOMITE

Rocce carbonatiche – Classificazione tessiturale

mudstonemudstonewackestonewackestonepackstonepackstone grainstonegrainstone floatstonefloatstone rudstonerudstone bafflestonebafflestone bindstonebindstone framestoneframestone CarbonatiCarbonaticristallinicristallini

GranuliGranuli< 10% >10%< 10% >10%

sostenutisostenutidalla matricedalla matrice sostenutisostenuti

dai granulidai granuli

con fango calcareocon fango calcareo senzasenzafangofango

sostenutisostenutidalladalla

matricematrice

sostenutisostenutidaidai

granuligranuli

componenti > 2mm componenti > 2mm < 10 %< 10 %

componenti > 2mm componenti > 2mm > 10 %> 10 %

costituenti originari non saldati da organismicostituenti originari non saldati da organismidurante la deposizionedurante la deposizione

costituenti originari saldaticostituenti originari saldatida organismida organismi

durante la deposizionedurante la deposizione

organismiorganismicheche

costruisconocostruisconostrutturestrutture

tipo grigliatipo griglia

organismiorganismiincrostantiincrostanti

(stromatoliti)(stromatoliti)

organismiorganismicheche

costruisconocostruisconounauna

impalcaturaimpalcaturarigidarigida

(coralli)(coralli)

rocciarocciacostituitacostituita

da unda unmosaicomosaicocristallinocristallinodi calcitedi calcite

o dolomiteo dolomite

costituenticostituentioriginarioriginari

nonnonriconoscibiliriconoscibili

Classificazione di Embry e Kovan, 1971

Rocce organogeneParticellari Biocostruite

Rocce carbonatiche

Rocce organogeneParticellari Clastiche!!!

Derivate da accumulo meccanico di frammenti o di intere parti minerali di organismi

Si accumulano parti dure costituite da Calcite ed Aragonite o Selce.

Biocostruite

Sono formate da un’impalcatura rigida data dalle parti calcaree di determinati organismi, saldate le una alle altre.

Rocce Silicee

In genere sono caratterizzate da grana fine e sono compatte e dure.

Sono per lo più formate da SiO2 (Quarzo , calcedonio , opale)

Le rocce derivanti dai fanghi oceanici prendono il nome dagli organismi in esse prevalenti, se riconoscibili.

Le più importanti rocce silicee sono:

• Radiolariti: con colori che vanno talora dal rosso cupo al verde

• Diatomiti: ambiente sia marino che continentale

• Spongoliti: costituite da resti di spugne silicee

• Selci stratificate: formano strati sottili le cui tessiture originarie hanno subito notevoli variazioni diagenetiche, origine biologica poco riconoscibile.

Rocce Silicee

I sedimenti silicei assumono notevole importanza quando il fondomarino si trova al di sotto della cosiddetta Profondità di Compensazione del Carbonato di Calcio, ovvero la profondità alla quale possono giungere i gusci degli organismi calcarei senza disciogliersi del tutto.

Attualmente tale profondità oscilla attorno ai 4000 m.

Uno schema dei possibili ambienti di deposizione (Scienze della Terra, Casati, Ed.clup).

Rocce sedimentarie – Ambiente deposizionalecalcari neritici: si formano in acque basse (ambiente neritico) per l'attività di esseri viventibenthonici (benthos = esseri viventi fissi sul fondo o in grado di eseguire piccoli movimenti).

calcari pelagici che si formano in acque profonde (ambiente pelagico) per la sedimentazione dei microscopici gusci calcarei di organismi planctonici (plancton = esseri viventi, per lo piùunicellulari che vivono in sospensione, trasportati passivamente dall'acqua), quali i foraminiferi(protozoi unicellulari).

Carboni

• In alcuni sedimenti di ambiente palustre/lagunare/deltizio i materiali organici (piante) raggiungono abbondanze molto elevate

• Le parti solide di queste piante subiscono un tipo di diagenesi detto carbonizzazione: processo biochimico (prima ossidante, poi riducente) e successivamente fisico (costipazione, perdita di acqua e arricchimento in carbonio)

• I carboni fossili si dividono in:• Torba, C ≈ 60%• Lignite, C ≈ 70-75%• Litantrace, C ≈ 90%• Antracite, C ≈ 100%

gradientigeotermici

naturali

Idrocarburi

• In alcuni sedimenti marini grandi quantità di materia organica (fitoplancton, batteri) possono rimanere intrappolati in sedimenti fini (argillosi)

• Durante la diagenesi della argillite (roccia madre) la materia organica può trasformarsi in petrolio (liquido, gassoso, semisolido)

– A t≈50°c p=0.03 Gpa: si genera metano e la sostanza organica si trasforma in kerogene

– T=50-100°c, p=0.03-0.15 Gpa: espulsione acqua, generazione petrolio e gas

– T>200°c, p>0.15 Gpa: l’olio si trasforma in gas

• Il petrolio si sposta e migra in rocce porose e permeabili (rocce serbatoio), accumulandosi dove le condizioni stratigrafiche e/o tettoniche lo consentano (trappole)

• I giacimenti di petrolio si trovano in zone di prolungato accumulo di sedimenti

gradiente termico (°C/100m

prof

ondi

tà (k

m)

1 2 3 4 5

1

2

3

4

5

6

7

8

intervallo di T per

generaz. di olio65°C

150°C

gasbiogenico

gastermico

oiloilwindowwindow

Sedimentarie chimiche

Si generano per precipitazione diretta di Sali

CaCO3 Calcari Oolitici (< 2mm)

Pisoliti (> 2 mm) anche prodotti dall’attivitàmetabolica di alghe (Oncoliti)

In acque tropicali precipitazione diretta di carbonato di calcio (whiting chiazze di acqua lattiginosa)

In ambiente continentale: Travertini

Nei pressi di sorgenti, di solito termali; la rapida perdita di di CO2da parte delle acque che vengono a giorno crea delle condizioni favorevoli alla deposizione del carbonato.

Spesso si formano per incrostazione primaria biologica.


Per precipitazione diretta dall’acqua di mare o di laghi salati in regioni a clima arido:

Evaporiti

Ambiente deposizionale con ridotto scambio di acque con il mare aperto Piane costiere SABKHA

Bacini chiusi


Le masse rocciose saline si rinvengono nel sottosuolo sotto forma di intrusioni nelle rocce più recenti sovrastanti nelle quali sono penetrate a causa della bassa densità e dell’elevata plasticità del sale.

Diapiri Salini


Rocce Residuali

Prodotte in situ da processi di degradazione e di allontanamento di frazioni chimiche e/o detritiche.

Volumetricamente trascurabili: meno di 1% delle rocce sedimentarie

i.e. LATERITI

Dovuta a processi pedogenetici di alterazione delle formazioni rocciose in regioni caratterizzate da clima caldo con abbondanti precipitazioni.

Sono caratterizzate da un arricchimento di ossidi ed idrossidi di Fe ed Al con perdita di Si.

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