INTRODUZIONE ALLA GEOLOGIA AMBIENTALE

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1 www anisn.it /Geologia 2000 INTRODUZIONE ALLA GEOLOGIA AMBIENTALE

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3 A Thammy e Zhora Egli fa scendere dal cielo un acqua cui le fiumare servono da letto, a seconda dell ampiezza. La corrente trascina una schiuma che galleggia: questa é simile alla schiuma di ciò che viene fuso nel fuoco per gioielli e utensili. Cosi Dio forgia in parabole le verità e il falso: la schiuma viene scartata mentre ciò che é utile agli esseri umani rimane sulla Terra. Cosi Dio propone parabole. (versetto 17, sura 13, Il Tuono, dal Sacro Corano) Nota: in copertina un albero i cui rami scrivono la parola هل che in arabo vuol dire Allah = Dio. 3

4 Introduzione L impiego maggiore dei geologi, in passato, era quello nel campo minerario (geologia del petrolio e minerali utili) e soprattutto nelle costruzioni. Tenendo conto che diverse università avevano pochi esami applicativi, era ovvio che l inserimento nel mondo del lavoro non é stato mai facile. Però ci sono stati vecchi geologi che hanno fatto carriere brillanti, per cui viene da chiedersi se le difficoltà attuali di inserimento sono dovute al momento economico - sociale difficile oppure se vi é qualcos altro. Ancora oggi gli iscritti all albo operano prevalentemente nell ambito delle costruzioni, cosi come gli ingegneri, quindi il mercato non é cambiato nel corso degli ultimi 70 anni. Da un analisi statistica condotta di recente, sembra che il 68% dei geologi ritiene che la preparazione ricevuta non sia all altezza per l inserimento nel mondo del lavoro (fonte: geologia tecnica e ambientale trimestrale ordine nazionale dei geologi n 1 /2010), e quindi a quanto pare le cose sono peggiorate. Eppure con il DM 509 i corsi di laurea avevano un cospicuo numero di crediti di esami affini e cosi per la prima volta nel corso di laurea di scienze geologiche si potevano ritrovare esami di agraria e ingegneria come: idraulica agraria e sistemazioni idrauliche forestali, assestamento forestale, pedologia, economia agraria, estimo, topografia, chimica ambientale, architettura del paesaggio, geotecnica, scienza delle costruzioni, sicurezza degli scavi, diritto ambientale ed economia aziendale. Si avevano oltre agli esami di rilevamento geologico, geomorfologia e geologia applicata, altri esami che dovevano inserire meglio il giovane geologo alla geologia delle costruzioni, e nello stesso tempo fornivano nozioni integrative per interfacciarsi meglio con le altre figure professionali. Con l avvento del DM 270 e la riduzione degli esami, si sono ridotti gli esami affini, che sono per lo più adesso solo geologici, a parte alcune Unversità, e quindi si é ritornati ad un passato prettamente geologico-naturalistico e soprattutto per le lauree triennali. L indirizzo minerario riguarda per lo più la genesi dei giacimenti minerari ed eventualmente la loro ricerca, tralasciando la coltivazione (di pertinenza storica dei periti e ingegneri minerari ora chiamati diversamente ovvero periti geotecnici e ingegneri ambientali) che invece é quella che offre più mercato. In quest ultimo campo é bene avere delle nozioni di base su corsi come: ingegneria degli scavi (ING-IND/28), ingegneria delle materie prime (ING-IND/29) e del petrolio (ING-IND/30), dato che secondo le professioni di competenza dei geologi senior vi é anche la gestione delle attività estrattive. Evidentemente si dovrebbe sapere di quel 32% di studenti che sostengono di avere ricevuto una buona preparazione da quali Università sono usciti, ma le uniche notizie sulla qualità delle varie Università sono le classifiche fatte dal Censis che tengono conto di tutta la facoltà di Scienze. Nei forum che si leggono in internet sulle migliori Università di Geologia, gli studenti rispondono ad altri studenti che dipende da quello che interessa dato che alcune sembrano migliori in petrografia e georisorse, altre in geofisica ed altre ancora in geologia applicata. Attualmente i testi in circolazione fatti da docenti universitari geologi sono per lo più di geografia fisica e geomorfologia (ed i migliori per chiarezza e semplicità sono quelli utilizzati anche alle medie superiori, come ad esempio: Introduzione alle Scienze della terra del professore A. Bosellini, o Capire la Terra dei Professori, R.Siever e F. Press) mentre la geologia applicata sta diventando dominio di professionisti come si può notare nella recente collana della Dario Flaccovio editore: F.Uzzani, Laghi collinari e dighe, 2012 P.Montin, Acque meteoriche di dilavamento, 2012 M.Gorla, Siti Contaminati, 2012 M.Gorla, Pozzi per acqua, 2010 M.Gorla, Idrogeofisica, 2009 F.Boccalaro, Difesa delle coste e ingegneria naturalistica, 2012 M.Tanzini, Fenomeni franosi, 2011 M.Tanzini, Perforazioni a scopo geotecnico e tecniche di consolidamento, 2012 F.Garbin S. Storoni Ridolfi, Geologia e geotecnica stradale, 2010 G.Riga, Geologia applicata e ingegneria geotecnica, esercizi svolti,

5 Il contrario avviene ad ingegneria dove i testi di ingegneria strutturale (scienza delle costruzioni, tecnica delle costruzioni e geotecnica) sono fatti per lo più da professori universitari. Sta anche in questo, tra le varie, la differenza tra un geologo ed un ingegnere che studia sui testi del suo insegnante. Le lauree specialistiche in Scienze Geologiche in Inghilterra hanno per lo più tre indirizzi: - Mining Geology - Applied Geotechnics - Surveying and Land Management Il primo ed il terzo in Italia non sono sviluppati ovvero si hanno indirizzi, e solo alla specialistica, quasi simili ma che però non coprono bene tutti gli argomenti (esami di project management, geostatistica, trattamento dei minerali, economia applicata all ingegneria, topografia avanzata, Gis e telerilevamento, pianificazione ambientale e sicurezza degli scavi sono più frequenti ad ingegneria ambientale che a geologia). L unico indirizzo molto simile é quello geotecnico. Nelle Università inglesi e specialmente americane, l indirizzo di geologia del petrolio é a se stante. In Italia a parte l Università di Perugia che ha introdotto una laurea in Geologia degli Idrocarburi, nelle altre si hanno solo alcuni esami, ed anche questo indirizzo in generale é poco sviluppato a meno che non si esegua una tesi. In definitiva negli ultimi anni i corsi di Scienze Geologiche si sono adeguati al mercato del lavoro in Italia. La geologia ambientale, introdotta negli ultimi anni, viene considerata in genere come settore disciplinare GEO/04 e quindi é considerata una materia applicativa nell'ambito della geologia ovvero rappresenta un ponte tra la geologia e le materie affini prima citate, e richiama molti argomenti dei tre indirizzi qui sopra specificati. Si sono prodotte queste dispense che hanno lo scopo, oltre a fornire i classici argomenti della geologia ambientale, come i rischi geologici, e di entrare un pò più a fondo, in maniera semplice, nelle discipline agrarie e ingegneristiche affini utili al geologo. Pur essendo ridotto al minimo il formalismo matematico é bene comunque avere già delle nozioni di geografia fisica prima di affrontare queste dispense. Materie simili affini si ritrovano anche nel corso di laurea in Geografia come ad esempio: pianificazione territoriale (piani urbanistici comunali, energie rinnovabili), architettura del paesaggio (piani paesistici, ingegneria naturalistica, VIA) chimica ambientale (inquinamento) e ingegneria ambientale (trattamento reflui e messa in sicurezza di discariche), per cui queste dispense, considerando che il capitolo I é di introduzione alla geologia generale, possono essere usate anche per il corso di geologia ambientale tenuto a Geografia. Y. Morrone,

6 Capitolo 1. Rocce, Fossili, Terremoti e Vulcani Simmetria dei minerali. Esaminando i cristalli si nota una ripetizione periodica di elementi geometrici equivalenti siano essi facce, spigoli o vertici. Tale ripetizione costituisce la simmetria dei cristalli. Tale simmetria si evince soprattutto per rotazione intorno ad una retta (asse di simmetria) o per riflessione rispetto ad un piano (piano di simmetria). Se si ruota il cristallo per 360 intorno all asse di simmetria e si trova la stessa faccia per 2, 3, 4 o 6 volte si definisce l asse: binario A2, ternario A3, quaternario A4, senario A6. L asse di inversione A è un elemento di simmetria composto in cui alla rotazione intorno ad un asse si associa un'inversione rispetto ad un punto situato sull'asse. All asse A ed A e al piano P che divide specularmente in due il cristallo, vi é da aggiungere il centro di simmetria C definibile come il punto interno rispetto al quale ad ogni faccia corrisponde al di la del punto stesso una faccia parallela equivalente. Nel sistema triclino esiste solo il centro di simmetria. Il grado di simmetria è la somma degli elementi di simmetria di un cristallo che si deduce dall'esame della forma esterna di un minerale. Per esempio un cubo ha 9P-6A2-4A3-3A4-C e quindi grado di simmetria 23. Non sempre la simmetria geometrica coincide con la simmetria vera, riconoscibile solo con un esame di natura chimica o fisica, ad esempio attaccando il minerale con sostanze appropriate in modo da ottenere figure di corrosione. Mettendo insieme tutte le possibili combinazioni si sono trovate 32 classi di simmetria: Gruppo cubico o monometrico: sistema cubico (comprende 5 classi caratterizzati da 4 A3 come elemento simmetrico tipico). Appartengono: il salgemma (Na Cl), fluorite (CaF 2 ), blenda (ZnS), galena (PbS), pirite (FeS2), magnetite (FeFe2O4). Gruppo dimetrico : sistema esagonale (comprende 5 classi con indice rifrazione raggio ordinario coincidente con A6). Appartengono : il quarzo beta (SiO2), apatite [Ca3(PO4)2], cinabro (HgS) grafite (C). Sistema trigonale (comprende 7 classi con indice rifrazione raggio ordinario coincidente con A3). Appartengono la: calcite (CaCO3), dolomite [CaMg(CO3)2], quarzo (SiO2), ematite (Fe2O3), corindone (Al2O3). Sistema tetragonale (comprende 7 classi con l asse Z coincidente con A4). Appartengono: cassiterite (SnO2), la calcopirite (FeCuS2). Gruppo trimetrico : sistema rombico (comprende 3 classi e la massima simmetria 2A2-3P-C ) Appartengono: l'olivina [(Mg,Fe)2SiO4], il topazio (Al2F2SiO4), pirosseni e anfiboli rombici. Sistema monoclino (comprende 3 classi). Appartengono: l'ortoclasio (KalSi3O8) e il gesso (CaSO4 2H2O). Sistema triclino (comprende 2 classi dette pinacoidale e pediale ovvero il pedion é una faccia senza simmetria). Appartengono: l albite (NaAlSi3O8), anortite (CaAl2Si208) Nel sistema monometrico la velocità di propagazione della luce é uguale in tutte le direzioni perciò l indice di rifrazione ha valore costante mentre negli altri due sistemi al fenomeno della deviazione del raggio incidente, si verifica anche uno sdoppiamento del raggio (birifrazione) formandosi due raggi rifratti che proseguono con diversa velocità e quindi hanno diverso indice di rifrazione: raggio ordinario e straordinario. Chimica dei minerali. I minerali sono fasi omogenee inorganiche solide semplici o composte. Le sostanze semplici sono indicate con elementi nativi e sono di natura metallica (come oro, argento, rame, platino) o metalloidica (come diamante, grafite, zolfo, arsenico). I minerali rappresentati da composti sono : ossidi, idrossidi, sali non ossigenati (aloidi, solfuri) sali ossigenati (solfati, fosfati, borati, carbonati, silicati). elementi nativi = grafite C, diamante C, oro Au, zolfo S ossidi = quarzo alfa (ma come struttura tetraedrica é un tettosilicato stabile fino a 573 C) Si0 2, opale Si02 nh20 colloidale amorfo, cassiterite Sn02, pirolusite Mn02, uraninite U02 cuprite CuO, zincite Zn0, magnetite Fe304, ematite Fe203, ilmenite FeTi03, perovskite CaTi03, cromite FeCr204, corindone Al203, spinello MgAl204, rutilo Ti02, periclasio Mg0; idrossidi = goethite Fe00H, diasporo Al0(0H), bauxite Al203.n H20, limonite Fe203.nH20 brucite Mg(0H)2, 6

7 manganite Mn00H alogenuri o aloidi = salgemma NaCl, silvite KCl, fluorite Ca F2 ; solfuri = calcocite Cu2S, covellina CuS, argentite Ag2 S, antimonite Sb2 S3, sfalerite o blenda ZnS, calcopirite CuFeS2, marcasite rombica FeS2, pirite cubica FeS2, pirottina FeS, galena PbS, cinabro HgS, realgar AsS solfati = gesso CaS04.2 H20, e gesso anidro detto anidrite Ca(S04), anglesite Pb (S04) barite Ba(S04); borati: idroboracite Mg Ca [B304 (0H)3] 3 H20 fosfati = apatite [Ca3(PO4)2]; autunite Ca (U02)P04.nH20, monazite Ce(P04); carbonati = calcite trigonale CaC03, aragonite rombica CaC03, dolomite CaMg (C03)2, magnesite MgC03, cerrusite PbC03, rodocroisite MnC03, siderite FeC03 Un particolare problema é rappresentato dai silicati che rappresentano l 80% dei minerali della crosta terrestre. La loro classificazione non si basa sul chimismo quanto su basi della struttura e precisamente sul modo in cui l unita fondamentale (Si 04)- 2, che li costituisce é legato agli ioni vicini. I silicati si dividono in: Tettotosilicati. Sono uniti i tetraedri per tutti i 4 i vertici producendo gabbie indefinite con maglie complesse. Formula dell unita silicio-ossigeno: Si02 Minerali: feldspati alcalini (ortoclasio potassico, albite sodica, anortite calcica) plagioclasio (miscela solida di albite e anortite, che per temperature piu' alte di inizio fusione, aumenta il contenuto calcico o anortitico), feldspatoidi (nefelina e leucite) zeoliti (heulandite, laumontite); fillosilicati. I cui tetraedri sono uniti per 3 vertici producendo una maglia indefinita piana. Formula dell unita silicio-ossigeno : Si2 05 Minerali : miche (biotite, muscovite), clorite, talco, minerali delle argille (caolinite, illite, montmorillonite), pirofillite, glauconite, stilpnomelano Nesosilicati = tetraedro singolo; sorosilicati = tetraedro doppio; ciclosilicati = anello di tetraedri; inosilicati = a catena semplice come nei pirosseni (o a catena doppia come negli anfiboli); fillosilicati = a strati planari; tettosilicati = unione di tutti i vertici a costituire una struttura tridimensionale inosilicati. Con tetraedri uniti con modalita diverse in catene indefinite: i casi comuni sono delle catene aperte semplici come per i pirosseni o delle catene doppie tipiche degli anfiboli. Formule unità silicio-ossigeno : catena semplice Si 03 catena doppia Si

8 Minerali: wollastonite, rodonite, pirosseni alluminiferi (augite calcioalluminifera e giadeite sodicoalluminifera) e non alluminiferi (diopside, enstatite), anfiboli (presentano ossidrili OH e ioni Fluoro nella struttura cristallina) alluminiferi (orneblenda calcio-alluminifera e glaucofane sodico alluminifero) e non alluminiferi (actinoto o attinolite, tremolite, antofillite); ciclosilicati.i tetredri si uniscono ad anelli con 3,4 6 elementi. Formula unita silicio-ossigeno a 6 elementi: Si6 018 Minerali: cordierite, tormalina, berillo (smeraldo); sorosilicati. Due tetraedri uniti per un vertice. Formula unita silicio-ossigeno: Si207 Minerali: epidoto, vesuviana; nesosilicati. I tetraedri sono isolati. Formula unita silico-ossigeno: Si04 Minerali: cloritoide, olivina (miscela solida di forsterite magnesiaca MgSi04 e fayalite ferrosa FeSi04), granato, sillimanite, cianite, andalusite Al(AlSi)0 3, staurolite, zircone, topazio, titanite. Isomorfismo e polimorfismo. Abbiamo isomorfismo quando nello stesso reticolo cristallino elementi chimici diversi possono sostituirsi perché di dimensioni e cariche simili. Gli elementi la cui possibilità di sostituirsi a vicenda sono detti vicarianti. Un' esempio è l'olivina, un silicato in cui il magnesio può sostituirsi al ferro. Un altro é Al nel Si dell'unita Si04 nel caso dell andalusite. Il polimorfismo è la possibilità di una sostanza di presentarsi in forme cristalline differenti; è determinato dalla diversa disposizione degli ioni nel reticolo che dipende da pressione e temperatura. Le modificazioni polimorfe hanno caratteristiche fisiche differenti. Esempio più famoso di polimorfismo è quello tra grafite e diamante, minerali costituiti da carbonio con diversa disposizione spaziale e quindi diverso sistema cristallino. Proprietà fisiche dei minerali. Peso specifico. Valori tipici per i minerali tra 2,5 a 3,5 gr/cm3 valutati tramite picnometro o con il metodo dei liquidi pesanti. Quest ultimo utilizza lo ioduro di metilene (p.s. = 3,3) o il liquido di Clerici (p.s.= 4,2). Si mette un frammento minerale nel liquido e si aggiunge goccia a goccia un solvente fino a che esso non rimane sospeso. Valutando il liquido con il picnometro o con bilancia si ricava il ps del minerale. I liquidi pesanti si usano anche per separare minerali con peso specifico diverso utilizzando separatori gravimetrici rappresentati da imbuti allungati. Quando i separatori funzionano a corrente d acqua, come quelli usati per l analisi granulometrica dei terreni, prendono il nome di separatori idrogravimetrici. Proprietà dipendenti dalla coesione: Durezza. Rappresenta la resistenza alla scalfittura da parte di una punta e dipende dalla coesione ovvero dalla forza che tiene unite tra loro le particelle costituenti la sostanza per cui può variare con la direzione. Si hanno minerali teneri, semiduri e duri. La scala di Mohs per la durezza definisce: 1= talco, 2 = gesso, 3 = calcite, 4 = fluorite, 5 = apatite, 6 = feldspato, 7 = quarzo, 8 = topazio, 9 = corindone, 10 = diamante. Fino a 2,5 si riga il minerale con l'unghia, per 3 ci vuole una moneta, tra 3 e 5,5 il minerale e' rigato dal vetro mentre i minerali sopra 5,5 rigano il vetro. La durezza varia con la direzione per minerali che hanno sfaldatura mentre quelli che non hanno sfaldatura la durezza non varia. Frattura e sfaldatura. Quando un cristallo viene sottoposto ad uno sforzo, superato il limite elastico si rompe secondo superfici regolari o irregolari. I cristalli si distinguono in teneri e fragili a seconda del coefficiente di rottura meno o piu elevato. Nei casi la rottura fornisce superfici irregolari si parla di frattura. Quando le superfici sono regolari e sono delle superfici piane si parla di sfaldatura. Questa ha una grande importanza ai fini diagnostici. Si va dalla sfaldatura perfetta della fluorite e dalla calcite fino al quarzo in cui non si osserva sfaldatura ma frattura concoide. Elasticita, flessibilita, malleabilita, duttilita, plasticita. Quando non si raggiunge la rottura si possono avere due principali comportamenti: togliendo il carico la deformazione detta elastica ritorna a zero (minerali elastici tipici sono le lamelle di miche) oppure togliendo il carico rimane una deformazione permanente (minerali facilmente flessibili come le cloriti, minerali malleabili ovvero ridotti in lamine sottili come l oro, minerali duttili ovvero ridotti in fili sottili come il platino, minerali plastici ovvero modellati per compressione come l argentite Ag2 S). 8

9 Proprieta termiche : Trasparenza al calore. Alcuni minerali come il salgemma NaCl, la silvite KCl hanno la proprieta di lasciarsi attraversare dal calore assorbendo solo piccole quantita. Conducibilità termica. I minerali possono essere buoni (minerali metallici) o cattivi conduttori di calore (zolfo, salgemma, fluorite) e la conducibilità termica puo variare nelle diverse direzioni per lo stesso cristallo. Fusibilità. Il punto di fusione grandezza scalare varia da minerale a minerale. Quelli facilmente fusibili presentano un punto di fusione al di sotto di 1000 C e quindi fondono piu o meno facilmente al becco di Bunsen (calcopirite, antimonite), mentre quelli detti fusibili con punto da C non fondono al becco du Bunsen ma al cannello ferruminatorio (granato almandino, attinolite, apatite). I minerali difficilmente fusibili con punto da C fondono solo come minute schegge ai bordi al cannello (ortoclasio, bronzite, calamina). I minerali molto difficilmente fusibili hanno punto superiore a 1400 C come il quarzo e i minerali impiegati nei refrattari (sillimanite). Proprietà elettriche: Conducibilita elettrica. I minerali possono essere dei buoni conduttori di elettricità (minerali metallici) o cattivi conduttori elettrici come quelli termici. In base a questa caratteristica vi sono apparecchi (cernitrici elettrostatiche) nell industria mineraria atti a separare minerali utili da altri non utili. Piroelettricità. Alcuni minerali riscaldati si elettrizzano ed in particolare quelli cattivi conduttori di elettricità (tormalina). Variazioni di temperatura come riscaldamenti o raffreddamenti, producono in punti opposti elettricita di segno contrario. Piezoelettricita. Gli stessi cristalli aventi uno o piu piani di simmetria polare manifestano l elettricita di pressione. Comprimendo un cristallo piezoelettrico (es. quarzo) secondo la direzione del loro asse o di uno dei loro assi di simmetria polare si nota lo sviluppo di elettricita di segno contrario su i due punti o facce, proporzionale allo sforzo applicato. Su tale principio si basano: scandagli ad eco dei sottomarini, studio delle pressioni nelle camere a scoppio. Proprieta magnetiche. Molti minerali si mostrano sensibili ad un campo magnetico, cioé si lasciano attirare più o meno facilmente da un magnete semplice o da un elettromagnete. Minerali possono essere : fortemente magnetici (ferro, platino, magnetite, pirrotina, ilmenite) e debolmente magnetici (ossidi, solfuri, silicati, ecc.). Il magnetismo puo essere semplice o polare a seconda che i minerali non si comportino o si comportino essi stessi come un ago calamitato (ferro-magnetici). Nell industria mineraria sono stati impiegati apparecchi (cernite magnetiche) con i quali si separano minerali utili magnetici (magnetite) o non magnetici (leucite) dai minerali inutili. Proprieta ottiche: sono le piu importanti, anche nei confronti delle proprietà morfologiche e chimiche. Trasparenza e opacita. Quando la luce attraversa un minerale subisce una diminuzione di intensita o come si dice un assorbimento. Se questo assorbimento é piccolo si dice che il minerale é trasparente se invece é molto forte, le vibrazioni luminose cessano dopo un brevissimo percorso, si dice che é opaco. La massima parte dei minerali sono trasparenti solo pochi sono opachi (grafite, magnetite, pirite). I trasparenti possono essere lucidi o diafani ovvero ridotti in lamine di qualche decimo di mm permettono o no la chiara visione degli oggetti situati al di là di essi. Colore. Nell attraversare un minerale la luce puo subire un egual assorbimento per tutte le radiazioni visibili che la compongono, quindi la luce emergente non si distingue per colore dalla incidente e quindi il minerale stesso si definisce incolore; oppure l assorbimento avviene in differente misura per le diverse radiazioni, si che la luce bianca incidente esce colorata secondo il complesso delle radiazioni meno assorbite ed il minerale dicasi colorato. Dei minerali trasparenti colorati alcuni hanno un colore dipendente dalla loro costituzione chimica detti idiocromatici o a colore proprio (malachite-verde, azzurite-azzurro) altri debbono il colore a sostanze estranee, definite impurita, ed i minerali sono detti allocromatici: il quarzo SiO2 é incolore ma a volte si trova in giallo, verde, violetto, oppure il corindone Al 2 O3 sempre incolore ma si trova anche rosso (rubino) azzurro (zaffiro) verde (smeraldo orientale). 9

10 Lucentezza. I minerali possono riflettere la luce in modo piu o meno vivo o splendente ovvero hanno una diversa lucentezza. Si ha cosi: lo splendore metallico (pirite, magnetite), splendore adamantino (simile a quello del diamante, blenda ZnS), splendore vitreo (quarzo che é simile a quello del vetro), splendore madreperlaceo (alcune miche), splendore sericeo (simile a quello della sericite, amianto), splendore grasso (ricorda superfici unte di grasso come la grafite), splendore resinoso (sfalerite). Luminescenza, fosforescenza, fluorescenza. Una sostanza che colpita dai raggi UV emette luce si dice luminescente. Queste poi si dividono in fosforescenti (emanano luce anche al cessare dell eccitamento) e fosforescenti (cessano di emettere luce al finire dell eccitamento). Monorifrangenza. Si definisce indice di rifrazione n = sen i / sen r dove i é l angolo di incidenza del raggio luminoso ed r l angolo di rifrazione. Per i = 0, ovvero per una incidenza normale, anche r = 0 ovvero il raggio luminoso passa dal primo al secondo mezzo senza subire deviazione. L indice di rifrazione di una sostanza é inversamente proporzionale alla velocità della luce nella sostanza stessa. Il valore piu basso,relativo all aria come primo mezzo, é il floruro di sodio 1,328 che é piu basso dell acqua (1,333), mentre in genere nei minerali trasparenti varia tra 1,5 e 1,7. La determinazione di n si fa con il microscopio tramite il metodo della linea di Becke. Si osserva un granello di sostanza immerso in una goccia di liquido ad n noto. Nel caso che il minerale é limpido e presenta stesso n del liquido, non mostra alcun rilievo, al contrario se é vi é una differenza nei valori di n il minerale mostra un rilievo. Se si solleva il tubo del microscopio si vede un contorno brillante (linea di Becke) che si sposta verso la sostanza con l indice di rifrazione maggiore. Tra i liquidi usati: olio di vasellina n = 1,476. Birifrangenza. Nei liquidi e nelle sostanze cristallizzate nel sistema monometrico la velocita di propagazione delle luce é uguale in qualsiasi direzione e percio l indice di rifrazione ha valore costante e ad ogni raggio incidente corrisponde un raggio rifratto. Per cristalli degli altri sistemi oltre al fenomeno della deviazione del raggio incidente, si verifica anche uno sdoppiamento del raggio formandosi due raggi rifratti che proseguono con diversa velocita ed hanno quindi un diverso indice di rifrazione. I minerali che presentano la birifrangenza si dicono birifrangenti ed otticamente anisotropi. La prima dimostrazione della birifrangenza fu effettuata con un romboedro di sfaldatura di spato d Islanda (calcite limpida in grossi cristalli) e fu visto che un raggio rifratto obbedisce alla rifrazione semplice mentre l altro no. Da qui il primo fu chiamato raggio ordinario mentre l altro straordinario. I due raggi rifratti non sono costituiti di luce ordinaria ( luce le cui vibrazioni si compiono in tutte le direzioni normali alla linea di propagazione del raggio luminoso) ma di luce polarizzata cioé le vibrazioni si compiono in un unico piano sempre normale al raggio luminoso. Cosi riprendendo il nostro romboedro di spato di Islanda, messo con la diagonale minore verticale, le vibrazioni del raggio straordinario si compiranno parallele alla diagonale corta mentre quelle del raggio ordinario saranno parallele alla diagonale lunga. Per quanto riguarda gli indici di rifrazione si ha che w (indice rifrazione raggio ordinario) per la calcite é costante e vale 1,659 mentre e (indice rifrazione raggio straordinario) é variabile tra un minimo e un massimo. w>e minerale otticamente negativo 10

11 w<e minerale otticamente positivo Fatto molto importante e che i valori di w ed e coincidono quando la direzione dei due raggi é parallela a quello dell asse singolare di simmetria, si ha cioè nei minerali del gruppo dimetrico (esagonale, trigonale, tetragonale) che tale direzione é coincidente con l asse senario ternario o quaternario. Tale direzione dicasi asse ottico e i cristalli dimetrici otticamente uniassici. Nei cristalli del gruppo trimetrico (sistemi rombico, monoclino e triclino) i due raggi vibrano ancora in piani perpendicolari tra loro ma a differenza di prima i raggi sono entrambi straordinari e quindi gli indici di rifrazione sono variabili all interno del cristallo ossia rispetto ai 3 assi cristallografici del solido. In questo caso si definiscono 3 indici di rifrazioni principali fra loro perpendicolari : alfa< beta< gamma coincidenti o no con gli assi cristallografici. In questo caso ci sono due direzioni lungo le quali i due raggi rifratti si propagano con stesse velocita, per cui si parla di minerali otticamente biassici. Indicatrice ottica nei cristalli biassici con due sezioni circolari e due assi ottici L angolo tra i due assi é detto: 2V ed é sempre acuto. Le direzioni di vibrazione principali sono X,Y,Z. Per convenzione quando Z é la bisettrice acuta si ha il minerale otticamente positivo, mentre se X la bisettrice acuta si ha il minerale otticamente negativo. In tutti i minerali birifrangenti la differenza tra i due indici di rifrazione viene definita valore della birifrazione ed il minerale dicasi: fortemente birifrangente o debolmente birifrangente. Cosi per i minerali uniassici é fortemente birifrangente la calcite ( w e = 1,659-1,487 = 0,172) e debolmente birifrangente il quarzo (e w = 1,553-1,544 = 0,009). Dei minerali biassici invece é fortemente birifrangente l aragonite (gamma alfa = 0,156) e debolmente l ortoclasio (gamma alfa = 0,007). Il ciclo delle rocce. Pur essendoci in natura molti minerali quelli che comunemente si ritrovano piu frequentemente nelle rocce non sono molti. Le rocce ignee o magmatiche sono dette primarie in quanto sono le uniche che derivano dal magma, ovvero da un fuso silicatico e non da altre rocce, per cui si perde la memoria della struttura precedente. Se il magma consolida in profondità si parla di rocce intrusive (granito, sienite, diorite gabbro). Se il magma giunge in superficie si parla di lava e di rocce vulcaniche (riolite, trachite, andesite, basalto). rocce giacitura - grani minerali riolite trachite andesite basalto effusive lava < 0,1 mm porfirite dolerite filoniane dicco 0,1-2 mm granito sienite diorite gabbro intrusive batolite > 2 mm < indice di colore o percentuale minerali scuri plagioclasio < plagioclasio > feldspato alcalino feldspato alcalino 11

12 Con minerali scuri > 90% si hanno le peridotiti (intrusive) e picriti (vulcaniche). Trachiti e sieniti sono rocce sature mentre nel caso di rocce soprassature (con piu quarzo) meno frequenti, si ha al loro posto dacite e granodiorite. In natura tanti graniti e pochi gabbri ovvero poche rioliti e tanti basalti. Significa che un magma viscoso con abbastanza silice (Si02) non risale é da vita ai graniti mentre un magma con poca silice, risale facilmente essendo meno viscoso e quindi fluido dà vita ad una effusione basaltica. Le rocce metamorfiche sono al termine del ciclo per il materiale roccioso. roccia originaria: calcare calcare-marnoso arenaria basalto argilla granito indice temp C clorite 300 marmo argilloscisto quarzite biotite calcescisto scisto verde fillade granato 500 marmo micascisto granito staurolite anfibolite cianite 600 gneiss gneiss sillimanite 700 granulite migmatite Tipicamente scistose sono: i calcescisti (calcite minerale più abbondante), micascisti (miche abbondanti più quarzo, feldspato, eventualmente granato, cianite, ecc), prasiniti (rocce derivate da basalti ovvero é uno scisto verde con associazione di albite- epidoto-clorite- attinolite), serpentinoscisti (rocce derivate da peridotiti con minerali del gruppo del serpentino e clorite e magnetite), anfiboliti (derivano da basalti con associazione orneblenda plagioclasi). Le rocce dette gneiss presentanoo una tessitura a bande sottile alternata di minerali chiari (quarzo e feldspato) e scuri (miche). Prima di subire l' anatessi (parziale fusione) a causa della profondità' a cui sono portate e trasformarsi in magma le rocce devono subire un metamorfismo regionale di grado crescente (aumento temperatura con comparsa di minerali- indice). Il passaggio tra metamorfismo e anatessi (parziale fusione di uno gneiss e formazione di una roccia detta migmatite che contiene del materiale granitico e la struttura originaria gneissica) é data dal passaggio della muscovite in feldspato : muscovite + quarzo = feldspato + sillimanite + acqua Il primo passo per formare una roccia sedimentaria terrigena o clastica e' la disgregazione della roccia madre (ignea, sedimentaria, metamorfica). Le forze fisiche di disgregazione possono essere: ghiaccio, vento, moto ondoso, velocità' di un torrente, variazioni di temperature, rilascio di pressione con aumento di volume a causa dell'erosione di strati di roccia sovrastanti. A questi si aggiungono dei fattori biologici dato che licheni e vermi scavatori possono contribuire a rompere le rocce. Tali forze aumentano le superfici dei minerali che costituiscono le rocce, ed accelerano il processo di alterazione della roccia stessa. Tra i processi di alterazione chimica ricordiamo qui: la solubilita' della calcite, l'idrolisi dei silicati (tipica reazione: feldspato potassico + acqua acidula = caolinite). Una volta disgregati i frammenti vengono trasportati: dalla gravita', dall'acqua, dalle correnti di densita', dal ghiaccio, dal vento. Dopo il trasporto, qualora la gravita' supera la forza tangenziale agente di trasporto, si ha la sedimentazione. In seguito con la litificazione dei sedimenti di 12

13 ghiaia, sabbia, silt e argilla si hanno le rocce clastiche come: conglomerato, arenaria con clasti tra 2 mm e 1/16 mm (che viene definita anche arcosa se ricca in feldspati oppure grovocca se ricca in minerali argillosi nella matrice e tipica nelle sequenze del flysh), siltite con grani tra 1/16 e 1/256 mm ed infine pelite. Per le rocce di precipitazione chimica come le evaporiti (gesso e sale) cosi' come per certi calcari biochimici, le fasi di trasporto e sedimentazione non si verificano. Questi calcari si ritrovano come antiche barriere coralline a sviluppo verticale (atolli attuali secondo il principio dell attualismo) dovute a madrepore costruttrici che nelle serie geologiche sono state definite ''bioerma'', per distinguerle dagli accumuli di resti di molluschi e alghe calcaree a prevalente sviluppo orizzontale (scogliere di piattaforma) chiamate ''biostroma''. La precipitazione di calcite puo essere diretta (tufo calcareo, travertino) ma anche avvenire dopo lo scioglimento di parti scheletriche dei resti di organismi (vedi micropaleontologia) dando origine a rocce biochimiche (radiolariti, diatomiti, selci stratificate, calcari biochimici come il chalk). Particolari rocce biochimiche sono il ferro delle paludi formato da batteri e le fosforiti costituite da fosfato di calcio ed intercalate a calcari come le selci stratificate quarzose. Infine si hanno le rocce miste che derivano da un miscuglio tra calcare e argilla (calcari marnosi, marne, marne calcaree), o calcare e sabbie (calcareniti), o infine tra calcare e limo (micriti con grani tra 1/16 a 1/256 mm). Dopo il deposito si ha la litificazione del sedimento (congiuntamente alla formazione delle catene montuose) o diagenesi che avviene tramite diversi processi: per riduzione di porosita' a causa del costipamento dei sedimenti, cementazione dei frammenti, autigenesi (formazione in posto di nuovi minerali come l'illite e glauconite), ricristallizazione, soluzione intrastrato (stiloliti) e infine per metasomatosi (scambio di ioni). Al passaggio tra litogenesi sedimentaria e il metamorfismo il valore della porosita' della roccia (volume dei vuoti nella roccia) si riduce notevolmente e non si parla piu' di pelite ma di argillite fissile, con la trasformazione dell'illite in muscovite. Nel ciclo delle rocce intervengono: la litosfera (minerali, rocce), la idrosfera (mare, acque interne, fiumi e nevi perenni), l atmosfera (clima e fenomeni meteorologici) e biosfera (vegetazione e fauna soprattutto micro-organismi). Depositi e ambienti sedimentari. Questi si dividono per lo più in continentali e marini: - Acque continentali: nei fiumi principalmente depositi clastici di sabbie e argille (le prime nei periodi di piena mentre le seconde nei periodi di calma). Nella zona della piana alluvionale si hanno depositi chiamati alluvioni. Con il termine facies a molassa fluviolacustre si considerano depositi non marini del tardo Miocene costituiti da depositi terrigeni di sabbie, conglomerati, marne lacustri, argille, ligniti e tufiti (molto cedevoli su cui é difficile eseguire scavi). Nelle zone desertiche si hanno depositi chimici (laghi soprattutto). -Acque marine: depositi clastici non lontano dalla costa ovvero ghiaie (conglomerati) e sabbie (arenarie) o ancora depositi biochimici per resti calcarei (le maggior delle rocce calcaree attuali). L'ambiente di deposizione dei calcari puo'essere di 3 tipi: litorale di spiaggia (deposizione di cemento carbonatico detto sparite, ooliti, sabbie scheletriche), di scogliera (bancate di fanghi lagunari e accumuli di sabbie di scogliera, scheletri e ooliti) e piattaforma. L'ambiente di piattaforma continentale puo' essere a sua volta di diversi tipi. La piattaforma continentale legata alla variazione di marea o a mari epicontinentali poco profondi presenta calcari detti grainstone e mudstone in cui si sono sviluppati i maggiori condotti carsici. La zona profonda, presenta carbonati pelagici (rocce biochimiche) a grana fine con noduli e presenza di ossidi di manganese e fosfati o noduli di selce. Depositi clastici profondi sono quelli torbiditici. Infatti frane sottomarine lungo la scarpata continentale formano torbide che poi sedimentano in acque profonde. 13

14 Sequenza di Bouma verticale completa tipica della zona centrale di una torbidite. Nelle parti piu' prossimali (di mare meno profondo) si hanno silicoclasti piu sabbiosi e grossolani mentre in quelle piu' distali si hanno depositi piu'fini, in altre parole nelle serie geologiche attuali per tali condizioni non si ha la sequenza completa. Con il termine di torbidite carbonatica s'intende una torbidite o ''flysh'' con matrice carbonatica invece che argillosa. - pendio: depositi eterogenei al piede. - vento: costituiti da sabbie e silt. Durante le fasi interglaciali del Quaternario, i materiali fini come il silt sono stati messi di nuovo in movimento dal vento e deposti come collinette allungate.tale materiale giallastro-rossastro si trova con spessori di diversi metri, talvolta stratificato, a cui e' stato dato il nome di ''loess''. Le intercalazioni rossastre rappresentano le fasi interglaciali piu' calde. - ghiaccio: il ritiro del ghiaccio forma depositi definiti morenici che sono eterogenei. - vulcani: esplosioni acide formano in seguito depositi piroclastici sciolti come i blocchi (grani > 64 mm), i lapilli (64 mm-2mm), le ceneri (2mm-62 micron ) e le ceneri fini (< 62 micron). I lapilli, le ceneri e le pomici cementate formano le rocce piroclastiche chiamate tufi mentre generalmente alle ceneri fini di ambiente lacustre si da' il nome di tufiti. Il tempo geologico e le rocce sedimentarie. Il tempo geologico é un importante concetto dato che la Terra ha piu di 4 miliardi di anni secondo la letteratura scientifica attuale, ma comunque le rocce piu frequenti incontrate, per scopi ingegneristici hanno tra milioni di anni (Miocene-Cambriano Inferiore). Queste rocce hanno subito piu o meno varie deformazioni e sono state esposte in superficie per fenomeni di erosione. Di conseguenza le forme del rilievo attuale hanno pochi milioni di anni, mentre le forme antiche del paesaggio sono state distrutte. Le rocce sedimentarie presentano livelli ben definiti detti strati. Lo strato definisce l'unita' stratigrafica elementare e il corpo sedimentario elementare. La stratificazione può presentarsi: piana (paleomorfologia pianeggiante), ondulata (crescita di biocostruttori di scogliera carbonatica come coralli, briozoi), inclinata (depositi di fronte deltizia), incrociata (depositi di spiaggia e dune eoliche). La disposizione geometrica di dimensioni uguali o inferiori allo strato definiscono le strutture sedimentarie. Sono tipiche strutture trattive : - current bedding : lamine derivate da correnti unidirezionali (stratificazione incrociata per migrazione e sovrapposizione di ripples o dune ); - dune bedding: strutture a festoni derivate per erosione e successivo riempimento di canali; 14

15 - grading bedding : strutture gradate per decantazione (gradazione con materiale piu grosso alla base e piu' fine in alto, tipico delle arenarie torbiditiche). Altre strutture: - thin bedding : stratificazione sottile; - massive bedding: stratificazione a bancate; - cyclic bedding: stratificazione ciclica di carbone-arenaria-argillite-calcare. Anche le torbiditi (flysh) presentano un cycling bedding ad arenarie grosse-fini-peliti o calcari-marne-argilliti. Arenaria a stratificazione incrociata a sinistra (current bedding). Alternanza di strati di arenaria e argillite a destra (flysh nummulitico - cycling bedding). Foto M.Gidon. Con il termine tessitura si riferisce alla disposizione dei grani e alle loro relazioni reciproche. La tessitura a impacchettamento cubico dei granuli presenta una porosità' (volume dei vuoti tra i granuli) del 46% mentre quella romboedrica una porosità' del 26%. La prima fornisce il miglior acquifero (tanti vuoti tra i grani) mentre la seconda una buona roccia di fondazione (pochi vuoti tra i grani). Le rocce sedimentarie affioranti oggi non sono in relazione con l ambiente attuale. Quindi si possono trovare paleosuoli tropicali in zone non tropicali o calcari organogeni di barriera corallina alle nostre latitudini. Il più paradossale caso è il Monte Everest costituito da sedimenti di mare profondo esistente 300 milioni di anni fa. Era Periodo Quaternaria Cenozoica Neogene 15 Epoca Olocene Pleistocene Pliocene Miocene Milioni di anni fa 0,01 1,64 3,4 6,7

16 Paleogene Mesozoica Cretaceo Giurassico Triassico Paleozoica Permiano Carbonifero Devoniano Siluriano Ordoviciano Cambriano Precambriana Oligocene Eocene Paleocene Superiore Inferiore Malm Dogger Lias Superiore Medio Inferiore Superiore Medio Inferiore Pennsilvaniano Mississipiano Superiore Medio Inferiore Superiore Inferiore Superiore Medio Inferiore Superiore Medio Inferiore 29,3 38,6 60, I tipici ambienti del passato sono rintracciabili nei : - carboni: nell attuale vegetazione terrestre le angiosperme e le gimnosperme rappresentano una frazione molto più numerosa delle pteridofite (felci, equiseti, licopodi). Durante il Carbonifero invece le pteridofite erano le piante più abbondanti. Esse hanno dato il maggior contributo alla formazione del carbone in un ambiente paludoso; - flysh: serie sedimentaria diffusa nelle regioni alpine (cosi chiamata dai minatori svizzeri) che comprende una successione torbiditica (a prevalente composizione calcarea di periodo Giurassico-Cretaceo) che si ripete ciclicamente e si sviluppa verticalmente anche per centinaia di metri, con microfossili che denotano dei sedimenti originari marini profondi o meglio depositi trascinati da correnti di torbida formatesi per smottamenti sottomarini a causa di terremoti lungo il talus continentale. Negli appennini il flysh é a prevalente composizione arenaceo marnosa di eta terziaria; - scisti di Posidonia: sono di colore scuro a causa della presenza di pirite e bitume e sono depositi sedimentari originari di mare poco profondo. Il Posidonia bromni del Lias é il fossile guida di questi sedimenti ed é un piccolo bivalve; - calcari di scogliera del Dachstein: tali calcari costituiscono le Alpi calcaree meridionali (Dolomiti) e studi sui microfossili hanno evidenziato: spugne e alghe calcaree ovvero i costruttori delle attuali barriere coralline in acque poco profonde. La potenza di tali calcari del Lias nelle Api austriache può essere solo spiegata con un abbassamento del fondo marino; 16

17 - i calcari di Niobrara: la parte centrale del continente nordamericano, era un tempo ricoperto da sterminate praterie che sono state trasformate in terreni agrari. Queste praterie si formarono per la prima volta nel Terziario e nel sottosuolo si rinvengono sottili strati terziari continentali. Tuttavia nel Cretaceo larga parte di queste pianure era ricoperta da mare. Tra i depositi più tipici di questo mare epicontinentale sono i calcari di Niobrara, che sono calcari di origine litoranea; - la molassa di Oeningen: tipici sedimenti non marini del tardo Miocene formati da una successione di sabbie consolidate, conglomerati, marne lacustri, tufi (ceneri vulcaniche più o meno consolidate) e tufiti ( tufi alterati e sedimentati sott acqua). Ricostruendo l ambiente del tempo si ha un paesaggio lacustre e fluviale con numerosi stagni e paludi; - ambra Terziaria: l ambra é un essudato resinoso di un pino fossile che si trova sotto forma di noduli o gocce soprattutto nei terreni oligocenici e particolarmente nelle sabbie glauconitiche che formano i depositi detti terre blu sulle coste baltiche. Gli ambienti ricostruiti tramite l ambra mostrano dei boschi a pinete miste in clima caldo; - laghi di asfalto del Quaternario: a causa del basso peso specifico metano e petrolio tendono a salire in superficie, cosi per alterazione dovuta agli agenti atmosferici si formò dal petrolio un laghetto di asfalto a Rancho La Brea vicino a Los Angeles fin dal pleistocene; - loess: tale deposito del tardo pleistocene tipico dell'europa centrale, é un fine materiale sabbioso tra il giallo e il grigio chiaro, poroso, non stratificato, che fu trasportato dal vento a partire da enormi aree di inondazione e da morene e depositato alle pendici dei rilievi collinari allora privi di boschi. Tali depositi sono ricchi in fossili e permettono di definire che: nell era primaria o paleozoica compaiono i crostacei, i pesci, gli anfibi mentre nel regno vegetale le conifere; nell era secondaria compaiono i primi mammiferi e uccelli, mentre tra le piante le angiosperme; nella terziaria la terra va raggiungendo l attuale configurazione con le attuali zone climatiche. Nel quaternario infine si ha una intensa glaciazione. I fossili guida comprendono principalmente i gruppi di organismi che presentano un evoluzione rapida in un certo periodo geologico e che risultano nello stesso tempo comuni e ampiamente diffusi. I più importanti sono: i trilobiti (Cambriano-Siluriano), i graptoliti (Ordoviciano - Siluriano), le ammoniti (DevonianoCarbonifero e Trias- Cretaceo), le belemniti (Giurassico - Cretaceo), i foraminiferi (Fusulinidi del Permo Carbonifero; Globontrucana e Orbitoline del Cretaceo, Nummuliti del Terziario), nannofossili calcarei (Terziario), echinodermi ( Paleozoico e Terziario), rettili (Mesozoico), mammiferi (Terziario, Pleistocene). Micropaleontologia. Ha come oggetto lo studio di singoli fossili o parti di fossili di dimensioni molto piccole, spesso inferiori a 1-2 mm per i microfossili, e inferiori a 50 µm per i nannofossili, e richiede nella maggior parte dei casi l uso del microscopio ottico o elettronico. Rappresenta una branca della paleontologia, ma costituisce ormai una disciplina autonoma per il suo ampio campo d'analisi, le tecniche specialistiche e i numerosi aspetti applicativi delle ricerche micropaleontologiche. Proprio per le loro piccole dimensioni, i microfossili possono essere molto abbondanti nelle rocce sedimentarie ed essere quindi più utili dei macrofossili nelle interpretazioni biostratigrafiche e paleoambientali. Lo studio, tassonomicamente, riguarda fossili molto differenti, con morfologia, distribuzione stratigrafica, e cicli vitali diversi: - Procarioti: organismi unicellulari privi di un nucleo differenziato (alghe azzurre e cianobatteri). - Protisti: organismi unicellulari con nucleo differenziato, ovvero animali (Protozoi) o vegetali (Protofiti). Tra i protozoi troviamo i foraminiferi, con guscio agglutinato o formato da carbonato di calcio, strutturato in elementi successivi detti camere, ed i radiolari (nel disegno sotto una spugna) con guscio in silice amorfa, entrambi diffusi nei sedimenti marini attuali, ottimi indicatori biostratigrafici (fossili guida ovvero vissuti in un breve tempo in ampie zone) e paleoambientali (fossili di facies ovvero fossili che hanno vissuto per un lunghissimo periodo in ambienti ristretti). I foraminiferi possono essere planctonici e bentonici: i primi vivono a varie profondità lungo la colonna d acqua trasportati dalle correnti e sono comparsi nel Giurassico medio (Globuligerina) e si svilupparono nel Cretaceo (Globotruncana) nonché dal Paleocene ad oggi (Globigerina), Miocene ad oggi (Orbulina) ed infine dal Pliocene ad oggi (Globorotalia). I secondi vivono 17

18 sul fondo in funzione della granulometria del sedimento, temperatura, salinità acque, ecc. I macroforaminiferi bentonici a guscio calcareo perforato molto importanti si svilupparono nel Cretaceo Sup. (Orbitoides) e nell Eocene (Nummuliti) mentre macroforaminiferi bentonici a guscio imperforato si hanno nell Eocene (Alveoline). Macrobentonici a guscio agglutinato arenaceo si svilupparono nel Cretaceo (Orbitolina), ed infine foraminiferi bentonici a guscio calcareo microgranulare che popolavano mari bassi si hanno nel Carbonifero Sup. (Fusuline) e Carbonifero Sup. Permiano Inf. (Triticites). Tra i protofiti sono importanti i nannofossili calcarei, alghe unicellulari di dimensioni piccolissime. La cellula è ricoperta da piastrine circolari calcaree (coccoliti), classificate in base alla loro morfologia, che permettono accurate suddivisioni biostratigrafiche. Le diatomee sono alghe unicellulari con guscio siliceo, spesso con forme geometricamente regolari, diffuse in acque marine, salmastre e dolci. Sia i nannofossili che le diatomee sono organismi fotosintetici e fanno parte del primo anello della catena alimentare. - Metazoi: animali costituiti da più cellule e da tessuti differenziati. Sono rappresentati da briozoi, organismi marini coloniali, con scheletro calcareo, con forme molto diversificate in relazione a profondità, correnti, tipo di fondale e da ostracodi piccoli artropodi, (100 µm-3mm), diffusi in acque marine, salmastre e dolci, con esoscheletro mineralizzato (carapace) costituito da due valve. Gli Pteropodi sono Gasteropodi con conchiglia aragonitica, adattati alla vita planctonica. Il ciclo del carbonio. Questo é legato al ciclo delle rocce, all alterazione e deposizione della calcite e alla formazione dei combustibili fossili. L anidride carbonica presente nell atmosfera si solubilizza nell acqua piovana a pressione atmosferica con formazione dell acido carbonico, prima definito acqua acidula: CO2 + H2O H2CO3 L'acido carbonico si dissocia in ioni solvatati idrogeno e bicarbonato: H2CO3 + H2O H3O+ + HCO3Una piccola quantità di HCO3- subisce una seconda dissociazione per formare uno ione idrogeno e uno ione carbonato:hco3- + H2O H3O+ + CO3-Gli ioni idrogeno e bicarbonato, che derivano dalla dissociazione dell'acido carbonico, alterano i carbonati (calcite) e i minerali silicatici (tipico l ortoclasio). CaCO3 + H3O+ + HCO3- Ca HCO3- + H2O 2 KAlSi3O8 + H3O+ + HCO3- Al2Si2O5 (OH)4 + 4 SiO2 + 2 K+ + CO3-feldspato potassico caolinite Gli ioni calcio e bicarbonato (formati dalla dissoluzione dei carbonati), gli ioni potassio e la silice (prodotti dall'alterazione dei silicati) diventano parte del carico disciolto nelle acque superficiali e possono muoversi verso l'oceano. La precipitazione (o sedimentazione) del carbonato di calcio avviene soprattutto negli oceani ed è dovuta alla combinazione di ioni calcio e bicarbonato liberati durante i processi di alterazione: 18

19 Ca HCO3- CaCO3 + H2O + CO2 Il calcio precipita circa con la stessa velocità con la quale viene portato dai fiumi negli oceani: perciò la sua concentrazione in soluzione negli oceani non cambia. La deposizione del carbonato di calcio può essere diretta (deposizione chimica dei carbonati) oppure mediata da organismi (deposizione biochimica dei carbonati). Con il passare dei millenni i sedimenti calcarei vengono trasportati ai margini dei continenti dove scorrono al di sotto delle masse continentali, sprofondando all'interno della crosta terrestre. I sedimenti, mano a mano che scendono in profondità, sono soggetti a condizioni di temperatura e pressione crescenti (metamorfismo) e il carbonato reagisce con la silice per riformare rocce silicatiche : CaCO3 (calcite) + SiO2 CaSiO3 (wollastonite) + CO2. Infine la CO2 ritorna nell atmosfera liberata dalle eruzioni vulcaniche. Oltre a questo ciclo il carbonio ne ha un altro parallelo: la fotosintesi fissa il carbonio nelle piante e accumula energia solare sotto forma di carboidrati; i processi di respirazione e decomposizione invece dissipano l energia. Una piccola quantità di materia organica però si deposita in ambiente privo di ossigeno e viene sepolta sotto i sedimenti; questi impediscono la restituzione di tutta l energia accumulata. Nel corso dei tempi geologici questa biomassa é sottoposta ad un ciclo molto lungo che a seconda del tempo e durata, ha prodotto i combustibili fossili: carbonio, petrolio, kerogene. La formazione del carbone, per la maggior parte, é iniziata in vaste paludi primordiali, dove la parziale decomposizione di alberi e altre piante morte ha prodotto spessi letti di sostanza organica concentrata, protetta dall'ossidazione, dall'acqua e dal rapido seppellimento. Il materiale si è trasformato dapprima in torba, una massa scura e porosa di sostanza organica in cui è ancora possibile riconoscere le varie parti delle piante. Con il procedere del seppellimento e del ciclo di reazioni chimiche, la torba si è trasformata in lignite, un materiale molto tenero. Un seppellimento profondo e prolungato e temperature elevate hanno provocato la trasformazione della lignite in carbone bituminoso e in condizioni più spinte, in antracite e litantrace. Nelle reazioni chimiche responsabili di queste trasformazioni vengono liberati composti gassosi contenenti carbonio, idrogeno, ossigeno, ma contemporaneamente il carbone si arricchisce indirettamente in carbonio. Datazione con il carbonio. I fossili non offrono datazioni assolute ma ne permettono una datazione relativa ovvero ci diranno se lo strato é dell Eocene o Miocene ma non ci dicono quanti milioni di anni sono passati. Le datazioni assolute si eseguono con elementi radioattivi come i due isotopi dell Uranio con peso atomico 238 e 235. Quelli medianti i radioisotopi si sono sviluppati in seguito é tipico é quello del potassio argo. La vita media del potassio radioattivo (40K) é utile per datare sequenze cronologiche del Terziario, in cui il metodo dell Uranio non permette sottili distinzioni. I materiali di partenza sono la biotite, la glauconite, la muscovite, l orneblenda, minerali che si comportano tra loro in maniera diversa rigurado alla perdita di argo alle alte temperature, per cui si utilizza quando l evento geologico non é associato a un aumento di temperatura (in caso contrario si può determinare solo il più recente evento geologico). Il più preciso é il metodo del radiocarbonio che utilizza 14 C con vita media di 5730 anni, per cui questo metodo di datazione é applicabile sono negli ultimi anni e quindi utilizzato molto in Archeologia. Elemento progenitore Tempo di dimezzamento (in anni) Elemento figlio Carbonio Azoto-14 Uranio milioni Piombo-207 Potassio milioni Argon-40 Uranio milioni Piombo-206 Torio milioni Piombo-208 Ovvero se la quantità di 14 C é 100% al tempo zero (co) dopo 5730 anni la quantità di 14 C e azoto-14 sarà uguale e pari al 50%. La formula si scive : t = - τ ln (co / c) ; infatti τ = 5730 / ln 2, ed essendo co /c = 100 /50 = 2 si ricava t = τ = 5730 anni. 19

20 Giacitura delle rocce ignee e metamorfiche. Le rocce vulcaniche basaltiche spesso si ritrovano in bancate a costituire dei plateaux mentre le masse granitiche si ritrovano in grandi ammassi definiti batoliti (che affiorano dopo una lunga erosione). Altre rocce a grana mineralogica intermedia tra le vulcaniche e plutoniche sono definite ipoabissali. Queste formano laccoliti come colline cupuliformi, oppure se riempiono fessure sono definite filoniane e formano sill (filoni paralleli agli strati sedimentari) e dicchi (se tagliano gli strati). Mega-sill prendono il nome di lopoliti e' sono per lo piu' di natura gabbrica-dioritica. Con pegmatiti si designano filoni con grossi cristalli e minerali come apatite, cordierite, tormalina e muscovite. Per rapidissimo raffreddamento si hanno sostanze non cristalline con gli atomi distribuiti in maniera disordinata come: vetro vulcanico, pomici, scorie e ossidiana. Le pomici sono di colore chiaro e molto bollose a causa della degassazione mentre le scorie sono povere di bolle. Il nome porfido infine è stato assegnato a rocce paleovulcaniche (quello detto ''quarzifero'' e' una riolite mentre quello chiamato ''verde antico'' e' in pratica una andesite). Le lave viscose che non riescono a liberare i gas possono dar vita a protusioni solide come cupole di ingorgo (neck) o cupole di vario tipo (piramide, obelisco, ecc.) Le rocce metamorfiche si dispongono in genere in fasce strette e allungate (tipici sono i greenstones belts precambriani costituiti da scisti verdi, gneiss, anfiboliti che si ritrovano su penepiani ovvero su zone pianeggianti spianate dall erosione). In alcuni casi si é potuto stabilire il diverso grado metamorfico di ogni fascia in rocce paleozoiche tramite minerali- indice come nelle Highlands scozzesi (serie di Barrow: clorite biotite granato staurolite cianite sillimanite, definita serie di alta pressione) o nelle Sierra Andalusa (serie di Buchan: biotite andalusite cordierite sillimanite, detta serie di bassa pressione). La fascia a più alto grado metamorfico con presenza di sillimanite si trova a contatto con graniti a giustificare quanto detto a proposito del ciclo delle rocce. Per definire i possibili tipi di metamorfismo termico (azione prevalente della temperatura), di profondità (azione prevalente della pressione), o regionale (azione concomitante della pressione e temperatura come nelle fasce allungate metamorfiche legate alla formazione delle catene montuose) si può riferirsi alle facies metamorfiche ovvero a determinati campi termodinamici di formazione delle rocce metamorfiche indipendentemente dal chimismo originario. Al di sopra di 5 km si sviluppa il metamorfismo di contatto causato dalla vicinanza di un plutone igneo in via di raffreddamento. Per profondità' maggiori di 20 Km e basse temperature invece si ha un metamorfismo detto di profondita' e le rocce corrispondenti vengono definite ''scisti blu'' per la presenza di minerali verde-blu di alta pressione come il glaucofane. I scisti blu si trovano associate con altre rocce metamorfiche dal verde al rosso spesso variamente screziato con struttura granulare da grossa a fine molto dure, dette eclogiti ofiolitiche ed hanno una associazione mineralogica a pirosseno sodico-granato. Altre eclogiti sono quelle chiamate eclogiti comuni e si ritrovano nelle zone cratoniche (zone a tavolati-penepiani senza alcuna attivita' sismica su cui affiorano rocce precambriane) ed hanno un minerale raro in natura la coesite (polimorfo di alta P e T del quarzo) 20

21 Nel metamorfismo si hanno reazioni tra minerali che ne formano di nuovi (es: quarzo + dolomite = pirosseno) o reazioni tra minerali per apporti di fluidi esterni tipici del metasomatismo (es: pirosseno + CO 2 = dolomite + quarzo) o infine cambiamenti di forma per polimorfismo (andalusite = cianite = sillimanite). Le reazioni che si sviluppano per aumento della temperatura sono generalmente in senso progrado con perdita di acqua cristallina (es: argilla = andalusite + quarzo + H 2O). Invece con il termine retrometamorfismo (tipica reazione: albite + epidoto = plagioclasio) si indica che le reazioni possono avvenire anche nel senso inverso o retrogrado, ed un caso tipico e' rappresentato nelle rocce alpine (derivate da peridotiti) massicce di colore verde chiamate ''prasiniti''. In queste rocce, associati ai minerali tipici della facies eclogitica (pirosseno sodico, granato), ci sono anche minerali della facies scisti verdi (actinoto, albite ed epidoto). Altre forme di retrometamorfismo si ritrovano in basamenti cristallini (metamorfiti con rocce granitoidi di eta' paleozoica o più antica). Facies Metamorfiche (Eskola) km Zeolite Hornfels 20 Green Amphibolite Schist Blue 30 Schist Eclogite 700 C Granulite Minerali epizonali o di bassa pressione e bassa temperatura (actinoto, clorite, muscovite, epidoto) sono tipici della facies scisti verdi; minerali mesozonali o di media pressione e media temperatura (orneblenda, cianite, staurolite) sono tipici della facies anfibolitica; minerali catazonali di alta pressione e alta temperatura (sillimanite, plagioclasio e pirosseno calcico) sono tipici della facies granulitica. In natura si hanno anche minerali indice di alta pressione e bassa temperatura come lawsonite, glaucofane e giadeite che definiscono la facies a scisti blu. L associazione pirosseno sodico-granato é nella facies eclocitica di elevata pressione e con un range di temperatura ampio; nella facies eclogitica per elevate temperatura si ha la coesite (al di sotto della facies granulitica). Minerali infine come wollastonite, diopside, vesuvianite ovvero silicati contenenti calcio sono tipici della facies hornfels ( hornfels calcosilicatici derivati per cottura di calcari con un plutone in via di raffreddamento). Il termine inglese hornfels in Italia é stato tradotto cornubianiti. Durante il metamorfismo regionale possono crearsi delle superfici parallele tra loro oppure allineamenti di minerali allungati. Nel primo caso si parla di clivaggio, scistosita e foliazione mentre nel secondo di lineazione. Con il termine slaty cleavage o clivaggio ardesiaco s'intende l' isorientazione di minerali tabulari (clorite, sericite, muscovite) che provoca la sfaldatura in lastre sottili della roccia. Tale clivaggio e' anche detto ''continuo'' da distinguerlo da uno meno penetrativo detto ''spaziato'' per materiale piu' fragile. Lo slaty 21

22 cleavage si sviluppa in genere per grani minerali < 0,5 mm e basso grado (temperatura) metamorfico. Per aumento del grado metamorfico con conseguente aumento della grana mineralogica tra 1 a 10 mm si sviluppa l' iso-orientazione delle miche (ad es. nelle rocce dette ''filladi'' di colore argenteo lucente) o degli anfiboli aciculari (es. negli scisti verdi) ovvero si forma la scistosita'. Quando i minerali diventano superiori a 2 mm e presentano bande alternate di minerali chiari e scuri, si parla di foliazione gneissica ed e' tipica nelle rocce chiamate: gneiss. Gli augen gneiss detti anche occhiadini (ovvero con grossi cristalli chiari a forma di occhio) si possono formare anche per metamorfismo detto ''cataclastico'' legato a zone di taglio lungo faglie regionali. Rocce tipiche di elevato metamorfismo cataclastico sono chiamate ''miloniti'' e si presentano completamente ricristallizate a grana fine di colore nerastro. Clivaggio spaziato in una calcare antico Clivaggio ardesiaco penetrativo in un argilloscisto Scistosita in un scisto Gneiss a bande (foliazione) con forme a boudinage (salsiccia) per taglio duttile. Dicco bianco granitoide. La lineazione infine può' essere mineralogica (stiramento o allineamento minerali aciculari) o per intersezione tra stratificazione sedimentaria e clivaggio-scistosita o ancora per micropiegamento. Diversi tipi di lineazioni 22

23 Alterazione per grado metamorfico molto basso. In genere avviene in presenza d acqua a molto bassa temperatura e pressione. Tale fenomeno è evidenziato da colori verde o giallo e le principali alterazioni sono: - cloritizzazione: minerali mafici come biotite che si trasformano in debole clorite; - serpentinizzazione: trasformzione dell olivina (peridotiti) in serpentino (serpentiniti); - caolinizzazione: alterazione di feldspati in caolinite; - sericitizzazione: alterazione di feldspati in sericite (simile muscovite); - limonitizzazione: minerali di ferro che si trasformano in limonite. I nuovi minerali sono piu idratati e deboli e quindi la roccia alterata è piu debole della roccia madre non alterata. L acqua può essere: pioggia che si infiltra in profondità o idrotermale calda che risale (zone vulcaniche). Il metasomatismo invece involve scambi di sostanze con l ambiente circostante, con la roccia che rimane allo stato solido. Cosi durante la diagenesi la calcite puo trasformarsi in dolomite per apporti di magnesio (acque magnesiache) e trasformare i calcari in dolomie, oppure i pirosseni calcici si trasformano in dolomite per apporto di anidride carbonica. Gli skarn sono le piu tipiche rocce metasomatiche ricche in silicati di calcio e magnesio con depositi di minerali utili di solfuri di rame, formatisi al contatto tra graniti e calcari puri. Tra gabbri e peridotiti in via di serpentinizzazione, si formano le rondingiti metasomatiche ricche in calcite. Strutture petrografiche. Indica la relazione tra i grani minerali ma molti petrografi parlano indistintamente di struttura e tessitura mentre altri parlano di struttura per indicare la tessitura e viceversa. Qui parliamo di struttura mineralogica o microtessitura e nelle rocce ignee dipende dalle dimensione dei grani e dal grado di cristallinità e si parla di: struttura granulare (euedrale o idiomorfo con cristalli ben formati, anedrale o allotromorfio con cristalli senza una forma propria), struttura vetrosa, struttura porfirica (grossi cristalli detti fenocristalli in una massa vetrosa tipica delle lave). Nelle rocce metamorfiche si parla di struttura scistosa (isorientazione di anfiboli e miche), foliata (detta anche gneissica), ardesiaca (tipiche delle ardesie che si rompono in lastre), saccaroide (microtessitura a mosaico) tipica dei marmi, cataclastica (costituiti da grani fratturati), milonitica (oltre ad essere i grani frammentati sono disposti anche su bande parallele). Le strutture sedimentarie invece come visto fanno riferimento alle disposizioni geometriche a scala dell affioramento e permettono di risalire all ambiente di formazione. Strutture tettoniche. Dopo importanti fenomeni legati alla formazione delle catene montuose, che abbiano dislocato gli strati delle rocce sedimentarie (che costituiscono la maggior parte degli affioramenti superficiali), perché' si depongano nuovi strati secondo il ciclo delle rocce si deve avere una erosione e quindi una sedimentazione. Questo porta ad una discordanza stratigrafica ovvero ad una lacuna in termini di '' tempo geologico''. La sovrapposizione di strati quasi orizzontali, che iniziano con un conglomerato detto basale, su quelli sottostanti inclinati definiscono una discordanza detta angolare. Per strati sopra e sotto paralleli si parla di discordanza semplice ed e' imputabile: - assenza di sedimentazione (rilevabile tramite contenuto in fossili); - breve emersione ed erosione, quindi nuova trasgressione marina (mare ricopre la terraferma precedente) con ripresa della sedimentazione. Una lacuna nella sedimentazione e' possibile rilevarla anche tramite paleosuoli. In particolare i ''siderolitici'' sono antiche terre rosse su calcari, che attualmente si ritrovano intercalati nelle serie geologiche come piccole tasche di concentrazione di ossidi di ferro. 23

24 Siccar Point- Strati verticali del Siluriano ribaltati e disposti verticalmente (orogenesi Caledoniana), quindi l erosione di tale catena ha permesso in seguito la sedimentazione con deposizione al di sopra, in discordanza angolare, di strati del Carbonifero. Oltre alla discordanza semplice ed angolare si ha anche una non-conformità costituita da una serie sedimentaria indisturbata che taglia rocce ignee e metamorfiche. Il ciclo orogenetico e' una suddivisione superiore del ciclo sedimentario, dato che puo' contenere piu' cicli sedimentari e la presenza di una discordanza. Cosi' il bacino di Parigi presenta numerose trasgressioni e regressioni marine, ma appartiene a un solo ciclo orogenetico, quello alpino, dato che esiste una sola discordanza che separa i sottostanti terreni paleozoici. Negli ultimi 570 milioni di anni, si sono avute tre orogenesi o formazioni di catene montuose a livello planetario: caledoniana (420 milioni di anni fa di cui fanno parte Appalacchi USA, Isole Svalbard, Inghilterra centro-settentrionale, Alpi scandinave), ercinica (280 milioni di anni fa di cui fanno parte i Monti della Cornovaglia,Vosgi, Selva Nera, Urali, Sierra Morena, Massiccio Boemo), alpina (30 milioni di anni fa, cui fanno parte le Alpi, Carpazi, Zagros, Himalaya). Le date fanno riferimento alle deformazioni principali (ovvero alle dislocazioni e ribaltamenti subiti a grande scala), mentre evidentemente i sedimenti originari (prima che fossero divenute rocce deformate), possono essere più antichi delle date citate ed è per questo che si parla di ciclo orogenetico. Dopo, la verifica di minerali e rocce presenti in sito, aiutandosi con concetto che il terreno giovane si depone sul vecchio (principio di sovrapposizione stratigrafica), bisogna quindi verificare le strutture geologiche che definiscono i paesaggi collinari e montagnosi come le pieghe e le faglie. Pieghe. Con il termine anticlinale (opposto di sinclinale) si intendono strati piegati con strati antichi al nucleo. Nel caso piu' semplice ovvero di piega diritta, una anticlinale e' un antiforme (opposto di sinforme) ovvero presenta la curvatura in alto. Qualora la piega e' coricata (il piano assiale e' quasi orizzontale) si hanno gli strati piu' antichi nel nucleo di una sinforme. Sinclinale e sinforme 24

25 La terminologia di una piega prevede: fianchi, cerniera (unisce i punti di massima curvatura sullo stesso strato) piano assiale (superficie immaginaria che contiene tutte le linee di cerniera). In funzione della piu o meno inclinazione del piano assiale si parla di: piega diritta (symmetrical), inclinata (overfold), rovesciata (recumbent fold) coricata; una particolare piega coricata e la falda di ricoprimento (nappe) costituita da una piega coricata più una faglia inversa che provoca un grande movimento dislocativo degli strati. Le pieghe possono essere anche classificate dall angolo tra i fianchi o dalla curvatura. Infine le pieghe fatte dagli strati piegati possono essere classificate in: pieghe cilindriche parallele (concentriche, kink), pieghe cilindriche simili. In una piega cilindrica la superficie piegata può essere tracciata da una linea che si muove nello spazio parallelamente a se stessa. Le pieghe concentriche e kink mantengono lo spessore degli strati, mentre nelle simili gli spessori sono maggiori in cerniera e si ripetono all infinito. I livelli competenti formano pieghe in genere concentriche con formazione di un clivaggio di frattura. Gli interposti livelli incompetenti (ad esempio argilliti fissili) si piegano invece disarmonicamente andando a strizzarsi nel nucleo. La forma delle pieghe minori disarmoniche, associate ad un piegamento a grande scala, permette di evidenziare la posizione del piano assiale principale. Se queste presentano una forma a Z il piano assiale principale resta al di sotto ovvero se la forma e' S il piano assiale e' al di sopra. Per zone su crinali, questo vuol dire che il piano assiale e' in aria come nell'esempio della piega sinforme. Qualora e' presente la piega nel suo insieme e si rilevano delle pieghe minori a forma di M, vuol dire che ci troviamo nel nucleo ed e' quindi possibile valutare l'inclinazione del piano assiale. Generalmente la scistosità e foliazione sono parallele al piano assiale delle pieghe. 25

26 Esempi di foliazione: andando da sinistra verso destra: allineamento minerali argillosi; per allungamento di minerali originariamente tondi; soluzioni che rimuovono il materiale in direzione di minima resistenza; crescita di cristalli in direzione di minima resistenza. Le faglie. Una compressione provoca le pieghe o anche faglie dette inverse (reverse fault). Al contrario, una distensione di ampie parti della crosta provoca delle faglie dette normali (normal fault). Ambedue presentano un movimento principalmente verticale mentre quando questo è nullo ed il movimento è solo orizzontale si ha la faglia trascorrente (San Andreas). Parlando di una faglia si deve considerare: la giacitura del piano di faglia e lo spostamento o rigetto. La giacitura é definita dalla: direzione (angolo calcolato tra la linea di direzione e il nord in senso orario) immersione (definendo il piano di faglia dove immerge: est, ovest, sud, nord ), inclinazione (angolo tra il piano di faglia e l orizzontale). Si può anche considerare secondo il metodo tedesco solo due angoli: angolo di strike = angolo formato tra il nord e la direzione dell immersione che é perpendicolare alla precedente direzione (si calcola in senso antiorario), e l angolo di dip = angolo di inclinazione dell immersione. Le faglie creano zone di fratturazione e quindi zone deboli e meno stabili nell ammasso roccioso (roccia + fessure), di conseguenza la capacita portante di fondazioni o la stabilita di un versante o ancora l integrità 26

27 della calotta (tetto) di una galleria sono inferiori rispetto alla roccia sana compatta. Vecchie faglie non più attive, ovvero che non provocano più movimenti, formano le scarpate e linee di faglia. Una ''scarpata di linea di faglia'' e' il prodotto dell'erosione differenziale sui due lati, quindi c' e' bisogno di un forte contrasto di erodibilità delle rocce separate dalla faglia (esempio: calcari con argilliti). Una famiglia di faglie subverticali mostra faccette triangolari inverse come nella foto seguente. Foto R. Malaroda- Neotettonica e glacialismo. Una famiglia di faglie dirette inclinate forma invece montagne a blocchi, ovvero horst o pilastri tettonici e graben dette anche fosse tettoniche. Quando le faglie si incurvano in profondita a causa del materiale piu duttile (aumento di temperatura) si parla di faglie listriche. 27

28 Alcune volte non e' facile sapere il movimento relativo come e' avvenuto, ed allora si ricercano sul piano di faglia: le strie di frizione (slinkensides o striations) e la direzione delle asperità formate da calcite secondaria di riempimento di fessure formatesi per il movimento. strie di frizione A sinistra microstrutture legate a piani di faglia: sty= giunti stilotitici; ft = fessure di tensione spesso riempite da calcite; cf = couchon'' di faglia ovvero curvatura degli strati a contatto con la faglia. Nel piano di faglia F sono disegnate le strie definite sopra, mentre fp = faglia potenziale. A destra il campo termodinamico delle rocce formatesi per movimenti di faglie (metamorfismo dinamico): milonite metamorfica, cataclasite ovvero non ancora tutta modificata ma coesiva, breccia di frizione superficiale granulare. Legate alle faglie spesso ci sono le brecce di frizione (ingl. breccia gouge, ovvero del materiale eterogeneo granulometricamente (da ghiaia ad argilla) che denotano il piano di faglia e tale zona puo avere uno spessore da 1 a 100 m, con sede di circolazione d acqua. Con fault drag ingl. o couchon in franc. si parla di 28