Università degli Studi dell Insubria Facoltà di Scienze MMFFNN Dipartimento di Scienze Chimiche ed Ambientali Alessandro M. Michetti Franz Livio
categorie di rocce IGNEE SEDIMENTARIE METAMORFICHE GRANITI CLASTICHE MET. REGIONALE DIORITI GABBRI BIOGENE CHIMICHE di basso grado di grado medio di grado medio-alto MET. DI CONTATTO
Atmosfera GAS Il ciclo LITOGENETICO Rocce effusive sollevamento Metamorfismo di contatto sollevamento Metamorfismo di contatto sedimenti Compattazione e cementazione Rocce intrusive Intrusione e raffreddamento Magmi acidi Rocce intrusive fusione sollevamento Rocce metamorfiche Rocce sedimentarie Magmi basici Crosta Mantello
Le rocce Condizioni di formazione La classificazione di primo rango è di tipo genetico: Rocce ignee Plutoniche Vulcaniche Rocce metamorfiche Rocce sedimentarie
Differenze genetiche Rocce Ignee liquido Rocce Metamorfiche solido Rocce Sedimentarie Solido (+ liquido) solido Sottrazione calore Diminuzione T solido variazioni P,T, sforzi orientati solido Erosione Preci- Trasporto pita- Deposizione zione solidificazione (cristallizzazione etc) Processi tardo-magmatici Processi secondari Tessiture sequenziali Riequilibratura totale o parziale Processi secondari Tessiture cristalloblastiche Diagenesi Processi secondari Tessiture clastiche
Le rocce: distinzione sul terreno Rocce 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
Come riconoscere una roccia IGNEA Rocce ignee intrusive 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) Granito Gabbro
Come riconoscere una roccia IGNEA Rocce ignee effusive 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 riconoscibili STRUTTURA VETROSA (come nell OSSIDIANA) STRUTTURA POMICEA caratterizzata da pori e vacuoli andesite ossidiana
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
Come riconoscere una roccia METAMORFICA La struttura delle rocce metamorfiche è spesso FOLIATA, i cristalli sono disposti secondo piani o bande paralleli fra loro 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) 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) Fillade Gneiss
VULCANICHE GRANITI DIORITI GABBRI categorie di rocce SEDIMENTARIE CLASTICHE BIOGENE CHIMICHE METAMORFICHE MET. REGIONALE di basso grado di medio grado di alto grado MET. DI CONTATTO MET. DA CROLLO Atmosfera GAS Rocce effusive Il ciclo LITOGENETICO sollevamento Metamorfismo di contatto Rocce intrusive Intrusione e raffreddamento Magmi basici Magmi acidi sollevamento Metamorfismo di contatto Rocce intrusive sollevamento fusione Rocce metamorfiche sedimenti Compattazione e cementazione Rocce sedimentarie Crosta Mantello
Come riconoscere una roccia SEDIMENTARIA La roccia è formata da granuli ben visibili I granuli sono formati da minerali e frammenti di roccia I granuli sono formati da cristalli giustapposti I granuli sono costituiti da fossili La roccia è terrigena come il CONGLOMERATO La roccia è chimica come l ANIDRITE la roccia è Organogena Come il CALCARE Fossilifero
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
FORMAZIONE DI UNA ROCCIA SEDIMENTARIA 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.
I FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO Degradazione o alterazione di una roccia preesistente 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.
I FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO 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 FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO 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.
I FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO 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 Alterazione è il termine generale di tutti quei processi naturali che tendono a disintegrare una roccia compatta. Questa può essere di due tipi: meccanica e chimica. L'alterazione meccanica (chiamata anche disgregazione) è la rottura fisica della roccia in piccoli frammenti. In figura accanto uno schema del funzionamento del crioclastismo. In questo fenomeno assume grande importanza il ciclo gelo-disgelo più che le lunghe gelate, e pertanto le aree più esposte a questo fenomeno sono le zone montane delle medie e basse latitudini.
Alterazione Anche la crescita di minerali all'interno delle fratture chiamato aloclastismo altera le rocce sempre in relazione ad una crescita di volume e può assumere una importanza rilevante. Un esempio sono le rocce costiere fratturate dal sale trasportato dall'acqua di mare. Alterazione è il termine generale di tutti quei processi naturali che tendono a disintegrare una roccia compatta. Questa può essere di due tipi: meccanica e chimica. L'alterazione meccanica (chiamata anche disgregazione) è la rottura fisica della roccia in piccoli frammenti. 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. In questo fenomeno assume grande importanza il ciclo gelo-disgelo più che le lunghe gelate, e pertanto le aree più esposte a questo fenomeno sono le zone montane delle medie e basse latitudini.
Alterazione 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 decomposizione questa è una trasformazione chimica delle rocce con la formazione di nuovi minerali e di solito procede contemporaneamente all'alterazione meccanica che ha un'azione "preparatoria" per quella chimica.
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 di argillificazione. Un tipico processo di argillificazione si ha a carico del feldspato potassico (ortoclasio) che si trasforma in caolinite, un minerale tipico delle argille. 4K[AlSi 3 O 8 ] + 6H 2 O Al 4 [(OH) 8 Si 4 O 10 ] + 4KOH + 8SiO 2 ortoclasio 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 (CaSO 4 ) si trasforma in Gesso (CaSO 4 * 2H 2 O) - 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 (Fe 2+ ) in ferro ferrico (Fe 3+ ), 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, CaSO 4, CaSO 4 * 2H 2 O), altri, come il carbonato di Calcio (CaCO 3 ) vengono sciolti dall'acqua contenente CO 2. La CO 2 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. CaCO 3 + CO 2 + H 2 O CaCO 3 + H 2 CO 3 Ca(HCO 3 ) 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 già degradata, ma può avvenire, anche se con maggior difficoltà e lentezza anche su rocce non degradate.
II FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO Il trasporto del materiale detritico avviene per gravità (frane, colate, ecc.) o ad opera delle acque continentali (fiumi), delle correnti marine, dei ghiacciai, del vento. Il trasporto del materiale in soluzione avviene ad opera delle acque. 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.
IL TRASPORTO SEDIMENTARIO 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.
IL TRASPORTO SEDIMENTARIO PROCESSI TRATTIVI 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 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.
IL TRASPORTO SEDIMENTARIO 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).
III FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO La sedimentazione può essere meccanica, chimica, biochimica. La sedimentazione meccanica riguarda il materiale detritico e si differenzia 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 ). La sedimentazione chimica riguarda il materiale trasportato in soluzione per variazioni intervenute nel mezzo (aumento di temperatura, assenza di moto, ecc.).
III FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO 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.
IV 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. CaCO 3, SiO 2,Fe x O x
IV FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO Tu tti q u esti pro cessi d evo n o a vven ir e a : T < 150 20 0 o!!! (a ltr im en ti M eta m o r fism o )
Rocce clastiche Rocce sedimentarie più diffuse Rocce carbonatiche (origine biochimica) Rocce sedimentarie più diffuse dopo le silicoclastiche E le altre: Rocce evaporitiche Rocce silicee, ferrifere/manganesifere, fosfatiche Idrocarburi e carboni Rocce residuali Rocce Sedimentarie: Abbondanza
Rocce Clastiche Formate da frammenti (clasti) Terrigene (silicoslastiche): frammenti di rocce preesistenti Organogene: 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 Rocce silicoclastiche - costituenti 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)
frazione detritica Rocce silicoclastiche - maturità granuli (ossatura) minerali stabili quarzo, selce (silice colloidale) minerali relativamente meno stabili feldspati minerali accessori (< 1%) frammenti di roccia (frammenti litici) maturità mineralogica, relativa alle abbondanze relative dei granuli (quarzo, feldspati, litici) matrice minerali argillosi e frazione micacea fine caolinite, illite, smectiti (montmorillonite), cloriti maturità tessiturale, inversamente proporzionale alla percentuale di matrice
mm 256 64 4 2 1 1/2 1/4 1/8 1/16 1/256 Classificazione granulometrica di sedimenti e rocce sedimentarie boulders (blocchi) cobbles (ciottoli) pebbles (ciottoletti) granuli sabbia molto grossolana sabbia grossolana sabbia media sabbia fine sabbia molto fine silt (limo) argilla ghiaia sabbia fango ruditi areniti lutiti (peliti) conglomerato breccia arenaria argillite
Classificazione granulometrica di sedimenti e rocce sedimentarie
Descrizione dei clasti Dimensioni arrotondamento Forma Grado di arrotondamento Grado di sfericità sfericità sorting (classazione) Variazioni dimensionali dei granuli Ben classato: intervallo dimensionale ristretto Scarsamente classato: intervallo dimens. Ampio sorting (classazione)
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: CaCO 3 CaMg(CO 3 ) 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 Rocce organogene Particellari Biocostruite costituenti originari non saldati da organismi durante la deposizione componenti > 2mm < 10 % con fango calcareo sostenuti dalla matrice Granuli < 10% >10% senza fango sostenuti dai granuli componenti > 2mm > 10 % mudstonewackestone packstone grainstone floatstone sostenuti sostenuti dalla dai matrice granuli rudstone costituenti originari saldati da organismi durante la deposizione organismi organismi che costruiscono organismi incrostanti che costruiscono una strutture tipo griglia (stromatoliti) impalcatura rigida (coralli) bafflestone bindstone framestone costituenti originari non riconoscibili roccia costituita da un mosaico cristallino di calcite o dolomite Carbonati cristallini Classificazione di Embry e Kovan, 1971
Rocce carbonatiche
Particellari Clastiche!!! Rocce organogene 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 SiO 2 (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 fondo marino 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.
Rocce sedimentarie Ambiente deposizionale calcari neritici: si formano in acque basse (ambiente neritico) per l'attività di esseri viventi benthonici (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 più unicellulari che vivono in sospensione, trasportati passivamente dall'acqua), quali i foraminiferi (protozoi unicellulari). Uno schema dei possibili ambienti di deposizione (Scienze della Terra, Casati, Ed.clup).
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%
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 profondità (km) 1 2 3 4 5 6 7 8 gradiente termico ( C/100m 1 2 3 4 5 gas biogenico oil window gradienti geotermici naturali 65 C intervallo di T per generaz. di olio 150 C gas termico
Sedimentarie chimiche Si generano per precipitazione diretta di Sali CaCO 3 Calcari Oolitici (< 2mm) Pisoliti (> 2 mm) anche prodotti dall attività metabolica di alghe (Oncoliti) In acque tropicali precipitazione diretta di carbonato di calcio (whiting chiazze di acqua lattiginosa)
Sedimentarie chimiche In ambiente continentale: Travertini Nei pressi di sorgenti, di solito termali; la rapida perdita di di CO 2 da parte delle acque che vengono a giorno crea delle condizioni favorevoli alla deposizione del carbonato. Spesso si formano per incrostazione primaria biologica.
Sedimentarie chimiche 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
Sedimentarie chimiche 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.