Geologia Applicata e Idrogeologia - Appunti corso

ROCCE PIROCLASTICHE

Sono una categoria di rocce sedimentarie del tutto particolare, facendo parte dei prodotti dell'attività vulcanica. Sono rocce effusive e si formano talora per deposizione talora per diagenesi (solidificazione a terra) dei "materiali di lancio" emessi nel corso delle fasi esplosive dell'attività di un vulcano.

Tali materiali sono blocchi e frammenti (lapilli), brandelli di materiale magmatico divenuti bollosi (scorie) o finemente porosi (pomici). Possono essere anche materiali dei tre tipi, finemente suddivisi (ceneri).

La pomice è un frammento piroclastico vetroso che si forma per la vescicolazione del magma in presenza di gas durante un'eruzione esplosiva. Per questo motivo le pomici mostrano una vistosa bollosità testimonianza della componente volatile del magma e questo le rende molto leggere, per cui tale materiale galleggia nell'acqua.

Si possono avere così depositi di materiali piroclastici sciolti:

possiamo distinguere diverse tipologie di depositi vulcanici. Gli ammassi di blocchi e scorie sono costituiti da frammenti di roccia solidificata espulsi durante l'eruzione. Questi frammenti possono variare in dimensione e forma. Gli strati di pomici sono composti da rocce leggere e porose, formate da lava esplosa che si raffredda rapidamente nell'aria. Le pomici sono spesso utilizzate come materiale da costruzione leggero. Le sabbie vulcaniche, conosciute anche come pozzolane, sono costituite da frammenti di roccia vulcanica di dimensioni variabili. Questi depositi possono essere utilizzati come materiale da costruzione o come abrasivi. Le ignimbriti sono rocce formate da flussi piroclastici, cioè da nubi ardenti composte da gas e frammenti di roccia vulcanica. Questi flussi possono essere estremamente pericolosi e distruttivi. La breccia piroclastica è costituita da blocchi di roccia di dimensioni inferiori a 64 mm. Questi blocchi sono spesso angolari e possono essere cementati insieme da una matrice di cenere vulcanica. Il tufo a lapilli è composto da lapilli di dimensioni comprese tra 64 mm e 2 mm. Questi lapilli possono essere di forma sferica o angolare e sono spesso cementati insieme da una matrice di cenere vulcanica. Il tufo cineritico è costituito da ceneri vulcaniche di dimensioni inferiori a 2 mm. Queste ceneri possono essere trasportate dal vento per lunghe distanze e possono accumularsi in strati sottili. La breccia tufacea è situata al centro del triangolo e rappresenta una combinazione di breccia piroclastica, tufo a lapilli e tufo cineritico. Questo tipo di deposito può essere il risultato di un'eruzione mista, in cui sono presenti diverse dimensioni di frammenti vulcanici. Le eruzioni piroclastiche possono essere classificate come eruzioni sostenute o eruzioni ad impulsi, a seconda della potenza dell'esplosione. Le eruzioni sostenute sono caratterizzate da un flusso costante di materiale vulcanico, mentre le eruzioni ad impulsi sono caratterizzate da esplosioni intermittenti. La dispersione dei materiali vulcanici durante un'eruzione dipende dalla forza dell'esplosione. Le eruzioni più esplosive possono produrre nubi ardenti che si estendono per chilometri di distanza, mentre eruzioni meno esplosive possono produrre depositi più localizzati. In conclusione, i depositi vulcanici possono variare in dimensione e composizione a seconda del tipo di eruzione e della potenza dell'esplosione. Questi depositi possono essere utilizzati come materiale da costruzione o come indicatore dell'attività vulcanica passata.

I vulcani sono classificati in Hawaiiani, Stromboliani, Sub-Pliniani, Pliniani ed Ultra-Pliniani. Troviamo inoltre i vulcani Freatopliniani la cui eruzione è causata dall'ingresso di acqua nella camera magmatica che aumenta la pressione dei gas all'interno. Questi, però, dipendono dai materiali presenti nella camera magmatica: le rocce hawaiiane sono per lo più basiche e ultrabasiche con basalti le quali, interagendo con l'acqua, non causano una violenta esplosione. Le rocce presenti (ad esempio) in Italia, sono ricche di metalli che, a contatto con l'acqua, causano una forte esplosività.

I caratteri giaciturali delle rocce piroclastiche sono di tre diverse tipologie, in base a cosa la lava ha incontrato sul proprio percorso e alla conformazione del terreno circostante il vulcano: depositi di caduta in cui la lava scorre fino al raffreddamento, flussi piroclastici (Ercolano e Pompei)

nei processi metamorfici. Le rocce metamorfiche possono essere suddivise in diverse categorie in base alla loro composizione e alla modalità di formazione. Alcuni esempi di rocce metamorfiche sono il marmo, il gneiss, la serpentinite e la schisti verde. ROCCE SEDIMENTARIELe rocce sedimentarie si formano attraverso il processo di sedimentazione, in cui i materiali provenienti dall'erosione di rocce preesistenti vengono trasportati da agenti come l'acqua o il vento e depositati in strati. Nel corso del tempo, questi sedimenti si compattano e si solidificano, formando rocce sedimentarie. Alcuni esempi di rocce sedimentarie sono il calcare, l'arenaria e l'argilla. ROCCE IGNEELe rocce ignee si formano attraverso il processo di solidificazione del magma, che è una massa fusa di rocce e minerali presente all'interno della crosta terrestre. Quando il magma si raffredda e si solidifica, si formano rocce ignee. Queste rocce possono essere suddivise in due categorie principali: le rocce intrusive, che si formano all'interno della crosta terrestre, e le rocce effusive, che si formano sulla superficie terrestre durante eruzioni vulcaniche. Alcuni esempi di rocce ignee sono il granito, il basalto e la pumice. Le rocce sono una parte fondamentale della crosta terrestre e forniscono importanti informazioni sulla storia geologica del nostro pianeta. Lo studio delle rocce e dei processi che le hanno formate è essenziale per comprendere l'evoluzione della Terra nel corso dei millenni.dalla roccia. Si è giunti così al concetto di facies metamorfiche ognuna delle quali fornisce l'informazione geologica che permette di ricostruire i movimenti delle rocce in profondità. All'interno della Terra, fino ad una certa profondità, vi è un aumento di temperatura detto gradiente geotermico. La pressione litostatica in un punto situato all'interno della Terra, è la pressione verticale esercitata dal carico delle rocce soprastanti. Il metamorfismo è un fenomeno assimilabile alla diagenesi la quale, però, avviene a temperature e pressioni inferiori. I principali minerali delle rocce metamorfiche sono suddivisi in basso, medio ed alto grado. Tra essi ricordiamo il glaucofane, l'epidoto, i granati, la staurolite, l'andalusite, i cloriti ed il serpentino. Ponendo in un grafico sull'asse delle ascisse la temperatura e sull'asse delle ordinate la pressione, si vede che a bassa pressione e bassa temperatura si ha la facies degli scisti verdi, a bassa pressione e alta temperatura si ha la facies degli anfiboliti, a alta pressione e bassa temperatura si ha la facies degli scisti blu e a alta pressione e alta temperatura si ha la facies degli scisti eclogitici.

temperatura ci troviamo nel basso metamorfismo; man mano aumentando le due componenti (percorso progrado) si passa rispettivamente al medio ed infine altometamorfismo fino ad un determinato valore, detto picco di metamorfismo, oltre il quale le rocce non subiscono ulteriori cambiamenti. Diminuendo pressione e temperatura (percorso retrogrado), torneremo dall'alto, al medio fino al basso metamorfismo.

Ponendo in un altro grafico sulle ascisse la temperatura e sulle ordinate la pressione, notiamo che a basse pressioni e temperature troviamo le rocce sedimentarie; in una temperatura compresa fra i 300° e gli 800° abbiamo un metamorfismo di contatto; aumentando gradualmente la pressione (dai 5 ai 10kbar) e la temperatura (dai 100 ai 900°C) possiamo trovare le scisti blu (glaucofane), scisti verdi (serpentino), anfiboliti e granuliti (nella crosta inferiore); ad una pressione superiore ai 10 kbar e temperatura dai 100° ai 900° troviamo gli eclogiti (mantello costituito da

roccia metamorfica). Leanfiboliti e le scisti si trovano in corrispondenza delle catene montuose.

Nel metamorfismo si possono formare nuovi minerali, alcuni dei quali tipici delle rocce metamorfiche; all'interno di queste i cristalli mostrano particolari microstrutture: il suffisso 'blastico' sta appunto a significare un carattere acquisito per trasformazioni metamorfiche. Le principali microstrutture sono la granoblastica, la nematoblastica (filladi) e la porfiroblastica (scisto).

Esempio di trasformazione metamorfica a causa dell'aumento di pressione è quella dell'argilla che diventa argillite, fillade, scisto ed infine gneiss.

La serpentinizzazione è un processo metamorfico di bassa temperatura in presenza di fluidi idrotermali del vulcanismo di dorsale oceanica che tende a trasformare gli originari minerali anidri (pirosseno e olivina) delle rocce magmatiche basiche della crosta oceanica (basalto,

gabbro e peridotite) in mineraliidrati. Fra questi si formano soprattutto i minerali del gruppo dei fillosilicati del serpentino (antigorite,lizardite e crisotilo), per processi d’idratazione. Le nuove rocce prendono quindi il nome diserpentinitiche spesso si presentano sotto forma di amianto.Si possono distinguere vari tipi di metamorfismo in base alla causa della frantumazione/fusione dellaroccia.

Metamorfismo di contatto.Quando un magma risale attraverso la crosta o si ferma all'interno di questa, provoca un forteaumento di temperatura nelle rocce. Intorno alla massa di magma incandescente le roccesubiscono modificazioni: si forma così un'aureola di contatto. I calcari ad esempio vengonotrasformati in marmi. E' questo l'esempio di filladi e scissi.

Metamorfismo dinamico.Si osserva in corrispondenza delle grandi faglie e nelle zone di orogenesi. Lungo la superficiedi contatto tra le due masse, le rocce vengono sgretolate e di può

tag html. Ecco come potrebbe apparire il testo formattato:

Arrivare a vere e proprie fusioni di parte del materiale per il calore liberato dal fortissimo attrito. Il metamorfismo più importante che ne deriva è il metamorfismo regionale. Un esempio è l'ardesia.

Ultrametamorfismo. Un ulteriore aumento di pressione e di temperatura può portare alla fusione di una parte del materiale di una roccia già di alto metamorfismo.

Metamorfismo di impatto. Per dimostrare che una depressione circolare è stata creata da un impatto di un meteorite, si devono trovare minerali di neoformazione di alta pressione (legata all'impatto) fra cui la fase cristallina della silice stishovite. La pressione a cui la stishovite si forma è di 80 Kbar la quale si forma ad almeno 242 km il che implica dire che rocce di tale tipologia si sono formate in ambiente non terrestre.

CICLO LITOGENETICO E PETROGENESI. Il ciclo litogenetico è un processo di trasformazione che porta le rocce ad interagire tra loro attraverso

cicli petrogenetici per mezzo dei quali si producono sempre nuove rocce. La petrogenesi è quel processo secondo il quale, per mezzo di variazioni di pressione e temperatura, a causa degli agenti atmosferici e del trasporto delle rocce (trasporto gravitazionale, fluviale, eolico, glaciale e marino), le rocce interagiscono tra loro unendosi e trasformandosi in nuove rocce. Dai sedimenti, ad esempio, si passa alle rocce sedimentarie le quali, per mezzo di un aumento di pressione e temperatura, diventano rocce metamorfiche le quali, fornendo calore, passano a magma; il magma, espulso dal vulcano, si trasforma in roccia ignea (intrusiva o effusiva) che, con alterazioni meteoriche, torna ad essere sedimenti. Negli ambienti subaerei prevale l'erosione mentre negli ambienti marini prevale la sedimentazione. Quando il sedimento non è più a contatto con l'ambiente esterno, si ha la diagenesi in cui il materiale sitrasforma per via del fenomeno della cementazione: le rocce che si formano tengono conto dell'ambiente in cui si trovano (continentale, lacustre, alluvionale, glaciale, marino, fluviale etc) che comporteranno un differente fenomeno di sedimentazione e quindi si formeranno differenti rocce. METAMORFISMO DA ROCCE DI FAGLIA Le rocce sottoposte a forze si deformano accumulando energia fino a quando viene superato il punto di rottura della roccia (si passa da una deformazione elastica ad una plastica). Con la rottura (rottura per taglio), i due blocchi scivolano l'uno rispetto l'altro lungo il piano di faglia e l'energia accumulata con la deformazione viene rilasciata immediatamente sotto forma di calore, movimento dei due blocchi e liberazione di onde sismiche che si propagano dall'ipocentro (zona di rottura sulla faglia). Quando le onde sismiche raggiungono la superficie, si ha il terremoto. Le faglie sono di tipo trascorrente se si ha uno scorrimento laterale delle

masse rocciose