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peridotiti o la spilitizzazione dei basalti. Il metamorfismo è indotto dalle acque circolanti in fratture le quali, a

una certa distanza dalla dorsale, consentono la penetrazione in profondità dell’acqua marina che si riscalda

e risale in sorgenti termali: pertanto non è distribuito uniformemente, bensì localizzato lungo le fratture. Ne

sono interessati non solo i basalti ma anche, sollevati da processi tettonici, i sottostanti gabbri e le peridotiti.

Quest’ultime risultano serpentinizzate, per trasformazione dell’olivina in serpentino, mentre i basalti vengono

alterati in spiliti, rocce ricche di sodio, polvere in ferro e calcio e contenenti zeoliti, epidoti, clorite etc (tutti

minerali a basso grado metamorfico). Le temperature massime raggiunte sono i 400 °C, ma le pressioni non

superano 1kbar: le facies prevalenti sono quelle delle zeoliti, e in profondità delle scisti verdi (in alcuni punti

anche quella delle anfiboliti).

Il metamorfismo da contatto è provocato dal riscaldamento delle intrusioni magmatiche sulle rocce

incassanti. I gradienti termici sono molto elevati mentre la pressione bassa, in genere sotto i 3 kbar. Le

temperature dipendono molto dal tipo di magmi, essendo basse nei granitici e alte nei gabbrici. Le azioni

termiche producono, attorno alle intrusioni, zone nelle quali si manifestano i loro effetti, dette aureole, il cui

spessore aumenta al crescere totale della quantità di calore ceduta dal magma, a sua volta legata alla

temperatura e al volume dell’intrusione. Un altro fattore che influenza la dimensione dell’aureola è il

contenuto di acqua nei magmi. Le rocce derivate dal metamorfismo da contatto, per il modo stesso in cui si

sono formate, sono prive di scistosità. Le varietà scure a grana fine e a frattura scheggiosa sono dette

hornfels; in linea generale, per temperature crescenti, sono state riconosciute le seguenti facies:

- Facies delle cornubianiti (composte da mica, quarzo e feldspato) ad albite + epidoto;

- Facies delle cornubianiti ad orneblenda;

- Facies delle cornubianiti a cordierite + feldspato potassico;

il metamorfismo regionale (di carattere dinamico-termico) si sviluppa in aree molto estese, ed è associato

a zone di subduzione di placche litosferiche o alla formazione di catene oro geniche collisionali. Forma

cinture strette ma molto allungate (come ad esempio le Alpi o l’Himalaya) e sono fattori fondamentali sia la

temperatura che la pressione. Questo tipo di metamorfismo genera strutture orientate quali foliazioni e

lineazioni, indicatrici di ricristallizzazioni avvenute sotto sforzo. Con il crescere della profondità, in

determinate situazioni, si può passare ad associazioni di minerali anidri, venendo a mancare i gruppi ossidrili

-

(OH ) nei reticoli cristallini, dai quali si liberano le forti temperature.

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ROCCE SEDIMENTARIE

Le rocce sedimentarie hanno tre proprietà fondamentali: la composizione, la tessitura e la struttura.

Esistono quattro differenti gruppi nei quali questa tipologia di rocce viene suddivisa e sono le particellari

(epiclastiche o allochimiche), le biocostruite (secrete o fissate), le cristalline (precipitate o diagenetiche) e

come ultime le rocce di suolo (organiche o inorganiche).

Le rocce sedimentarie attraversano quattro fasi differenti:

a. Alterazione

b. Erosione

c. Sedimentazione

d. Diagenesi

ALTERAZIONE

Ci sono due differenti tipi di alterazione, una meccanica e uno chimica. L’alterazione meccanica è favorita nei

climi estremi (come ad esempio quelli desertici) mentre quella chimica è caratterizzata dalla presenza di

acqua (quindi negli ambienti tropicali, molto umidi e molto caldi).

Meccanica: questo tipo di alterazione è influenzata da tre distinti fattori, ossia la composizione mineralogica,

la grana e il tipo di tessitura. L’alterazione meccanica favorisce l’alterazione di tipo chimico perché si ha un

progressivo aumento della superficie esposta agli agenti che alterano la roccia (l’alterazione meccanica

frantuma e “spezzetta” la roccia in parti sempre più piccole e da ciò si ha l’aumento della superficie esposta

ad alterazione chimica).

Per quanto riguarda la composizione della roccia essa influisce sulla dilatazione termica, differente da

minerale a minerale e spesso, anche all’interno di uno stesso minerale, sono presenti direzioni di dilatazioni

differenti.

Il fatto che la grana influisca sull’andamento dell’alterazione meccanica è data dal fatto che maggiore è la

sua dimensione maggiore sarà la sua disgregazione. Solitamente quando trattiamo con campioni a grana

fine, quella grana è di tipo polimineralico.

Il tipo di tessitura è anch’esso un fattore per l’andamento dell’alterazione. Se la roccia è anisotropa e ha

un’orientazione perpendicolare al suolo, l’acqua percola tra i piani di sfaldatura più facilmente rispetto ad una

roccia anisotropa con i piani di sfaldatura paralleli al suolo. Ciò comporta una maggiore degradazione della

roccia.

La frammentazione delle rocce può essere causata inoltre dagli sbalzi termici, in quanto gli spazi vuoti

presenti tra un clasto e l’altro possono essere riempiti d’acqua (negli ambienti dove è presente acqua) e i

repentini sbalzi di temperatura possono far gelare l’acqua presente negli spazi, comportando un aumento di

volume. A lungo andare il continuo cambio di volume può dare origine a fratture; nei luoghi dove invece

l’acqua non è presente si ha un altro tipo di fenomeno, chiamato esfoliazione cipollare, il quale comporta il

disfacimento della roccia producendo strutture dai profili curvi e concentrici. La vaporizzazione è un altro

fenomeno, legato soprattutto agli ambienti marini, dove i sali cristallizzano per evaporazione dell’acqua

marina; questi sali, quando si formano, tendono a frammentare la roccia.

Chimica: questo tipo di alterazione trasforma i minerali e porta in soluzione gli ioni che poi finiscono nei mari

e negli oceani. I fattori che influiscono questa alterazione sono la temperatura, la quantità di acqua

disponibile e la copertura vegetale.

Esistono tre fondamentali processi:

a. Soluzione: l’acqua svolge un ruolo fondamentale in questo processo, ed un esempio è il carsismo,

dove avviene la reazione CaCO + CO + H O → Ca(HCO ) [partendo da carbonato di calcio,

3 2 2 3 2

anidride carbonica e acqua ottengo bicarbonato, facilmente solubile in acqua]

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b. Idratazione: un esempio di minerale facilmente idratato è la magnetite, la quale, una volta idratata

da origine alla goethite; l’idratazione in questo caso comporta una variazione cromatica

c. Idrolisi: interessa soprattutto i feldspati in ambienti tropicali; infatti l’idrolisi è legata all’azione

dell’acqua su questo gruppo di rocce.

Tra i prodotti di queste reazioni

possiamo trovare le argille (se i

feldspati non contengono impurità

l’argilla che ottengo è il caolino). Un

altro tipo di prodotto sono le lateriti,

ossia i suoli rossi dei climi tropicali.

EROSIONE

Gli agenti di trasporto più comuni sono l’acqua,

il vento e il ghiaccio.

Acqua: è l’agente più efficiente, e può trasportare sia sul fondo che in superficie a seconda della dimensione

della grana dei clasti (quelli più leggeri rimangono in sospensione mentre quelli più pesanti possono essere

trasportati sul fondale per trascinamento, per saltellamento o rotolamento).

Il diagramma di Hjulström permette di verificare, per via empirica, quelli che sono le velocità minime e le

dimensioni dei clasti per essere erosi, deposti o trasportati.

Le strutture sedimentarie trattive che si generano sul fondale più conosciute sono i ripples, e sono formate

da sabbie aventi diametro inferiore agli 0,6 mm altrimenti, se il diametro dei clasti è maggiore, queste

strutture non si generano. Quando i ripples sono presenti su delle rocce essi indicano il senso di movimento

della corrente: il lato lungo indica l’erosione mentre il lato corto la deposizione dei clasti precedentemente

erosi.

Vento: l’azione eolica è anche chiamata deflazione ed è simile a quella che è provocata dal moto ondoso.

Dalla deflazione hanno origine le dune, che hanno una sabbia con granulometria compresa tra gli 0,1 e gli 1

mm. Queste sabbie sono spostate dal vento in prossimità del suolo, circa 20 cm, ma nel caso si tratti di

sabbie decisamente fini esse possono rimanere in sospensione nell’aria ed essere trasportate a migliaia di

km di distanza dal luogo di prelevamento. La morfologia dei clasti trasportati per deflazione è spesso

spigolosa. Nelle zone settentrionali l’azione del freddo e del vento secco trasporta le particelle più fini

lasciando scoperte pavimentazioni e ciottoli molto grossolani.

Ghiaccio: l’azione del ghiaccio è molto più intensa rispetto alle altre due, e tende a creare solchi chiamati

morene (che possono di essere frontali o laterali). L’azione del ghiaccio non opera una selezione sui clasti,

infatti i materiali trasportati hanno dimensioni molto varie; nei depositi lacustri montani ad esempio, si può

notare che a volte è presente un’alternanza tra sedimenti chiari e sedimenti scuri. Questa differenziata

sedimentazione indica le differenti stagioni in cui si è depositato il materiale (autunno per il materiale scuro

mentre primavera per il materiale chiaro). 10

SEDIMENTAZIONE

Quando non c’è più energia data dalla corrente (d’aria o d’acqua) si ha sedimentazione che può essere

gravitativa o per decantazione. Nel primo caso si ha quando il materiale è relativamente grossolano mentre

la decantazione è caratteristica dei clasti fini. Tra le caratteristiche della sedimentazione troviamo la

variazione granulometrica dal basso verso l’alto, in quanto i sedimenti con peso specifico maggiore tendono

a depositare prima rispetto agli altri. Nel momento in cui ho sedimentazione senza corrente (una corrente

molto debole) i clasti tenderanno a depositare secondo variazione granulometrica ma la disposizione

spaziale di questi sarà casuale. Nel momento in cui oltre alla gravità si ha anche la velocità, seppur

moderata, della corrente, i clasti tenderanno a disporsi offrendo il minor attrito. Questo fenomeno è noto

come embriciatura.

È possibile inoltre che si presenti risedimentazione. Un esempio di risedimentazione sono le correnti di

torbida, ossia sospensioni in acqua marina/oceanica di detriti che scivolano lungo la scarpata, dotate di alta

velocità e densità maggiore rispetto all’ambiente circostante. Vengono messe in moto da scosse sismiche

che determinano il franamento del materiale accumulatosi presso il ciglio della scarpata dove da luogo a

pendii molto instabili. Terminano il loro corso ai piedi della scarpata, sul rialzo continentale e sulla piana

abissale. I sedimenti prossimi al rialzo continentale sono chiamati sequenze prossimali mentre le sequenze

distali, che sono le più fini, sono quelle più distanti dalla scarpata, ossia presenti nella piana abissale.

Una corrente di questa natura, innescata da un terremoto nel novembre 1929 è attribuita alla rottura dei cavi

telegrafici al largo dei Grandi Banchi di Terranova. I cavi, posti a distanza crescente dall’epicentro, si

spezzarono in tempi successivi consentendo di valutare la velocità della corrente, stimata sui 23 km/h. come

risultato delle correnti di torbida si ha quindi trasporto di enormi quantità di argilla, silt, sabbia e materiale

anche più grossolano alle grandi profondità marine. Questo tipo di detriti danno origine alle conoidi

sottomarine di mare profondo, di larghezza variabile da i 200 mt ai 2000 mt.

Le correnti di torbida rallentando la propria velocità, lasciano in breve tempo il loro carico, dando origine a

depositi detti torbiditi che contengono strati gradati e altri particolari strutture in una successione

denominata ciclo di Bouma.

Ciclo di Bouma: si intende una sequenza torbiditica ben definita terminante verso l’alto con un sedimento a

grana fine (pelitico), considerato di normale sedimentazione pelagica. L’interpretazione delle successioni

torbiditiche, che caratterizzano per esempio parecchie formazioni appenniniche, vengono definite flysch

(termine dialettale svizzero dell’800 che sta ad indicare sequenze torbiditiche sin orogeniche nelle quali è

possibile riconoscere le sequenze di Bouma). 11

DIAGENESI

È il processo che porta alla litificazione della roccia. Si hanno due differenti tipologie di diagenesi: per

compattazione (ossia espulsione di acqua da materiale avente diametro prossimo allo 0,625 mm) oppure per

cementazione (tra i clasti grossolani è presente del sedimento più fine chiamato matrice o fango, definito

come materiale sin sedimentario intraclasto). Solitamente quando mutano le condizioni ambientali (pressione

e temperatura) comincia la litificazione, ossia la trasformazione del sedimento incoerente in roccia.

I processi diagenetici sono:

Compattazione (espulsione di acqua)

Ricristallizzazione (formazione di nuovi minerali)

Soluzione (dissoluzione di minerali in acqua)

Cementazione

Autigenesi (formazione di nuove fasi minerali, ossia cambio di struttura)

Sostituzione

Bioturbazione (intervento da parte di organismi)

Questi processi diagenetici sono a loro volta influenzati da differenti fattori:

Composizione

Pressione di seppellimento

Temperatura

Composizione e natura dei fluidi nei pori

Dimensione delle particelle

Porosità e permeabilità del sedimento

Quantità di flusso nei fluidi 12

Rocce terrigene o silicoclastiche:

la diagenesi di queste rocce coinvolge l’espulsione di acqua più o meno velocemente (esistono infatti rocce

che presentano un’evoluzione diagenetica incompleta, talvolta senza notevole litificazione).

Litificazione di arenarie e peliti

Il tipo di litificazione che subisce un’arenaria dipende dalla sua

tessitura. I sedimenti grossolani con clasti arrotondati hanno una

porosità più alta dei sedimenti a grana fine perché i granuli non si

possono compattare. I granuli spigolosi di sedimenti fini al contrario si

possono compattare riducendo in questo modo la porosità.

Le areniti degli ambienti ad alta energia hanno porosità sul 30-40%,

spazio che può essere riempito da cemento. Le areniti poco mature

invece non hanno spazi intergranulari e risulta difficile distinguere la

matrice dai granuli; in questo caso la litificazione avviene soprattutto a

carico del fango argilloso che tende a ricristallizzare e ad assumere

una configurazione più stabile in conformità alla pressione di

seppellimento.

La matrice è sin sedimentaria, il cemento è diagenetico

Costipamento: al momento della deposizione il fango può contenere fino al 70-90% di acqua; il

costipamento è inizialmente provocato dalla pressione litostatica delle sequenze sovrastanti alla sequenza

legata al processo di litificazione.

A 500 mt di profondità il fango ha al suo interno solamente il 30% di acqua, e quando il sedimento

raggiunge la temperatura di 100 °C la pressione diventa inefficace ed il principale agente disidratante risulta

il calore; il questo modo viene tolto un altro 10-15% di acqua e questa fase può durare a lungo ed è

generalmente accompagnata da processi che tendono a modificare la struttura delle fasi argillose.

Le rocce terrigene si suddividono sulla base dei sedimenti in:

Dimensione Clasti Roccia

>2mm Ghiaie (gravels) Conglomerati (conglomerates)

2mm – 0,0625 mm Sabbie (sands) Arenarie (sandstones)

0,0625mm – 0,004mm Silt o limi Siltiti (siltstones)

<0,004mm Argille (clays) Argilliti (claystones)

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Le rocce clastiche litificate composte da frammenti di dimensioni superiori a 2mm presentati spigoli vivi,

prendono il nome di brecce (breccias).

La composizione mineralogica ci permette di definire se un’arenaria è quarzosa oppure litica (ricca di

frammenti di roccia) o feldspatica.

Un tipo di arenarie feldspatiche sono le arcose (arkoses) le quali contengono almeno il 20% di feldspati e

sono costituite da granuli angolari o sub angolari. Le grovacche (graywaches) sono arenarie grigio-verdi

ricche di frammenti di roccia con abbondante matrice fine e sono caratteristiche delle sequenze dei flysch.

Da quanto si è detto della degradazione meteorica si ricava che un’arenaria quarzosa è stata molto

elaborata dagli agenti di questo processo dato che si è avuto l’eliminazione quasi totale dei minerali più

facilmente degradabili. Un’arenaria feldspatica invece può indicare un rapido trasporto e seppellimento dei

granuli che la compongono in modo da essere sottratti agli agenti che li possono deteriorare.

Simili indicazioni possono essere fornite anche dalla presenza di matrice.

Tessitura: le rocce terrigene rappresentano il 90% delle rocce sedimentarie. Sono formate da clasti (di

dimensioni più o meno significative) e da materiale sin sedimentario quale la matrice; il colore dei sedimenti

può variare ed essere tendente al grigio-nero (indicando la presenza di abbondante materia organica; il

colore grigio nero ondica un ambiente riducente all’interfaccia acqua-sedimentario, ossia ossigeno

insufficiente a ossidare tutta la materia organica) oppure verde e rosso (indicando la presenza di pigmenti

ferrosi/ferrici; i pigmenti di ferro danno colori verde in ambiente riducente – ferro ferroso – e rosso/viola in

ambiente ossidante – ferro ferrico –).

La nomenclatura delle rocce terrigene è dato da sette diversi fattori:

1. Granulometria (misura delle dimensioni delle particelle)

2. Natura dei componenti*

3. Forma dei componenti (quattro forme fondamentali: tabulari o discoidali, equidimensionali, a lama, a

bastone)

4. Selezione dei componenti (omogeneità delle classi granulometriche)

5. Sfericità dei componenti (omogeneità della lunghezza degli assi principali; se il sedimento è stato

trasportato a lungo lontano dalla sorgente esso viene definito maturo)

6. Arrotondamento dei componenti (grado di spigolosità dei bordi dei granuli)

7. Strutture sedimentarie

*Punto 2: I principali componenti terrigeni delle rocce sedimentarie sono: quarzo (può derivare da qualsiasi

roccia), feldspati (derivano soprattutto da rocce ignee granitoidi), minerali argillosi (minerali del gruppo

dell’illite, montmorillonite e caolino), miche (muscovite, biotite e clorite), frammenti litici, frammenti di selce,

minerali pesanti (opachi, granato, apatite, anfiboli, pirosseni, zircone, tormalina, rutilo, spinelli, epidoti)

Ambienti di sedimentazione: Desertico

Subaereo Glaciale

Ambiente continentale Fluviale

Subacqueo Palustre

Deltizio

Ambienti di transizione Di estuario

Lagunare Infralitorale

Neritico Circalitorale

Ambienti marini Batiale 14

Abissale

Zona fotica: limite inferiore è regolato dalla penetrazione della luce e varia tra gli 80 mt e i 150 mt

Zona afotica: ricca di nitrati e fosfati legati alla decomposizione dei resti planctonici

Zona eufotica: zona di maggior rigoglio di organismi, profondità media < 40 mt

Zona interpidale: zona compresa tra la bassa e l’alta marea

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Rocce carbonatiche:

Sono rocce di origine clastica, chimica o biochimica.

Si formano generalmente all’interno di un bacino deposizionale (non subiscono praticamente alcun tipo di

trasporto) e sono dette intrabacinali.

La composizione delle due rocce principali sono:

- Calcari → calcite, aragonite

- Dolomie → dolomite

Le rocce carbonatiche ricoprono il 7% della superficie terrestre e più del 50% delle riserve di gas e petrolio

del mondo sono contenuti in rocce carbonatiche.

Per definizione le rocce carbonatiche sono costituite da almeno 50% di minerali carbonatici,

fondamentalmente da carbonati di calcio e magnesio

I carbonati sono suddivisi in tre gruppi cristallografici differenti:

i principali tre minerali sono l’aragonite, la calcite e la dolomite. La composizione della maggior parte dei

carbonati è compresa tra una calcite CaCO pura e una dolomite CaMg(CO ) pura; i sedimenti carbonatici si

3 3 2

possono formare attraverso processi biologici così come attraverso processi fisici (alterazione ed erosione)

ma il maggior controllo nella formazione di questi sedimenti è comunque di natura chimica.

La pressione parziale dell’anidride carbonica nell’acqua controlla la solubilità del carbonato: se la quantità di

CO nell’acqua diminuisce l’equilibrio è alterato e può presentarsi precipitazione.

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DESCRIZIONE APPUNTO

Appunti di Principi di geologia per l'esame del professor Zanchi. Gli argomenti trattati nel file sono: rocce magmatiche (nomenclatura, attività magmatica e i suoi prodotti, tipi di vulcani, tipi di depositi piroclastici), rocce sedimentarie (alterazione, erosione, sedimentazione, diagenesi, rocce terrigene, carbonatiche), rocce metamorfiche (caratteristiche, serie di Barrow, facies metamorfiche, tipi di metamorfismo). Il file contiene molte immagini


DETTAGLI
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze e tecnologie geologiche
SSD:
A.A.: 2015-2016

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher Gielle1404 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Principi di geologia e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Milano Bicocca - Unimib o del prof Zanchi Andrea.

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