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
GRANITI
CLASTICHE
DIORITI
BIOGENE
GABBRI
CHIMICHE
METAMORFICHE
MET. REGIONALE
di basso
grado
di grado
medio
di grado
medio-alto
MET. DI CONTATTO
Atmosfera
IlIl ciclo
ciclo LITOGENETICO
LITOGENETICO
GAS
Rocce
effusive
sollevamento
sollevamento
Metamorfismo
di contatto
Metamorfismo
di contatto
Rocce
intrusive
Rocce
intrusive
Intrusione
e raffreddamento
Magmi
acidi
fusione
sedimenti
Compattazione e cementazione
sollevamento
Rocce
sedimentarie
Rocce
metamorfiche
Crosta
Magmi
basici
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
Rocce
Rocce
Metamorfiche Sedimentarie
liquido
solido
Solido (+ liquido)
solido
solido
solido
Sottrazione calore
variazioni
Erosione
Diminuzione T
P,T, sforzi orientati Trasporto
Deposizione
solidificazione
Riequilibratura
(cristallizzazione etc) totale o parziale
Processi
tardo-magmatici
Processi secondari
Tessiture
sequenziali
Processi secondari
Tessiture
cristalloblastiche
Precipitazione
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 • Le differenti
solidificazione di un
modalità di
magma, che può
raffreddamento
avvenire al di sotto
portano alla
della superficie
formazioni di
terrestre (rocce
rocce con diverse
plutoniche o
strutture che
intrusive) o al di
permettono di
sopra (rocce
vulcaniche o effusive)
distinguerle
facilmente
Come
Come riconoscere
riconoscere una
una roccia
roccia IGNEA
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
Come riconoscere
riconoscere una
una roccia
roccia IGNEA
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
Come riconoscere
riconoscere una
una roccia
roccia METAMORFICA
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)
Fillade
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)
Gneiss
Atmosfera
IlIl ciclo
ciclo LITOGENETICO
LITOGENETICO
GAS
Rocce
effusive
sollevamento
Metamorfismo
di contatto
Rocce
intrusive
Intrusione
e raffreddamento
categorie di rocce
VULCANICHE
GRANITI
SEDIMENTARIE
CLASTICHE
DIORITI
BIOGENE
GABBRI
CHIMICHE
M ETAMORFICHE
MET. REGIONALE
di basso grado
di medio grado
di alto grado
MET. DI CONTATTO
MET. DA CROLLO
Magmi
basici
sollevamento
Metamorfismo
di contatto
Rocce
intrusive
Magmi
acidi
fusione
sedimenti
Compattazione e cementazione
sollevamento
Rocce
metamorfiche
Rocce
sedimentarie
Crosta
Mantello
Come
Come riconoscere
riconoscere una
una roccia
roccia SEDIMENTARIA
SEDIMENTARIA
La roccia è formata da
granuli ben visibili
I granuli sono
formati da minerali
e frammenti di roccia
La roccia è terrigena
come
il CONGLOMERATO
I granuli sono
formati da
cristalli
giustapposti
La roccia è chimica
come
l’ANIDRITE
I granuli sono
costituiti
da fossili
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.
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.
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 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[AlSi3O8] + 6H2O
ortoclasio
⇒ Al4[(OH)8Si4O10] + 4KOH + 8SiO2
caolinite
idrossido silice
Alterazione Chimica
Idratazione - Alcuni minerali sono in grado di legarsi con deboli legami polari
all'acqua, la quale viene incorporata come costituente in un nuovo reticolo
cristallino. Così l‘Anidrite (CaSO4) si trasforma in Gesso (CaSO4 * 2H2O)
-
L'idratazione porta naturalmente ad un aumento del volume dei minerali.
Alterazione Chimica
Ossidazione - L'ossigeno atmosferico è in grado di ossidare parecchi ioni
metallici. Ad esempio il ferro ferroso (Fe2+) in ferro ferrico (Fe3+), lo S 2- in S 4+ (o
S 6+).
L'ossidazione riveste particolare interesse proprio nel caso dello Zolfo e del Ferro,
trasformando sali insolubili come i solfuri di Ferro in composti solubili come i
solfati o parzialmente solubili come gli ossidi di ferro.
Alterazione Chimica
- Solubilizzazione - Alcuni minerali possono essere portati in soluzione dall'acqua
pura (NaCl, CaSO4, CaSO4 * 2H2O), altri, come il carbonato di Calcio (CaCO3)
vengono sciolti dall'acqua contenente CO2. La CO2 reagisce infatti con l'acqua per
dare acido carbonico, il quale, a sua volta reagisce con il carbonato di calcio per
dare bicarbonato di calcio, sale solubile in acqua. Quest'ultimo è un processo che
assume proporzioni impressionanti a carico di rocce interamente calcaree, dando
luogo al fenomeno del carsismo., dove corsi d'acqua sotterranei sono in grado di
scavarsi un letto tra le rocce formando caverne e grotte per chilometri.
CaCO3 + CO2 + H2O ⇒
CaCO3 + H2CO3
⇒
Ca(HCO3)2
Erosione
Una volta che la roccia è stata alterata i frammenti rocciosi possono
essere erosi o rimossi ad opera degli agenti geomorfologici.
Con tale termine si indicano tutti quegli agenti in grado di modificare
l'aspetto della superficie terrestre come il vento, le precipitazioni, i corsi
d'acqua, il moto ondoso e le correnti marine, i ghiacciai e la stessa
gravità.
Naturalmente l'erosione avviene più facilmente sulla roccia 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.
CaCO3 , SiO2 , FexOx
IV FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO
Tu tti q u esti pr o 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 Sedimentarie:
Abbondanza
•
•
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 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)
Rocce silicoclastiche - costituenti
• frazione detritica
– granuli (ossatura)
• minerali stabili
– quarzo, selce (silice colloidale)
• minerali relativamente meno stabili
– feldspati
• minerali accessori (< 1%)
• frammenti di roccia (frammenti litici)
– matrice
• minerali argillosi e frazione micacea fine
– caolinite, illite, smectiti, cloriti
• minerali formatisi in situ
– cemento
•
•
•
•
silicati (quarzo, selce, opale, feldspati, zeoliti)
carbonati (calcite, aragonite, dolomite, siderite)
ossidi di Fe (ematite, limonite)
solfati (anidrite, gesso, barite)
Rocce silicoclastiche - maturità
• frazione detritica
– granuli (ossatura)
• minerali stabili
– quarzo, selce (silice colloidale)
• minerali relativamente meno stabili
– feldspati
• minerali accessori (< 1%)
• frammenti di roccia (frammenti litici)
– matrice
• minerali argillosi e frazione micacea fine
– caolinite, illite, smectiti (montmorillonite), cloriti
maturità
mineralogica,
relativa alle
abbondanze relative
dei granuli (quarzo,
feldspati, litici)
maturità tessiturale,
inversamente
proporzionale alla
percentuale di matrice
Classificazione granulometrica
di sedimenti e rocce sedimentarie
mm
256
64
4
boulders (blocchi)
cobbles (ciottoli)
ghiaia
ruditi
conglomerato
breccia
sabbia
areniti
arenaria
fango
lutiti (peliti)
argillite
pebbles (ciottoletti)
granuli
2
sabbia molto grossolana
1
sabbia grossolana
1/2
sabbia media
1/4
sabbia fine
1/8
sabbia molto fine
1/16
silt (limo)
1/256
argilla
Classificazione granulometrica
di sedimenti e rocce sedimentarie
Descrizione dei clasti
Dimensioni
•
Forma
– Grado di arrotondamento
– Grado di sfericità
sfericità
•
arrotondamento
sorting (classazione)
•
sorting (classazione)
– Variazioni dimensionali
dei granuli
– Ben classato: intervallo
dimensionale ristretto
– Scarsamente classato:
intervallo dimens. Ampio
Porosità
•
Porosità
– Spazi VUOTI tra l'impalcatura di granuli
(clasti)
– Porosità totale = (volume totale – volume
solido) / volume totale x 100
•
Permeabilità
– Dipende dagli spazi VUOTI comunicanti tra
loro, dalle proprietà del fluido, dal gradiente
idrostatico nella roccia
– Porosità effettiva = volume pori
intercomunicanti / volume totale x 100
Principali
strutture
sedimentarie
Bioturbazioni
Rocce carbonatiche
• Essenzialmente monomineraliche
• Origine legata all'azione della biosfera
• Componenti
– Granuli
• Materiale organogeno: (frammenti di) esoscheletri e
endoscheletri
• ooliti: granuli subsferici (taglia 0.2-2 mm) a strati
concentrici
• Frammenti di rocce carbonatiche preesistenti
– Matrice
• Stessa natura dei granuli ma di dimensioni minori;
Riempie gli interstizi tra i granuli
– Cemento
• Cristalli spatici (Spatite) formatisi durante la
diagenesi
Rocce carbonatiche
Composizione chimica:
CaCO3
CaMg(CO3)2
Minerali più comuni:
Calcite
Aragonite
Dolomite
La dolomite, pur essendo presente in precipitati di tipo evaporitico (Rocce
sedimentarie chimiche), nelle rocce sedimentarie non evaporitiche è soprattutto
dovuta a processi diagenetici.
L’aragonite, anche se si forma come deposito primario, difficilmente si conserva in
rocce pre-quaternarie, in quanto tende ad esser sostituita dalla calcite (minerale
instabile che si genera in condizioni di alta pressione).
Composte principalmente da CALCITE e DOLOMITE
Rocce carbonatiche – Classificazione
tessiturale
Rocce organogene
Particellari
Biocostruite
costituenti originari saldati
da organismi
durante la deposizione
costituenti
originari
non
riconoscibili
organismi
organismi
che
organismi costruiscono
che
una
costruiscono incrostanti
strutture (stromatoliti) impalcatura
rigida
tipo griglia
(coralli)
roccia
costituita
da un
mosaico
cristallino
di calcite
o dolomite
mudstone wackestone packstone grainstone floatstone rudstone bafflestone bindstone framestone
Carbonati
cristallini
costituenti originari non saldati da organismi
durante la deposizione
componenti > 2mm
< 10 %
con fango calcareo
sostenuti
dalla matrice
Granuli
< 10%
>10%
componenti > 2mm
> 10 %
senza
fango
sostenuti
dai granuli
sostenuti sostenuti
dalla
dai
matrice granuli
Classificazione di
Embry e Kovan, 1971
Rocce carbonatiche
Rocce organogene
Particellari Æ Clastiche!!!
Derivate da accumulo meccanico di frammenti o di intere parti
minerali di organismi
Si accumulano parti dure costituite da Calcite ed Aragonite o Selce.
Biocostruite
Sono formate da un’impalcatura rigida data dalle parti calcaree di
determinati organismi, saldate le una alle altre.
Rocce Silicee
In genere sono caratterizzate da grana fine e sono compatte e dure.
Sono per lo più formate da SiO2 Æ (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
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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)
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I carboni fossili si dividono in:
Torba, C ≈ 60%
Lignite, C ≈ 70-75%
Litantrace, C ≈ 90%
Antracite, C ≈ 100%
Idrocarburi
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In alcuni sedimenti marini grandi quantità di
materia organica (fitoplancton, batteri) possono
rimanere intrappolati in sedimenti fini (argillosi)
Durante la diagenesi della argillite (roccia
madre) la materia organica può trasformarsi in
petrolio (liquido, gassoso, semisolido)
– A t≈50°c p=0.03 Gpa: si genera metano e la
sostanza organica si trasforma in kerogene
– T=50-100°c, p=0.03-0.15 Gpa: espulsione
acqua, generazione petrolio e gas
– T>200°c, p>0.15 Gpa: l’olio si trasforma in
gas
Il petrolio si sposta e migra in rocce porose e
permeabili (rocce serbatoio), accumulandosi
dove le condizioni stratigrafiche e/o tettoniche lo
consentano (trappole)
I giacimenti di petrolio si trovano in zone di
prolungato accumulo di sedimenti
gradiente termico (°C/100m
1
2
3
4
5
1
gas
biogenico
65°C
er
p
T
di olio
o
all . di
v
r
z
e
int nera
ge
2
profondità (km)
•
3
4
5
6
7
8
oil
window
0°
5
1
C
gas
termico
gradienti
geotermici
naturali
Sedimentarie chimiche
Si generano per precipitazione diretta di Sali
CaCO3 Æ Calcari Oolitici (< 2mm)
Æ Pisoliti (> 2 mm) anche prodotti dall’attività
metabolica di alghe (Oncoliti)
In
acque
tropicali
precipitazione diretta di
carbonato
di
calcio
(whiting Æ chiazze di
acqua lattiginosa)
Sedimentarie chimiche
In ambiente continentale: Travertini
Nei pressi di sorgenti, di solito termali; la rapida perdita di di CO2
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.
