Riassunto della puntata precedente:

1. Riassunto della puntata precedente: • Deposizione dei sedimenti • Sedimenti autoctoni ed alloctoni • Rocce terrigene: Tessitura (granulometria, quantità di matrice, arrotondamento degli elementi) e Mineralogia (QFL, diversità o purezza composizionale) • Rocce carbonatiche: Tessitura (granulometria, tipo di granulo e materiale interstiziale) Mineralogia

2. Ritorniamo ora al concetto di AutoctoniaedAlloctonia Sono autoctoni i materiali che si sono formati tramite elementi presenti nel luogo dove è avvenuta la sedimentazione. Sono alloctoni i materiali che provengono da un sito non appartenente [= esterno] al bacino in cui si sono depositati.

3. SEDIMENTIAUTOCTONIBIO-CHIMICI Possono formarsi in seguito a processi di natura chimico-biologica o chimica. Quando il processo prevalente è di tipo chimico-biologico, i depositi possono essere costruiti da costruzioni calcaree legate ai cianobatteri (edifici bioindotti). In altri casi i depositi possono essere costruiti da colonie di individui che, durante il loro ciclo vitale, hanno costruito edifici accresciuti per sovrapposizione degli organismi delle colonie in posizione sempre più lontane dalla base di ancoraggio (edifici biocostruiti). Quando la formazione del sedimento avviene a causa di precipitazione puramente chimica delle sostanze senza l’interferenza di meccanismi biologici, i materiali sono definiti ortochimici

4. EDIFICI SEDIMENTARI BIOINDOTTI Sono rappresentati da costruzioni calcaree, più raramente fosfatiche, formate per effetto del metabolismo dei cianobatteri. Dal punto di vista chimico, la bioinduzione provoca la precipitazione del carbonato di calcio perché questi organismi sottraggono anidride carbonica all’acqua per le loro funzioni vitali [= fotosintesi clorofilliana]. La CO2 originariamente presente in soluzione, permette la stabilizzazione del bicarbonato di calcio che è solubile; la sottrazione di anidride carbonica da parte dei cianobatteri sposta gli equilibri in direzione della formazione di carbonato di calcio che, non essendo solubile, precipita sotto forma di calcite o aragonite.

5. EDIFICI SEDIMENTARI BIOCOSTRUITI Di tali costruzioni sono le scogliere formate da coralli ed alghe rosse. Questi due tipi di organismi vivono associati in ambienti marini dai quali prelevano sia l’ossigeno che l’anidride carbonica necessari, rispettivamente, per la loro respirazione che per la fotosintesi. Le scogliere coralline possono essere ubicate sia in prossimità delle coste sia in pieno oceano dove contribuiscono alla formazione di atolli corallini che rappresentano l’evoluzione di scogliere che si formano attorno a vulcani in fase di sprofondamento.

6. Isola vulcanica oceanica bordata da una scogliera generata dalla crescita di coralli e madrepore. Il vulcano subisce una subsidenza in genere correlata alla diminuzione di volume della base di appoggio. Situazione finale dopo l’affossamento dell’originario vulcano: ne risulta una struttura subcircolare che racchiude una laguna.

7. EVAPORITI SABKHA SPELEOTEMI SEDIMENTI AUTOCTONI ORTOCHIMICI Prodotti di precipitazione da acque marine o salmastre Prodotti di precipitazione da acque fluviali o vadose

8. Sedimenti autoctoni ortochimici EVAPORITI Si generano in salamoie naturali per evaporazione delle acque marine o salmastre. Questi fenomeni si verificano in climi aridi dove le precipitazioni e gli apporti fluviali non riescono a compensare le perdite derivanti dall’evaporazione delle acque Quadro sinottico che indica la sequenza di formazione dei minerali più caratteristici delle evaporiti. Quando i volumi iniziali si riducono ad 1/3 inizia a precipitare il gesso, ad 1/10 è la volta del salgemma e, quindi, oltre 1/20, iniziano a precipitare gli altri sali di potassio e di magnesio che sono, pertanto, i più solubili.

9. Sedimenti autoctoni ortochimici EVAPORITI Se si porta a secchezza una colonna d’acqua marina alta 1000 metri, la quantità di gesso ha uno spessore di soli 75 cm mentre quella di salgemma è alta ben 13,7 metri. Le sequenze riscontrate nei depositi evaporitici, tuttavia, mostrano che questi rapporti, teoricamente largamente a favore del salgemma, non sono quasi mai rispettati; inoltre, gli spessori totali delle sequenze indicano che le colonne di acqua dovevano essere molto spesse [= anche oltre i 10.000 metri]. Foto G. Barabino - 2003

10. Sedimenti autoctoni ortochimici EVAPORITI Evidentemente, le rocce evaporitiche si generano attraverso meccanismi che non prevedono che il bacino di sedimentazione raggiunga la secchezza altro che in particolari momenti della sua storia evolutiva; se, ad esempio, si verifica un apporto di nuova acqua quando quella precedente è evaporata per circa 2/3 e, quindi, sta precipitando il gesso, ulteriori processi di evaporazione produrranno ancora altro gesso prima che si raggiunga la saturazione per il salgemma e per gli altri sali di K e Mg. Foto G. Barabino - 2003

11. Sedimenti autoctoni ortochimici EVAPORITI Questo meccanismo può realizzarsi a seguito di barriere che ostacolano la comunicazione tra diversi bacini sedimentari per la momentanea chiusura di stretti. Chiusure ritmiche, seguite da periodi di intensa evaporazione e da successivi riempimenti del bacino, spiegano non solo la variazione dei rapporti tra le varie specie minerali più importanti, ma anche gli elevati spessori delle rocce evaporitiche senza dover ammettere profondità troppo elevate dei vari bacini nei quali si è verificata la sedimentazione evaporitica.

12. Sedimenti autoctoni ortochimici EVAPORITI Crisi di salinità del Messiniano (Miocene superiore 7-5 Ma)

13. Sedimenti autoctoni ortochimici EVAPORITI La densità media delle R. evaporitiche è più bassa di quella media delle rocce della crosta. Le evaporiti tendono ad intrudere i sedimenti che le ricoprono per cui presentano spesso giaciture domiformi che vanno sotto il nome didiapiri salini Sezione trasversale idealizzata di un diapiro salino intruso in sedimenti Terziari. Lungo i contatti subverticali, la frizione con i sedimenti circostanti produce una zona ricca di fratturazioni.

14. Sedimenti autoctoni ortochimici Diapiro salino EVAPORITI Una trappola è composta da due elementi: In basso, una roccia serbatoio che contiene il petrolio (o gas) In alto, una roccia di copertura lo trattiene. Le rocce di copertura hanno forma convessa verso l'alto e sono impermeabili per meglio trattenere gli idrocarburi. Al contrario, le rocce serbatoio devono essere permeabili e porose come spugne per permettere agli idrocarburi di muoversi al loro interno, venendo così estratti con facilità.

15. Sedimenti autoctoni ortochimici SABKHA Sono prodotti evaporitici che si formano in prossimità del livello medio dell’alta marea lungo le piane costiere in regioni subtropicali. L’ acqua salmastra, proveniente dalle lagune adiacenti, risale per capillarità dalla falda freatica sottostante. Il fenomeno è innescato dall’intensa evaporazione che rende soprasature le acque in risalita. Queste depositano i sali disciolti che cristallizzano formando solfato di calcio sia idrato [= gesso] che anidro [= anidrite]; normalmente, il gesso si forma nella zona più prossima alla laguna. Tali sali cementano i granelli di sabbia, creando una crosta salina.

16. Sedimenti autoctoni ortochimici SPELEOTEMI Prodotti di precipitazione da acque fluviali o vadose Le più affascinanti manifestazioni di questo tipo si rinvengono in regioni CARSICHE[= dal tedesco karst che deriva dal croato krasz] cioè in aree caratterizzate dalla presenza di formazioni carbonatiche [= calcari e dolomie] interessate da un intreccio di fiumi sotterranei, grotte e da una morfologia superficiale alquanto accidentata. Dal punto di vista idrologico e geomorfologico, nei sistemi carsici sono presenti tre componenti principali: - sistemi di grotte anche profonde - acquiferi sotterranei - rilievi molto acclivi con particolari depressioni a pianta subcircolare: le doline.

17. Sedimenti autoctoni ortochimici SPELEOTEMI Esempi di doline

18. Sedimenti autoctoni ortochimici SPELEOTEMI

19. Sedimenti autoctoni ortochimici Un prodotto geneticamente analogo alle stalattiti ed alle stalagmiti è il TRAVERTINO [= lapis (pietra) tiburtinus in virtù dell’enorme quantità di questo materiale proveniente da Tivoli utilizzato dai Romani a fini architettonici] che, in genere, si forma in corrispondenza o in vicinanza di sorgenti dalle quali esce acqua che si è arricchita in bicarbonato di calcio attraversando formazioni carbonatiche. Raggiunta la superficie, dove la temperatura è maggiore la pressione minore, la CO2 si libera nell’atmosfera ed il bicarbonato si trasforma in carbonato non più solubile. Si formano, pertanto, concrezioni che, durante la crescita, possono inglobare materiale organico [= foglie, frustoli ecc.] ed assumono strutture variabili da porose o spugnose [= tufi calcarei = tufa nel linguaggio internazionale] a molto compatte [= varietà più pregiate].

20. Tufa Con il termine Tufa si intende la calcite precipitata quando acque di superficie si mischiano. I tufa si rinvengono in colonne, pavimenti e forme massive e nodulari. Mono Lake, CA I Tufa sono molto simili al travertino. Pyramid Lake, NV

21. Procedure standard per uno studio dettagliato delle tessiture delle rocce sedimentarie: • Classificazione del sedimento (o della roccia sedimentaria) su base granulometrica; • Studio dell’omogeneità dell’affioramento (presenza di strati intercalati a granulometria fine e grossolana; frazioni a varia granulometria mischiate, etc); • Spessore e tipo di strati (massivi, casuali, ciclici, gradati, etc.); • Orientamento dei granuli; • Forma dei granuli; • Composizione dei granuli (es. ghiaia composta da frammenti di gusci di conchiglie o da cristalli di quarzo, etc.).

22. Dopo aver parlato delle tre fasi principali che tradizionalmente presiedono alla genesi dei sedimenti (EROSIONE, TRASPORTO E DEPOSIZIONE) iniziamo ora a parlare del processo che porta alla trasformazione dei sedimenti sciolti in rocce coerenti: La DIAGENESI

23. LA DIAGENESI Una roccia sedimentaria [= materiale abbastanza tenace che può essere disaggregato con l’aiuto del martello] diventa tale solo dopo che il sedimento [= il primo prodotto della sedimentazione, spesso poco tenace o incoerente] subisce un insieme di trasformazioni che lo portano a rimanere in continuo equilibrio con l’ambiente post-deposizionale L’insieme di questi processi prende il nome diDIAGENESI Alcuni aspetti della diagenesi tendono a confondersi con i processi metamorfici di basso o bassissimo grado [in pratica bassissima temperatura].

24. LA DIAGENESI I processi più comuni della fase diagenetica possono essere distinti in 4 fasi: ·COMPATTAZIONE (riduzione degli spazi vuoti nei sedimenti) ·DISSOLUZIONE (dei minerali più instabili, es. aragonite) ·CEMENTAZIONE (riempimento dei pori tramite precipitazione di minerali di tutti i tipi, ma soprattutto calcite) ·RICRISTALLIZZAZIONE (alterazione dei minerali originali in nuovi minerali, stabili nelle nuove condizioni, attraverso reazioni complesse come l’espulsione di Mg dalla Mg-calcite, trasformazione dell’aragonite in calcite, ricristallizzazione di calcite micritica in calcite spatica, etc.)

25. LA DIAGENESI COMPATTAZIONE Il passaggio dall’impacchettamento di tipo (A) a quello (B) produce una sensibile riduzione della porosità. C) un cristallo laminare di mica si piega sotto il carico di altri grani molto più rigidi. D) fratturazione di ooidi presenti nei sedimenti carbonatici.

26. LA DIAGENESI DISSOLUZIONE Evoluzione dei contatti tra i grani di un sedimento soggetto a processi diagenetici essolutivi. A) contatti puntuali; B) contatti sub-planari; C) contatti concavo-convessi; D) contatti suturati.

27. LA DIAGENESI CEMENTAZIONE Consiste nella formazione di un materiale, denominato cemento, che si interpone tra i grani di differente grandezza con funzione di legante. La formazione del cemento avviene in seguito alla precipitazione chimica di minerali a spese degli ioni disciolti nelle acque interstiziali. Esiste, pertanto, una stretta correlazione tra questo fenomeno e quello dissolutivo che favorisce un’iniziale concentrazione ionica nelle acque interstiziali. La composizione del cemento varia in funzione della tipologia degli ioni disciolti nelle acque circolanti. I tipi più comuni sonosilicei, rappresentati da quarzo, calcedonio od opale, oppurecarbonaticise costituiti da calcite più o meno ricca di ferro o da ankerite [= Ca(Mg,Fe2+,Mn)(CO3)2 ] o da siderite [= FeCO3], oppureferrico-ferrosi[= pirite o marcassite – FeS2; goethite FeO.OH; o ematite Fe2O3] o, infine,fillosilicatici[= clorite, caolinite, illite o smectiti].

28. LA DIAGENESI CEMENTAZIONE

29. LA DIAGENESI CEMENTAZIONE Il cemento può formarsi nei primi stadi del processo quando la compattazione del sedimento non ha ridotto i volumi della porosità primaria . Se, invece, si forma in fase tardiva riempie spazi più ridotti perché la roccia ha subito una compattazione. Nei due disegni sono diversi anche i contorni dei grani

30. LA DIAGENESI RICRISTALLIZZAZIONE DIAGENETICA Indica la modificazione della mineralogia e della tessitura della roccia che avviene, in condizioni di seppellimento, ad opera dei fluidi che circolano al suo interno. Si tratta dell’ultimo atto degli eventi inquadrabili nell’ambiente sedimentario. I risultati della cristallizzazione diagenetica sono molto evidenti nei clasti carbonatici dove si verificano due tipi di modificazioni: NEOMORFISMI = trasformazioni isochimiche es. [= aragonite calcite]; SOSTITUZIONI = trasformazioni a sistema aperto Ad esempio, il carbonato (calcite e/o aragonite) è sostituito da silice. Il fenomeno si verifica perché il comportamento geochimico della silice e del carbonato sono molto diversi: la dissoluzione di uno può, pertanto, implicare la precipitazione dell’altra.

31. Composizione dei minerali delle rocce sedimentarie I minerali delle rocce ignee sono relativamente numerosi. Invece i minerali delle rocce sedimentarie sono relativamente pochi. Tuttavia, questi possono essere presenti in molte variabili. Es. il minerale calcite può essere presente come: ooliti, granuli rimaneggiati, frammenti di fossili, ooidi microcristallini, cemento, vene, etc. Inoltre i minerali delle rocce ignee sono precipitati chimici senza particelle che hanno subito trasporto o abrasione, mentre nelle rocce sedimentarie si possono distinguere minerali terrigeni e minerali chimici (questi ultimi divisi in minerali allochimici ed ortochimici). Nelle rocce sedimentarie un minerale (es. calcite) può essere presente in tutte le categorie precedentemente descritte.

32. Composizione dei minerali delle rocce sedimentarie L’abbondanza di un minerale terrigeno in una roccia sedimentaria dipende da tre fattori fondamentali: Disponibilità: Un certo minerale deve essere presente in una quantità sufficiente nella regione sorgente. (Non si può ottenere un’arkose dall’erosione di un calcare! O una ghiaia composta da selce dall’erosione di un granito!) Comportamento meccanico: questa caratteristica è favorita dall’assenza di clivaggio nel minerale e dalla sua durezza. Una abrasione prolungata elimina i minerali meno duri o con clivaggio ben sviluppato. Stabilità chimica: Non tutti i minerali sono sensibili allo stesso modo all’alterazione meteorica. I seguenti minerali sono ordinati per stabilità decrescente: quarzo, zircone, tormalina, selce, muscovite, microclino, ortoclasio, plagioclasi, anfiboli, biotite, pirosseni, olivine.

33. Composizione dei minerali delle rocce sedimentarie Abbbondanza relativa dei minerali nelle rocce sedimentarie: MINERALI TERRIGENI MINERALI CHIMICI Precipitati da soluzioni all’interno del bacino di deposizione Derivati dall’erosione di altre rocce Minerali delle argille (sericite, illite, montmorillonite, clorite, kaolino) e bauxite Frammenti di rocce metamorfiche (ardesia, fillite, scisto, metaquarzite) Feldspato (soprattutto K-feld) Selce (frammenti di calcari selciosi) Carbonati (frammenti di calcari) Minerali pesanti (opachi, zircone, tormalina, rutilo, granato, apatite, etc) Carbonati (in ordine di abbondanza: calcite, dolomite, aragonite siderite, ankerite) Materiale della silice (soprattutto quarzo e selce; poco opale) Solfati e Sali (soprattutto gesso, anidrite, halite, silvite e altri Sali di K; rara barite, etc.) Altro (feldspati, ematite, limonite, pirite, fosfati, glauconite, manganese, tormalina, zircone, rutilo, anatasio, zeolite e molti altri).

34. Petrologia delle Arenarie s.l. • MATURITA’ TESSITURALE: La tessitura dei sedimenti e delle rocce sedimentarie ha due aspetti: • descrizione delle proprietà (grandezza dei granuli e quindi classificazione, forma dei granuli e descrizione delle caratteristiche di superficie) • Integrazione di queste proprietà in un ipotetico sviluppo sequenziale definito maturità tessiturale. Stadio immaturo: Il sedimento contiene più del 5% di matrice argillosa terrigena; i granuli sabbiosi in genere mostrano bassa classazione e sono angolari; Stadio sub-maturo: Il sedimento contiene meno del 5% di argilla ma i granuli sono ancora poco classati e non molto arrotondati; Stadio maturo: Il sedimento non contiene praticamente argilla e i granuli sono ben classati ma non molto arrotondati; Stadio supermaturo: Il sedimento non contiene argilla e i granuli sono ben classati e ben arrotondati.

35. Abbondanze dei tipi di rocce sedimentarie

36. Strutture sedimentarie Molte rocce sedimentarie contengono caratteristiche che danno informazioni sulle condizioni di deposizione (clima, direzione della corrente, etc.) Queste informazioni vengono raggruppate sotto il termine di strutture sedimentarie.

37. Sedimentazione ritmica Processi di deposizione possono influenzare la forma dei sedimenti clastici. Le Varve sono coppie di strati di sedimenti depositati in acque calme nel giro di un anno: strato più scuro: depositato in inverno, con le acque calme; strato più chiaro: depositato in estate-primavera.

38. Sedimentazionegradata La sedimentazione gradata si forma quando un flusso di acqua e sedimenti clastici rallenta il suo corso e fa depositare per primi i granuli più grandi.

39. Fratture da essiccazione Sono causate dalla fratturazione dell’argilla umida quando le sue superfici si disseccano. Queste strutture sono tipiche di aree intermittentemente umide.

40. Ripple Marks Si formano quando un sedimento è spinto dal vento o dall’acqua. La loro forma caratteristica indica la direzione della corrente. ripple marks in una arenaria

41. Tracce fossili (icnofossili) Queste sono tracce lasciate su sedimento non compatto da vari tipi di animali.

42. Credits Alcune figure e schemi da: L. Morbidelli - Le rocce ed i loro costituenti P. Tomascak - Lezioni per il corso di Geologia R.L. Folk – Petrology of sedimentary rocks R. Press e F. Siever – Understanding the Earth