Geologia 1

Come funziona il corso e l’esame

La prima mezz’ora è stata dedicata a regole che valgono per tutto l’anno. Vale la pena tenerle a portata di mano.

Struttura del corso

Geologia 1 è articolata in due moduli tenuti da due docenti: il Modulo 1, di geologia strutturale, tenuto dalla prof.ssa Laura Federico, e il Modulo 2, di geologia stratigrafica, tenuto dal prof. Michele Piazza (la lezione di oggi). I due moduli raccolgono i concetti di base della geologia e vogliono portare tutti alla stessa base di cultura geologica necessaria per arrivare al secondo e terzo anno. Obiettivo dichiarato: arrivare al punto in cui questi concetti sembrano la cosa più normale del mondo.

Propedeuticità e priorità

Geologia 1 vincola Geologia 2 (secondo anno), e tutti gli esami del primo anno vincolano quelli del terzo. Il docente è stato netto: gli ostacoli veri del percorso non sono le geologie ma matematica, fisica e chimica. Consiglio esplicito: dare priorità a queste tre, seguire tutte le esercitazioni e i sostegni, non dare nulla per scontato e chiuderle il prima possibile, così da arrivare al secondo e terzo anno con le spalle libere.

Comunicazioni varie

• Il docente è al suo ultimo anno di insegnamento: va in pensione il 1° novembre 2027. Si è impegnato a restare in commissione per chi ha seguito il corso con lui, anche dopo. Il collega che lo sostituirà farà le stesse cose.
• Tiene la mascherina in aula per motivi personali di salute: parlerà con pause per prendere fiato, non è un segnale di attesa.
• Frequenza: le firme si raccolgono solo a chimica, dove serve l’80% di presenza in laboratorio per accedere all’esame. Al primo anno esiste il progetto matricole: tutor che contattano chi smette di frequentare per capire se serve aiuto.
• Parlare con i colleghi del secondo e terzo anno per le cose pratiche di gestione quotidiana (dove trovare i materiali, come funzionano le cose): semplifica la vita.
• Testi: i riferimenti sono indicati sul sito del corso, sia per la parte stratigrafica sia per quella sul tempo geologico. Sono testi adottati anche altrove, difficili da acquistare ma reperibili in biblioteca.

Attrezzatura da campo ed escursioni

Dotarsi progressivamente da qui all’inizio del secondo semestre. La regola: non bello, funzionale.

Escursioni

• Le uscite sono aperte a tutti; la parte sicurezza è già stata trattata.
• Prima escursione: ultimi giorni di ottobre, data da definire, in area protetta. Niente martello, perché lì non si può battere: servono lente, punta e taccuino, si lavora osservando.
• Seconda escursione: “scuola di martello”. Tutti col martello, per prendere confidenza con lo strumento battendo su rocce indicate.
• Ogni volta il docente dice cosa portare. Al primo anno l’uscita è sempre con un numero elevato di accompagnatori.

Metodo di studio

Poca memoria, molta tecnica, molto disegno.

• Memoria al minimo. Non si supera un esame di riconoscimento imparando a memoria: si imparano le tecniche e i modi con cui si procede per riconoscere una roccia e risolvere gli esercizi.
• Definizioni ben fatte. Una definizione precisa di un concetto vale molto, non nelle parole del docente ma con un linguaggio tecnico e scientifico. Non “una superficie tipo che…” ma “una superficie che fa questo, questo e questo”.
• Sintesi e terminologia. Il ragionare farraginoso e le parole generiche danno l’impressione di scarsa comprensione. Questo pesa sull’intero corso di studi.
• Interrompere. Domande in qualsiasi momento, senza problemi. Prima di ciascun blocco il docente chiede chi ha già visto l’argomento, per regolare il passo.

La stratigrafia e i suoi concetti fondanti

Le due cose su cui il docente ha insistito oggi: il tempo e la roccia.

La stratigrafia colloca nello spazio e nel tempo tutto ciò che è successo nella storia del pianeta, e lo fa attraverso le rocce: il nostro strumento di lettura, il nostro libro, sono sempre le rocce. Se non ci sono rocce non riusciamo a lavorare. Leggiamo le rocce, le collochiamo, e di conseguenza collochiamo gli avvenimenti: geograficamente (e quindi anche paleogeograficamente) e cronologicamente.

I quattro concetti di riferimento

Due tipi di correlazione

A cosa serve, in pratica

• Riconoscere o ricercare la posizione di un’unità di interesse in un grande bacino sedimentario (esempio: bacino padano): la stratigrafia dice cosa sta sotto e cosa sta sopra, quindi so dove cercare.
• Definire un limite di età. Se cerco oggetti di interesse (scientifico, economico) di una certa età, vado a cercare solo nei luoghi che hanno quell’età, senza passare giorni a cercare ovunque.
• Datare per correlazione: se un’unità di età sconosciuta è identica a una di età nota, trasferisco l’informazione di età anche senza un dato diretto. Non sempre le rocce sono disponibili a restituire direttamente l’informazione.

Datare: il tempo geologico e le sue unità

Datare significa collocare un evento nel fluire del tempo. Come si esprime, e perché il presente è il 1950.

Il punto zero e le unità

Le età geologiche si esprimono rispetto al presente, e per convenzione internazionale il presente è fissato al 1950: il nostro righello del tempo ha lo zero lì, e da lì “in giù” esprimiamo le età. Il 1950 perché in quegli anni i grandi laboratori di datazione radiometrica raggiunsero standard condivisi: prima lo stesso campione dava valori molto diversi a Tokyo, New York o Milano; da lì i dati diventano confrontabili. Fa sorridere quando si parla di miliardi di anni, ma una misura deve essere codificata. Le età si scrivono quindi BP, before present.

Il tempo: signore assoluto

Il tempo in geologia è il padrone di tutto: tutto rende conto al tempo. È uno scorrere uniforme e irreversibile, scollegato da ogni altro parametro, indipendente da tutto. Non ha accelerazioni, rallentamenti o soste: fluisce, punto. Non esistono eventi geologici in grado di modificarne il fluire. Una delle rappresentazioni possibili (tutte ragionevolmente incomplete) è una spirale aperta che non parte da nessun punto, non va in nessun punto e resta sempre uguale a sé stessa.

• Il tempo non manca mai. Non esiste un intervallo di tempo senza qualcosa che in qualche modo lo rappresenti: non sempre rocce, magari superfici, ma il tempo c’è sempre.
• Non lascia traccia diretta. Il tempo si manifesta attraverso gli eventi che si sono prodotti in un certo luogo, in un certo momento, per una certa durata (dimensione geografica, collocazione temporale, durata). Lo leggiamo, lo quantifichiamo e lo comprendiamo solo indirettamente, attraverso le rocce.
• Il problema di fondo. Le rocce sono un sistema in continua evoluzione e i materiali che le costruiscono sono sempre gli stessi dalla formazione del pianeta (le aggiunte, meteoriti, sono minime). Ciò che arriva di nuovo tende a cancellare ciò che c’era prima: quanto più si va indietro nel tempo geologico, tanto più le informazioni sono difficili da leggere. Per gli intervalli non più accessibili sulla Terra ci si rivolge da qualche anno anche ai volumi rocciosi extraterrestri (meteoriti), che permettono di vedere rocce di intervalli non più conservati qui.

Il ciclo delle rocce

In geologia quasi tutti i grandi processi si organizzano in un sistema ciclico. Il primo che si approfondisce è questo.

Si parte da un’origine alla quale non si torna più, che dà luogo a un processo circolare che si replica nel tempo finché il pianeta è dinamico. La Luna ha seguito lo stesso percorso fino a quando si è spenta dal punto di vista dinamico: è diventata una massa inerte, interamente cristallizzata, e tutti i cicli si sono arrestati. Altri cicli che verranno studiati: il ciclo di Wilson (Modulo 1) e, più in alto, il ciclo dei supercontinenti.

Il primo giro

Il ciclo parte dalla prima formazione della crosta terrestre, il primo involucro rigido del pianeta, a 4,56 Ga BP. Rocce così vecchie non sono mai state trovate: di quell’età abbiamo solo alcuni cristalli (zirconi, Australia occidentale) che ci dicono che allora esistevano rocce. L’intervallo di tempo corrispondente è l’Adeano (Hadean).

• Dal fuso alle rocce ignee (o magmatiche: sono sinonimi). Il magma perde calore e solidifica e cristallizza in maniera più o meno completa: crescono cristalli che costituiscono la struttura della roccia. In funzione dei tempi di raffreddamento escono tre tipi: intrusive (restano in profondità, raffreddano molto lentamente), effusive (vengono a giorno, dissipano calore molto velocemente), ipoabissali (via di mezzo). I tre nomi esprimono tessiture diverse, conseguenza dei tempi di raffreddamento. La classificazione dettagliata arriva tra due lezioni.
• Dalle ignee alle sedimentarie. Esposte agli agenti atmosferici, le rocce subiscono un processo complesso: alterazione, erosione, trasporto, deposito. Il prodotto accumulato è un volume che chiamiamo sedimento; attraverso la litificazione diventa roccia sedimentaria.
• Dalle sedimentarie alle metamorfiche. La tettonica trasferisce le rocce in profondità, in condizioni di pressione, temperatura e attività dei fluidi diverse da quelle genetiche. Le rocce si riorganizzano e ricristallizzano allo stato solido: i reticoli si aprono, crescono nuovi cristalli, senza fusione. Roccia solida → roccia solida. Questo è il metamorfismo.
• Dalle metamorfiche al fuso. Portate ancora più in profondità, le metamorfiche fondono e tornano a essere un fuso disponibile per generare rocce ignee. Primo giro chiuso: ma non si torna esattamente al punto di partenza, perché le condizioni del pianeta nel frattempo sono cambiate (il fuso è diverso, e in superficie ci sono ormai rocce di ogni tipo).

Dopo il primo giro: tutti i percorsi

Chiuso il primo giro, il ciclo continua a girare e rigenerarsi: riutilizza gli stessi materiali cancellando via via le informazioni preesistenti. Fondendo una roccia, tutto ciò che conteneva viene rigenerato; in larga misura succede anche con la ricristallizzazione metamorfica. Sul pianeta coesistono fusi, ignee, sedimentarie e metamorfiche, e i prodotti interagiscono in ogni direzione:

• una sedimentaria esposta si altera e produce una nuova sedimentaria (resta nel mondo sedimentario);
• una ignea può essere portata in profondità e diventare metamorfica;
• una metamorfica esposta viene erosa e produce una sedimentaria;
• una metamorfica portata a condizioni P-T-fluidi diverse rimetamorfosa e diventa un’altra metamorfica.

I tre controllori e il motore

Tutti i processi del ciclo sono governati rigorosamente da pressione, temperatura e attività dei fluidi, dove il fluido più importante è l’acqua. I tre interagiscono e in larga misura si compensano l’uno con l’altro: sono i “controllori” che presiedono ogni processo che verrà studiato. Ma perché il ciclo è possibile? Perché c’è energia, c’è movimento: il pianeta è dinamico. La geodinamica mantiene in attività i processi. Se il pianeta si spegne, il ciclo delle rocce si spegne e la Terra diventa più o meno come la Luna: ciò che era metamorfico resta metamorfico, ciò che era caldo si raffredda e cristallizza, ciò che era sedimentario resta lì. Senza dinamica si spegne anche il processo sedimentario, perché non c’è più nulla che sposti le rocce (e con essa atmosfera e regimi che la alimentano).

Ogni processo litogenetico passa transizionalmente al successivo: sedimentario → metamorfico → magmatico → sedimentario. Il ciclo è ormai stabilizzato, con tutte le sue varianti, e riutilizza costantemente gli stessi materiali.

Cristallo, minerale, roccia e tessiture

Tre parole che non sono sinonimi, e il primo strumento di riconoscimento.

Tessiture

La tessitura è l’aspetto dell’organizzazione interna della roccia ed è l’approccio fondamentale per riconoscerla: è la prima cosa che si guarda. È legata al processo genetico, e si distinguono due grandi categorie:

Da fare e da chiarire

Quello che resta in sospeso dopo la prima lezione.

Da fare

• Ridisegnare a mano il ciclo delle rocce (con processi sulle frecce e la freccia proibita).
• Ridisegnare la spirale aperta del tempo con lo zero al 1950 e le unità a / ka / Ma / Ga BP.
• Scrivere con parole proprie, in termini tecnici, le definizioni di: stratigrafia, successione, durata, contemporaneità, correlazione crono- e litostratigrafica, metamorfismo, tessitura.
• Iniziare a procurarsi taccuino a copertina rigida, lente e punta per la durezza (servono già alla prima uscita). Il martello può aspettare la seconda uscita.
• Verificare sul sito del corso i testi di riferimento e cercarli in biblioteca.
• Fare due chiacchiere con qualcuno del secondo anno su martello, punta e organizzazione delle uscite.
• Dare priorità nel piano di studio a matematica, fisica e chimica; chimica ha la frequenza obbligatoria in laboratorio (80%).

Rimasto in sospeso

• Data esatta della prima escursione (fine ottobre) e luogo.
• L’esempio conclusivo sulla nomenclatura commerciale: ricostruito per senso, non udibile bene.

Prossime lezioni

• Tessiture, un paio di lezioni.
• Rocce magmatiche e loro classificazione (tra due lezioni): perché i tre tipi si distinguono in base alle tessiture legate ai tempi di raffreddamento.
• Scala del tempo geologico e metodi di datazione (con ripasso della parte sulle unità).
• Modulo 1: struttura interna del pianeta, solidificazione e cristallizzazione, ciclo di Wilson.

Il Modulo 1

I due moduli non si fanno in blocco ma in parallelo: una lezione Federico, una Piazza, per tutto l’anno.

• Primo semestre. Parte generale: la tettonica delle placche e le grandi teorie unificanti della geologia. Poi il blocco rocce, insieme al Modulo 2.
• Secondo semestre. Dal generale al dettaglio: le rocce deformate, cioè come le rocce si modificano durante la loro storia.
• Chiusura. Un quadro d’unione che rimette insieme la grande e la piccola scala.
• È un corso introduttivo, alcuni argomenti vengono solo “infarinati”. Si riprendono e approfondiscono in Geologia 2 l’anno prossimo, sempre con lei: non per pigrizia, ma perché oggi mancano concetti (di fisica, di meteorologia) che servono per andare a fondo.
• La classe ha preparazioni molto varie (circa metà ha fatto Scienze della Terra alle superiori). Chiede di essere interrotta in tutti e due i sensi: “queste cose le sappiamo” oppure “non ho capito niente”, per non lasciare buchi e non perdere tempo.

La Terra in numeri

Non da imparare a memoria. Tre dati però contano.

Origine e composizione

La Terra nel sistema solare

Dopo il Big Bang, circa 13,8 miliardi di anni fa [ndr: in aula si è sentito “15 miliardi”, il valore accettato oggi è 13,8], l’universo ha cominciato a espandersi e raffreddarsi, formando nebulose di gas e polveri. Per attrazione gravitazionale le particelle si aggregano, l’aggregazione produce calore e il calore innesca la fusione nucleare che accende le stelle. Il Sole ha circa 4,6 miliardi di anni [ndr: in aula “circa 5”]. Nelle parti esterne della nebulosa urti ripetuti tra particelle via via più grandi hanno dato origine ai pianeti.

Pianeti interni (Mercurio, Venere, Terra, Marte): piccoli, fatti di rocce e metalli, poco gas. Il motivo è il vento solare, il flusso di particelle cariche emesso dal Sole, che ha spazzato via gli elementi leggeri (idrogeno, elio, vapore acqueo) verso l’esterno, dove si sono accumulati nei giganti gassosi (con nuclei rocciosi). Nonostante questo la Terra ha un’atmosfera: come si sia formata si vedrà.

Di cosa è fatta

Il 99% del pianeta è fatto da soli 8 elementi, il 90% da quattro: ferro (35%), ossigeno (30%), silicio (15%), magnesio (13%); poi nichel 2,4%, zolfo 1,9%, calcio 1,1%, alluminio 1,1%, altri <1%. La varietà di minerali e rocce che vediamo nasce dal fatto che pochi elementi si combinano in moltissimi modi diversi (lo si vedrà a Mineralogia).

La differenziazione

Frammenti rigidi che si urtano e restano attaccati darebbero una “mora” disordinata, non una struttura a gusci. Per riorganizzarsi la materia deve potersi muovere, quindi la proto-Terra deve aver attraversato uno o più episodi di fusione molto estesa (non sappiamo se totale o parziale, ma abbastanza da far migrare gli elementi). Due fonti di energia: gli urti tra corpi celesti e il decadimento degli elementi radioattivi, nuclei instabili che si trasformano in un elemento figlio (es. uranio → piombo) liberando energia e calore.

Attenzione al lessico: “strato” va riservato alle rocce sedimentarie. Qui si parla di gusci o orizzonti concentrici.

La struttura interna

Dal centro verso fuori, cosa sappiamo. Più si scende, più le conoscenze sono indirette.

Le discontinuità portano il nome di sismologi: Mohorovičić (croato, “Moho” per gli amici) tra crosta e mantello; Gutenberg (tedesco emigrato in America, non quello della stampa) tra mantello e nucleo a ~2900 km; Lehmann (Inge Lehmann, sismologa) tra nucleo esterno e interno a ~5150 km.

Crosta oceanica e crosta continentale

La crosta è la buccia della cipolla: solo lo 0,2–0,6% del raggio terrestre. Quella continentale è più spessa (25–70 km) e più ricca di elementi leggeri (Al, Ca, Na, K), quindi meno densa. Quella oceanica è sottile (7–10 km) e più ricca di Fe e Mg, quindi più densa. Sono proprio rocce diverse.

Non confondere i nomi con la presenza d’acqua. Ciò che fa “oceanica” una crosta è la composizione: l’acqua ci sta sopra perché quella crosta è più bassa, non il contrario. Il Mediterraneo è pieno d’acqua ma solo in parte ha sotto crosta oceanica; e i continenti non finiscono esattamente alla linea di costa (margine passivo, si vedrà).

Come facciamo a saperlo

Nessuno è mai sceso lì. Da scienziati bisogna chiedersi: come fa a dirmi che il nucleo è fatto così?

L’osservazione diretta arriva poco lontano: il pozzo più profondo mai perforato raggiunge circa 14 km (dato della slide). La crosta oceanica è conosciuta per intero da campioni diretti, fino alla Moho; quella continentale no, è troppo spessa. Tutto il resto viene da informazioni indirette: gravità, magnetismo, ma soprattutto onde sismiche.

1 · La densità (XVIII–XIX secolo)

d = m/V. Il volume lo sapevano già i Greci: Eratostene calcolò la circonferenza terrestre nel II secolo a.C. con un errore sorprendentemente basso. La massa fu calcolata alla fine del XVIII secolo. Risultato: 5,45 g/cm³ contro i 2,2–2,5 delle rocce di superficie. Quindi la densità aumenta in profondità, ma non si sapeva se in modo graduale o a salti.

2 · La forma: l’uovo sodo

Se la densità crescesse gradualmente, facendo l’integrale la maggior parte della massa starebbe lontana dal centro (il centro sarebbe densissimo ma minuscolo), e la forza centrifuga della rotazione schiaccerebbe la Terra come una frittella. Non succede: quindi deve esserci un centro molto denso che concentra la massa attorno all’asse e stabilizza il pianeta. Già all’inizio del XIX secolo si immaginava la Terra come un uovo, con aumenti di densità a gradini.

3 · Le onde sismiche: la rivoluzione

Con i sismografi (il rotolo di carta e il pennino) si possono registrare le onde prodotte dai terremoti. Si generano all’ipocentro, in profondità (l’epicentro è la sua proiezione in superficie), e si propagano come cerchi in uno stagno. Quando attraversano una brusca variazione delle proprietà fisiche cambiano velocità (soprattutto in funzione della densità: più densità, più velocità) e cambiano traiettoria. I grandi terremoti si registrano fino agli antipodi; servono però molte stazioni ben distribuite, perché non si sa dove avverrà il prossimo. Mettendo insieme i dati si è visto dove le onde “saltano”: lì stanno le discontinuità.

Perché cambia la traiettoria? Su una superficie tra due mezzi di densità o stato fisico diverso (solido/liquido) il raggio incidente si sdoppia: un raggio riflesso torna indietro con lo stesso angolo, un raggio rifratto prosegue nel secondo mezzo cambiando angolo. È il bastone nell’acqua che sembra spezzato. Vale per tutte le onde: lo si ritroverà a Mineralogia con la luce.

4 · Le meteoriti

Le meteoriti sono silicatiche (minerali basati sul gruppo SiO, simili alle rocce terrestri), ferrose (leghe di ferro) o miste. La densità media di tutte quelle analizzate è molto vicina alla densità media terrestre: più di una coincidenza. Se tutto il sistema solare viene dalla stessa nebulosa, le meteoriti hanno una “madre comune” con la Terra. Per esclusione: se le silicatiche somigliano alla crosta, le ferrose somigliano a ciò che non vediamo. E la loro densità è compatibile con quella calcolata per il nucleo.

Litosfera e astenosfera

Un’altra suddivisione, solo per i gusci più superficiali, che non dipende dalla densità ma dalla reologia.

Il limite inferiore dell’astenosfera è sfumato e poco noto (c’è chi lo fa coincidere con la zona di transizione), anche perché dentro ci sono moti convettivi che probabilmente lo muovono. Interessa poco. Il limite superiore invece conta moltissimo: la litosfera è spezzettata in placche che possono muoversi proprio perché sotto c’è l’astenosfera. Se tutto fosse rigido la Terra sarebbe un pianeta morto: niente vulcani, niente terremoti.

Non solo movimenti orizzontali: anche quelli verticali. La Moho è ondulata (sprofonda sotto l’Himalaya, risale sotto gli oceani) e il limite inferiore della litosfera la ricalca, quindi la litosfera continentale è molto più spessa di quella oceanica. La litosfera “galleggia” sull’astenosfera, ma non perché questa sia fusa: come un biscotto appoggiato sul miele.

L’isostasia col sughero e la quercia

Il modellino del Marshak: due blocchi di quercia (il mantello litosferico, stessa composizione) di spessore diverso, uno coperto da uno spesso strato di sughero (crosta continentale, leggera), l’altro da un sottile strato di pino (crosta oceanica, più densa), messi in acqua. Il primo galleggia più in alto. È il principio di Archimede: un corpo immerso riceve una spinta verso l’alto pari al peso del fluido spostato. Più spessa e più leggera, la litosfera continentale sposta più fluido e riceve più spinta: per questo i continenti stanno sopra il livello del mare.

Ne segue che se la crosta cambia spessore, l’astenosfera reagisce e la spinge su o la fa affondare. Le Alpi si stanno ancora sollevando: chi le spinge? La spinta di galleggiamento dal basso, come un pallone tenuto sott’acqua che appena lo molli schizza fuori.

Temperatura, calore, pressione

Temperatura

Curve stimate in kelvin (K = °C + 273,15). La Terra è solida dove la temperatura è inferiore alla temperatura di fusione (per una roccia è un intervallo, non un punto, perché ogni minerale fonde a una temperatura diversa). L’unico punto in cui la temperatura supera quella di fusione è il nucleo esterno. Nel nucleo interno, stesso materiale, torna solido: la temperatura di fusione cresce con la pressione, e a quella profondità la supera di nuovo. Al passaggio mantello–nucleo si è sopra i 4200 K.

Da dove viene il calore

Il flusso termico misurato in superficie è maggiore del calore che arriva dal Sole: deve venire dall’interno. Altre prove: i prodotti dei vulcani, e le miniere più profonde (circa 3 km) dove si arriva a 50–60 °C. Due origini:

• Calore iniziale, immagazzinato quando la proto-Terra era fusa; il raffreddamento è partito dall’esterno. È un budget finito: la Terra tende a raffreddarsi lentamente.
• Decadimento radioattivo di isotopi instabili (uranio, torio, potassio) presenti in crosta e mantello.

Col raffreddamento la litosfera potrebbe ispessirsi sempre di più fino a bloccare tutto, come è già successo a pianeti più piccoli del sistema solare. Prospettiva lontanissima: la tettonica delle placche ce la dobbiamo studiare comunque.

Pressione

Aumenta con la profondità in modo non lineare, con un flesso proprio al passaggio mantello–nucleo. Si misura in gigapascal: il pascal (1 N/m²) è piccolissimo per la geologia, si usano multipli. Al limite mantello–nucleo circa 140 GPa, cioè circa 1.380.000 volte la pressione atmosferica. Al centro circa 360 GPa.

Le onde sismiche P e S

• Onde P: le prime registrate, le più veloci. Onde S: le seconde, più lente, sono onde di taglio e non si propagano nei liquidi. Questo è il punto chiave per capire se sotto di noi ci sono zone liquide.
• Crosta e mantello litosferico: velocità in aumento continuo.
• Zona di bassa velocità, nel mantello superiore, sotto la litosfera: le onde rallentano. Interpretazione: un 2–3% di goccioline di fuso diffuse. Non è la zona di transizione, è più superficiale e più sottile.
• Mantello superiore: la velocità riprende a salire, oltre 8 km/s.
• Zona di transizione (400–670 km): nessun salto netto ma una serie di gradini e irregolarità, forse composizionali. Non si sa.
• Mantello inferiore: aumento regolare.
• Gutenberg: le P crollano (il nucleo esterno è liquido, mezzo diverso) e poi risalgono fino a Lehmann, dove fanno un altro salto. Le S si azzerano: è la prova principale che il nucleo esterno è liquido (zona d’ombra delle S).

Il campo magnetico terrestre

Somiglia al campo di un dipolo, come una barretta magnetica su limatura di ferro. I poli magnetici non coincidono esattamente con quelli geografici, e le linee di forza sono distorte: schiacciate dal lato rivolto al Sole, allungate dal lato opposto. Il vento solare è fatto di particelle cariche in movimento, che generano un campo magnetico proprio in conflitto con quello terrestre. L’involucro del campo si chiama magnetosfera.

Il campo devia le particelle cariche del Sole e protegge la superficie da un bombardamento che probabilmente non avrebbe permesso la vita. E si genera, presumibilmente, da moti convettivi nel nucleo esterno: una lega di ferro fusa in movimento produce un campo magnetico. Se il nucleo esterno fosse solido, niente movimento, niente campo. In sintesi: siamo qui perché il nucleo esterno è liquido. Un oggetto a 2900 km di profondità ha ricadute dirette sulla vita.

Il campo si inverte periodicamente, e lo sappiamo dalle rocce. Durante un’inversione l’intensità cala molto (per invertirlo va quasi azzerato): è lo spunto dei film catastrofici, ma al di là dell’allarmismo il ruolo del campo resta fondamentale.

Il “Sistema Terra”

Quattro sfere che interagiscono di continuo, con confini sfumati (la distinzione è una semplificazione). Idrosfera: acque superficiali e sotterranee; gli oceani coprono circa il 71% del pianeta e contengono il 97% dell’acqua. Atmosfera: involucro gassoso fino a circa 100 km, protegge dalle radiazioni solari. Biosfera: tutta la vita, che si adatta all’ambiente ma lo influenza anche. Geosfera: la Terra solida, la parte più voluminosa; anche la sua parte profonda e inaccessibile influenza le altre, come mostra il campo magnetico. Due fonti di energia muovono tutto: la radiazione solare e il calore interno.

Perché i minerali, e quali

Non è mineralogia (quella parte a novembre, con la sistematica nel secondo semestre). Qui i minerali servono solo come costituenti delle rocce: riconoscerli per riconoscere, classificare e collocare la roccia.

Le rocce sono fatte di cristalli di minerali, di frammenti di cristalli e, per le sedimentarie, di componenti che vengono dalla biosfera (i fossili), che però si conservano quasi sempre come parti mineralizzate. Il docente l’ha annunciata come la lezione “noiosa”: dalla prossima si comincia con le rocce magmatiche.

Come crescono i cristalli

Un cristallo nasce da un nucleo microscopico e cresce secondo superfici piane naturali, le facce, dettate dal reticolo. Lasciato libero cresce uguale a se stesso e ha la forma che il reticolo prevede. Quando incontra vincoli (altri cristalli, poco spazio, cristallizzazione troppo rapida) la crescita si ferma del tutto o in parte e la forma si deforma. Spesso i cristalli si uniscono in aggregati detti granuli, in cui solo pochi individui hanno facce ben sviluppate.

I minerali da conoscere

Ne esistono moltissimi, ma per il riconoscimento sistematico delle rocce ne bastano una trentina. In ordine di importanza per gruppo:

I pirosseni non si distinguono in orto- e clino- a livello macroscopico: si dice “pirosseno” e basta (la distinzione arriva a Mineralogia).

Le sette proprietà da osservare

Si valutano a occhio nudo o con la lente 10×, con la punta al widia e con l’acido cloridrico al 10%. Durezza vera, peso specifico e proprietà magnetiche, ottiche ed elettriche richiedono strumenti: sono cose da Mineralogia.

1 · Abito e tessitura

Come si presenta esternamente il cristallo, in base a quanto si sono potute sviluppare le facce.

• Euedrale (idiomorfo): completamente delimitato da facce cristalline, crescita non disturbata. Ha il suo abito proprio.
• Subedrale (ipidiomorfo): facce solo in parte, crescita parzialmente limitata dai vicini.
• Anedrale (allotriomorfo): nessuna faccia, crescita completamente limitata. Non ha il suo abito.

Alcuni minerali sono tipicamente allotriomorfi (il quarzo, i plagioclasi), altri tendono a essere idiomorfi: dipende dall’ordine di cristallizzazione.

Tessitura, cioè come sono disposti i cristalli: radiale (a raggiera da un punto), a feltro (intrecciati), foliata (sovrapposti come i fogli di un quaderno), granulare (cristallo contro cristallo a riempire tutto il volume).

Habitus, la forma del singolo cristallo, lungo due assi: allungandosi si va da equidimensionale ad allungato-colonnare, aciculare, fibroso; appiattendosi da colonnare tozzo a tabulare, planare, micaceo; incrociando le due tendenze, laminare.

2 · Lucentezza

La capacità di riflettere la luce. Metallica, tipica di solfuri e ossidi (il cubetto di pirite). Non metallica, dei minerali trasparenti o traslucidi, che a sua volta può essere adamantina (diamante), vitrea (quarzo), sericea (come la seta, cangiante: serpentino), grassa (talco), madreperlacea (miche), resinosa (zolfo), terrosa (molto spenta). Le tre da tenere a mente sono vitrea, sericea e madreperlacea: aiutano a riconoscere quarzo, serpentino e miche.

3 · Trasparenza

Opaco: non si fa attraversare dalla luce. Trasparente: si vede cosa c’è dietro, come nel vetro. Traslucido: la luce passa, ma dietro si distingue a fatica.

4 · Colore

Si valuta in luce naturale. Un minerale è incolore se non assorbe (o assorbe poco e in modo uguale) le lunghezze d’onda della luce; è colorato se ne assorbe alcune in modo selettivo. Le cause sono distorsioni del reticolo o ioni cromofori che occupano siti di altri elementi. Idiocromatici: sempre lo stesso colore. Allocromatici: colori diversi o incolori. Per questo il colore da solo raramente basta.

5 · Durezza approssimativa

La resistenza a essere scalfito. In Mineralogia si usa la scala di Mohs con le sue punte di durezza nota. Qui, speditivamente, bastano l’unghia e la punta al widia: si riga o non si riga.

6 · Sfaldatura e frattura

Come reagisce il minerale a una sollecitazione. Con la punta lo si “stuzzica”, oppure si guarda la superficie lasciata quando si è staccato il campione.

• Sfaldatura: rottura lungo superfici piane parallele a piani cristallografici, dove i legami sono più deboli. Il pezzo che si stacca è confrontabile con quello di partenza: si ripropone la struttura del cristallo. Può essere netta, incerta o assente, in una o più direzioni.
• Frattura: risposta disorganizzata, nei minerali con legami uguali in tutte le direzioni. Il pezzo che si ottiene non è una copia del cristallo. Concoide: come il segno di una cucchiaiata nel budino, indica un materiale molto omogeneo. Scheggiosa o fibrosa, produce schegge. Irregolare: superficie tormentata, come quella di una martellata su un mattone.

7 · Reattività all’acido cloridrico

Una goccia di HCl al 10% sul minerale. I carbonati si sciolgono e liberano CO₂, che si vede come bollicine che “friggono”:

CaCO₃ + 2HCl → CaCl₂ + H₂O + CO₂

• Calcite: reagisce vivacemente anche a freddo. È il minerale per eccellenza reattivo all’acido: un bel cristallo di calcite sotto la goccia sparisce.
• Dolomite e gli altri carbonati: reagiscono solo a caldo. Si scalda il campione con un accendino e poi si mette la goccia.
• Una debole reazione in una roccia che non è un carbonato può dipendere da un po’ di calcite dispersa.
• All’inizio si mette l’acido anche sul quarzo, che è inerte, giusto per prendere la mano. Poi lo si usa solo quando ha senso, come verifica ulteriore.

Le schede dei minerali

Da stampare o tenere sul tablet e portare alle esercitazioni e all’esame. Non vanno imparate a memoria: sono il prontuario per confrontare quello che si osserva.

Silicati: i chiari

Quarzo

Il minerale “infestante”: si trova dappertutto, in rocce sedimentarie, magmatiche e metamorfiche. È estremamente stabile, passa da una roccia all’altra mantenendo inalterate le sue caratteristiche, e per molte classificazioni è il primo elemento che si va a guardare. Di solito allotriomorfo, perché cristallizza per ultimo e occupa lo spazio che resta; quando cresce in pace è un prisma allungato. Lucentezza vitrea: sembra un coccio di bottiglia, vetro rotto. Da trasparente a traslucido, incolore per definizione; a volte violaceo, rosato, giallino (ametista, citrino, pietre semipreziose, ma nelle rocce è raro). Durezza 7: riga l’acciaio del martello. Nessuna sfaldatura: frattura concoide secondo i testi, ma spesso molto irregolare. Inerte all’HCl.

Feldspato alcalino

Prismatico tabulare, spesso idiomorfo. Lucentezza perlacea. Da opaco a trasparente: quando è pulitissimo sembra quasi trasparente, e lì si può confondere. Colore dal bianco latte al rosa, marrone chiaro, rosso. Durezza circa 6. Sfaldatura netta secondo piani paralleli, e molto spesso una geminazione ben visibile: durante la crescita le facce formano un piccolo angolo, e ruotando il campione la luce si riflette prima su una metà e poi sull’altra, come se fossero due cristalli saldati. Inerte all’HCl. Frequente in rocce magmatiche e metamorfiche, più raro nelle sedimentarie perché labile: si altera facilmente e viene distrutto lungo la storia della roccia, l’opposto del quarzo.

Plagioclasi

Parenti stretti dei feldspati alcalini. Abito prismatico tabulare, sul campione appaiono come rettangoli. Quasi sempre allotriomorfi: riempiono lo spazio lasciato dagli altri; raramente idiomorfi. Traslucidi, più raramente trasparenti. “Lucentezza bianca”, colore dal bianco latte al bianco farina, a volte debolmente colorati, e con l’alterazione anche toni verdi. Durezza 6. Sono sempre geminati, ma la geminazione a occhio nudo non si vede. Sfaldano lungo piani perpendicolari. Inerti all’HCl. Magmatici e metamorfici, rari nelle sedimentarie: labili anche loro.

Feldspatoidi

Meno frequenti. Abito globulare o prismatico tozzo: poliedri a molte faccette che tendono alla sfera. Traslucidi, da vitrei a opachi o madreperlacei, dal bianco al grigiastro (incolori solo se purissimi). Durezza 5,5–6. Potenzialmente sfaldabili, ma sollecitati di solito si rompono e basta. Inerti all’HCl. Tra i minerali bianchi si riconoscono proprio perché globulari. Tipici delle rocce magmatiche; labili, quasi assenti nelle sedimentarie.

Silicati: i colorati

Olivina

Quella che si vede nei gioielli come peridoto. Nelle rocce spesso è un aggregato, ma la forma classica è globulare e tende all’idiomorfo. Vitrea come il quarzo, sembra anche lei un fondo di bottiglia, tendenzialmente trasparente ma mai incolore: verde scuro, verde oliva, giallastro. Da qui il nome, e da qui la distinzione facile dal quarzo. Durezza 6,5–7. Ha quasi sempre un aspetto fratturato, mentre il quarzo sembra più integro. Inerte all’HCl. È instabile fuori dalle condizioni del magma e si trasforma facilmente in altri minerali: trovarla fresca e sana è piuttosto raro.

Anfiboli

Grande gruppo, si somigliano tutti. Prismatici molto allungati, fino ad aciculari, spesso in aggregati a ciuffi radiali che partono da un punto. Piccoli: si guardano con la lente. Vitrei, da opachi a traslucidi, colore dal nero al verde al blu scuro. Durezza 5–6: delicati, con la punta tendono a rompersi. Si sfaldano perfettamente in prismi uguali a quello di partenza, ma essendo piccoli non è facile vederlo. Il riconoscimento passa soprattutto per questo abito stretto, allungato, a ciuffi. Inerti all’HCl. Magmatici e metamorfici.

Pirosseni

Parenti degli anfiboli. Spesso idiomorfi, prismatici ma tozzi, non aciculari: questo li distingue dagli anfiboli. Opachi, sempre colorati: nero, bruno, verde, a volte verde smeraldo molto brillante. Durezza 6–7. Teoricamente sfaldabili in forme prismatiche, se sani; altrimenti si rompono. Inerti all’HCl. Magmatici e metamorfici, accessori nel sedimentario. [ndr] La slide indica lucentezza “metallica”: di norma i pirosseni hanno lucentezza vitrea, al massimo submetallica in alcune varietà; nell’audio il passaggio non è chiaro (?).

Granati

Globulari, equidimensionali, poliedri che tendono alla sfera, spesso idiomorfi. Da vitrei a resinosi, da traslucidi a opachi. Colori molto variabili: rossastri, verdastri, bruni, comunque ben colorati. Molto duri (7): si usano come pietre dure. Nessuna sfaldatura evidente, frattura concoide. Inerti all’HCl. Magmatici e metamorfici; nel sedimentario solo come frammenti, mai con genesi sedimentaria.

Epidoto

Uno dei più difficili da riconoscere. Piccoli prismetti a volte allungati, sempre piccoli: si vedono bene solo con la lente, come puntini verdastri. Raramente trasparenti, più spesso opachi e colorati: verde, verde-giallastro, verde-brunastro, giallo, grigio, nero. Il colore dipende dalla chimica e quindi dalla giacitura (lo si vedrà nel secondo semestre). Durezza 6–7, la punta non lo riga. Sfaldatura netta secondo l’allungamento, ma su cristalli così piccoli a occhio nudo è quasi impossibile vederla. Inerte all’HCl. Magmatico e metamorfico, nel sedimentario solo come frammenti.

Silicati: i fillosilicati

Mica bianca e mica nera

Gruppi informali: dentro ci sono molte specie con nomi e composizioni propri (per la mica bianca tipicamente la muscovite, per la nera la biotite). Il tratto che le fa riconoscere al volo: sono prismetti fatti da innumerevoli lamelle sovrapposte, con legami debolissimi tra un foglio e l’altro. Basta l’unghia o la punta per far saltare una lamella: si sfogliano come un blocchetto, e finiscono sulle mani quando ci si lavora. Durezza circa 3 (bianca) e 2,5–3 (nera). Lucentezza madreperlacea, a tratti quasi metallica. Mica bianca: mai davvero bianca, argentea fino al giallastro quasi dorato, da trasparente a traslucida. Mica nera: da nera a marrone scuro a verde scuro, da opaca a traslucida. Dimensioni da pochi millimetri a qualche centimetro: conta che si sfogli, non quanto è grande. Inerti all’HCl. Magmatiche e metamorfiche, legate alla cristallizzazione; abbondanti come detrito nelle sedimentarie.

La foto del granito in slide li mette insieme: il vitreo trasparente è il quarzo, i bianchi sono feldspati (alcalini se idiomorfi e geminati, plagioclasi se allotriomorfi e a riempire gli spazi, come qui), i neri a lamelle sono mica nera.

Serpentino

Fillosilicato anche lui, ma le lamelle sono arrotolate su se stesse: niente effetto blocchetto, ma un abito fibroso, a aghetti radiali o a feltro. Lucentezza sericea, colori cangianti dal bianco al verde al giallastro. Opaco. Si fanno saltare via fibra per fibra. Durezza bassa (2,5): si lavora con l’unghia. Inerte all’HCl. Deriva in larga parte dall’alterazione dell’olivina nel processo metamorfico, e compare come detrito, a volte abbondante, nelle sedimentarie. In questo gruppo ci sono le specie fibrose dell’amianto, con le malattie legate alle fibre come l’asbestosi.

Clorite

Simile alle miche: fogliata, lamelle sovrapposte che si staccano. Normalmente verde, opaca, tra lucida e vitrea. Durezza di difficile valutazione, molto variabile. Inerte all’HCl.

Carbonati

Calcite

La più famosa e frequente. Spesso idiomorfa, tabulare o prismatica, ma molto spesso in aggregati granulari. Da traslucida a trasparente, lucentezza da vitrea a polverosa. Incolore se trasparente, poi bianca, fino al rosa. Tenera, durezza 3: la punta al widia la riga subito. Sfalda secondo le facce del romboedro. Reazione vivacissima all’HCl a freddo. Frequentissima nel processo sedimentario, presente in quello metamorfico; i carbonati magmatici sono rarissimi e legati a condizioni particolari.

Dolomite

Parente stretta della calcite: al calcio si associa e in parte si sostituisce il magnesio. Idiomorfa, da equidimensionale a tabulare, spesso granulare. Da vitrea a madreperlacea, da trasparente a traslucida (raramente lucida). Bianca, bianco-rosata, più raramente giallastra. Un po’ più dura della calcite (4). Sfalda secondo il romboedro. Reagisce all’HCl solo a caldo: si scalda il campione, poi la goccia.

Solfati (solo slide)

Anidrite

Solfato di calcio anidro. Spesso idiomorfa, prismatica fibrosa o granulare. Lucentezza vitrea, perlacea, grassa o madreperlacea; da trasparente a traslucida; grigia, bianca o azzurra. Durezza 3. Sfalda secondo coppie di facce parallele.

Gesso

Solfato di calcio idrato. Spesso idiomorfo, da tabulare a fibroso, granulare. Da vitreo a perlaceo a sericeo, da traslucido a trasparente; bianco, grigio, giallastro, bruno. Durezza 2: si riga con l’unghia. Sfaldabile in lame e scagliette.

Il prontuario in una tabella

Sintesi delle schede, per il confronto veloce durante le esercitazioni.

Dove si trovano: labili e stabili

Un filo che torna in tutte le schede. Il quarzo è stabilissimo e passa indenne da una roccia all’altra, quindi è ovunque. Feldspati, plagioclasi e feldspatoidi sono labili: si alterano e spariscono durante la storia della roccia, per questo sono rari nelle sedimentarie. Olivina è instabile appena lasciate le condizioni del magma. Granati ed epidoto sono magmatici o metamorfici e nel sedimentario compaiono solo come frammenti. Miche e serpentino finiscono spesso come detrito nelle sedimentarie. Carbonati e solfati sono di casa nel sedimentario.

Comunicazioni

• Corso sicurezza da 4 ore: gli attestati arrivati finora sono pochi. Chi l’ha fatto mandi l’attestato al prof.
• Informativa e consenso: questa settimana il prof manda un documento da leggere, una liberatoria privacy per foto e immagini in aula e durante le uscite. Niente di strano, ma c’è piena libertà di negare il consenso: chi lo nega lo dica.
• Lunedì 5 e martedì 6 ottobre: riconoscimento delle rocce magmatiche sui campioni. Servono lente e punta.

Il processo magmatico

Una carrellata di concetti fondamentali: solo quelli che servono per arrivare alla classificazione.

Il consolidamento avviene per raffreddamento, e tutto dipende da tempi e modi di dissipazione del calore. Tre casi:

• Intrusive: il magma resta dentro la crosta e raffredda lentamente. Serve per forza una roccia incassante, un volume di rocce che contiene il fuso e attraverso cui il calore viene dissipato piano piano.
• Effusive (tipicamente le vulcaniche): il fuso arriva in superficie, esce dalla crosta e si spande sulla superficie del pianeta, entrando subito in contatto con aria o acqua. Raffreddamento rapidissimo. Durante l’emissione una parte dei volatili si disperde nell’atmosfera, un’altra resta intrappolata nel materiale emesso.
• Subvulcaniche (ipoabissali): la via di mezzo. Il magma riempie fratture nelle rocce incassanti e resta intrappolato vicino alla superficie senza arrivarci. Raffreddamento relativamente lento: più veloce delle intrusive, più lento delle effusive.

Sulla genesi incidono tre fattori, temperatura, pressione e attività dei fluidi, ma quello che condiziona di più la solidificazione è la temperatura. Più il raffreddamento è lento, più la roccia sarà francamente cristallina; più è veloce, più sarà vetrosa. Le intrusive vedono una piena cristallizzazione dell’intera massa, le vetrose nessuna: sono i due estremi.

Da dove vengono i magmi

• Fusione parziale del mantello → magmi basici.
• Fusione parziale della crosta continentale → magmi acidi.

Basico e acido si riferiscono alla ricchezza in silice. Il chimismo del magma condiziona quali minerali si possono formare, e i minerali condizionano il tipo di roccia. Una roccia sarà quindi orientata verso il basico o verso l’acido già a partire dalla sua composizione mineralogica.

Strutture intrusive ed effusive

“Un po’ di nomenclatura. È la vostra vita di geologi.”

Dicchi e sill sono più piccoli e meno profondi dei batoliti, e legati alla risalita del fuso verso la superficie, ma tendono comunque a restare segregati. Le effusive invece sono il prodotto della risalita completa: effusione di lava in superficie oppure dispersione di materiale piroclastico (frammentario), con la ricaduta delle ceneri emesse in atmosfera.

L’acqua e i volatili

• In condizioni secche (anidre) la temperatura di fusione aumenta con la pressione.
• In condizioni umide (idrate) la temperatura di fusione diminuisce con la pressione: l’acqua agisce da fondente, termine preso dalla siderurgia. Abbassa il punto di fusione.

:::esame{etichetta=“La domanda del prof: dov’è l’acqua in una roccia “umida”?”} Non si tratta di essere bagnati o all’asciutto in superficie. L’acqua sta nel reticolo cristallino dei minerali idrati (ad esempio le miche, i fillosilicati, sotto forma di ossidrili). Come la tiro fuori? Con la pressione: aumentandola è come se spremessi il reticolo, che libera l’acqua nel sistema, e quell’acqua fa da fondente. Tornerà con la prof.ssa Federico nella dinamica crostale. :::

I volatili nelle eruzioni

Durante l’attività vulcanica si liberano grandi quantità di componenti volatili in forma gassosa: acqua (il più importante), anidride carbonica (CO₂), monossido di carbonio (CO), anidride solforosa (SO₂), idrogeno solforato (H₂S), diidrogeno (H₂). Insieme ai gas viene proiettata in atmosfera una frazione solida, soprattutto ceneri.

Per tenere i volatili disciolti nel fuso servono pressioni elevate. Durante la risalita la pressione cala e i volatili essolvono: si separano dal fuso in forma di bolle, vengono portati alla bocca del vulcano ed emessi. Ma con un raffreddamento molto veloce una parte resta bloccata nella roccia effusiva e le dà un aspetto caratteristico, le vescicole: sacche apparentemente vuote che in realtà contenevano la fase gassosa.

Primo passo: la tessitura

Vale per tutte le rocce, magmatiche, sedimentarie e metamorfiche: la prima cosa da fare con un campione è individuarne la tessitura. Ogni famiglia ha tessiture caratteristiche, e già così si sgrossa la classificazione.

• Olocristallina (“olo” = tutto): tutto il magma è solidificato in cristalli di dimensioni discrete. Nel fuso ci sono relativamente pochi nuclei e i cristalli crescono in modo abbastanza completo, tendenzialmente idiomorfi, finché l’ultimo arrivato occupa lo spazio che resta. Tipica delle intrusive, per lento raffreddamento.
• Micro- o criptocristallina: raffreddamento molto veloce, moltissimi nuclei, nessuno riesce a crescere. A occhio nudo si fa una fatica estrema a distinguere qualche cristallo: l’aspetto è molto omogeneo. Tipica delle effusive.
• Porfirica: pochi grandi cristalli ben visibili a occhio nudo, i fenocristalli, dispersi in una pasta di fondo microcristallina o vetrosa, come se galleggiassero. Come si forma, secondo quanto raccontato a lezione: durante la risalita alcuni nuclei hanno il tempo di far crescere i propri cristalli; poi il raffreddamento diventa drastico e tutto il resto non riesce ad avere la stessa storia, ma “sigilla e blinda” quello che era cresciuto. [ndr] Le slide la liquidano come “veloce raffreddamento”, ma in realtà la porfirica racconta due fasi: una lenta, che fa crescere i fenocristalli, e una rapida, che forma la pasta di fondo.
• Vetrose: la massa non cristallizza. Sono sempre prodotti di emissione vulcanica. Due gruppi: non frammentarie, dall’aspetto di un vetro più o meno pulito, e frammentarie o piroclastiche.

Secondo passo: la composizione mineralogica

Dove possibile si stima quali e quanti minerali sono presenti, come percentuale sul volume della roccia. Quest’anno lo si fa in modo speditivo, a occhio e con la lente; l’anno prossimo in modo quantitativo, con le sezioni sottili, che risolvono anche quello che è troppo piccolo per l’occhio.

L’indice di colore

Un approccio empirico, “che funziona fino a un certo punto ma un po’ d’aiuto lo dà”: è la percentuale di minerali femici. Più la roccia è scura, più è ricca in femici, più l’indice è alto. Aiuta soprattutto con le rocce micro- e criptocristalline, dove la mineralogia non si vede.

Tabella dalla slide “una prima classificazione” (da Marshak, 2004). [ndr] Le soglie numeriche non sono sulla slide; quelle usate di solito sono leucocratico < 35, mesocratico 35–65, melanocratico 65–90, ultramafico > 90.

La classificazione (dalle slide)

Non spiegata a voce: la si vedrà in pratica lunedì e martedì prossimi sui campioni. Qui c’è la logica, per arrivare preparati.

Si usano diagrammi triangolari: ogni vertice corrisponde al 100% di un componente.

Intrusive

1. Stimare la percentuale di femici. Se supera il 90%, la roccia è ultrafemica e si classifica con il triangolo olivina / ortopirosseno / clinopirosseno: con olivina oltre il 90% è una dunite, tra 40 e 90% una peridotite (ad esempio la lherzolite), sotto il 40% una pirossenite (ortopirossenite, clinopirossenite, websterite).

2. Se i femici sono sotto il 90% si usa il doppio triangolo di Streckeisen (QAPF), basato sui minerali sialici. Il triangolo superiore Q-A-P rappresenta gran parte delle intrusive.

• Prima si stima il quarzo (Q). Se è visibile a occhio nudo (più del 20%) la roccia è sovrassatura in silice; se non è visibile (meno del 20%) è satura.
• Poi il rapporto tra feldspati alcalini (A) e plagioclasi (P).
• Tra rocce dello stesso settore si distingue in base alla composizione dei plagioclasi e al tipo di femici (ad esempio diorite e gabbro).

Effusive

A occhio nudo si possono classificare solo se hanno fenocristalli, cioè tessitura porfirica. Si ragiona come per le intrusive, ma solo sui fenocristalli: se c’è quarzo tra i fenocristalli, la roccia è sovrassatura in silice.

Vetrose

Quando si riesce a interpretare il meccanismo di trasporto, frammentazione o messa in posto: block and ash flow (flusso piroclastico di blocchi e ceneri), ignimbrite (flusso piroclastico di pomice e cenere, clasti da lapilli a blocchi), ialoclastite (fuso in acqua, ghiaccio o sedimenti saturi d’acqua, che si frammenta in piccoli pezzi angolosi), autoclastite (frammentazione in posto della colata per un qualunque fattore meccanico).

Una prima classificazione

Approccio speditivo: non si pretende di piazzare il campione esattamente nel campo del diagramma, ma di dargli un nome ragionevole. L’anno prossimo, a Petrografia, lo si farà in modo rigoroso.

Lo schema della slide (da Marshak) mette in fila le rocce secondo il contenuto in silice, dalle silicee (acide) alle intermedie, alle femiche, alle ultrafemiche. Più cresce la silice, più la roccia è acida, leggera e chiara. Scendendo verso le ultrafemiche aumentano ferro, magnesio e densità, cala la silice, sale l’indice di colore. [ndr] In aula la silice è stata data “da un minimo del 40% fino al 60%”. La scala di solito usata: ultrafemiche < 45%, femiche 45–52%, intermedie 52–63%, silicee > 63% (fino a circa il 75% nei graniti).

• Per ogni riga c’è un termine effusivo (micro/criptocristallino o porfirico) e il suo equivalente intrusivo (olocristallino, cristalli visibili a occhio nudo): granito–riolite, diorite–andesite, gabbro–basalto, peridotite–komatiite.
• Più si va verso il silicico, più la composizione mineralogica è varia. Verso l’ultrafemico si impoverisce, fino a rocce fatte praticamente solo di olivina.
• I minerali dello schema sono tutti quelli delle schede: feldspati alcalini, quarzo, plagioclasi, biotite, anfibolo, pirosseno, olivina.
• Il plagioclasio ha un campo molto ampio e cambia composizione: ricco in calcio nei termini femici, ricco in sodio in quelli silicici.

Le rocce vetrose

Frammentarie: le piroclastiti

Il nome “nobile” delle vetrose frammentarie è rocce piroclastiche, molto più usato di “frammentarie”. Due grandi gruppi: i tufi di caduta e i tufi saldati, cioè i depositi di un flusso piroclastico che scorre lungo i versanti. Gli abitanti di Pompei sono stati travolti e sepolti da una nube piroclastica. In entrambi i casi il risultato è comunque un tufo in senso geologico.

Le piroclastiti nascono da un’attività vulcanica esplosiva che proietta grandi volumi di gas e frammenti di lava, sia ancora fusa (brandelli) sia già consolidata. I frammenti raffreddano rapidissimamente e ricadono (fallout), in atmosfera o colando lungo il cono. Per questo sono il punto di passaggio verso le sedimentarie, e si classificano con un triangolo granulometrico, come le sedimentarie clastiche:

La registrazione si interrompe alle ceneri: la riga dei lapilli è la classe intermedia standard.

• Ialoclastite (dall’inglese hyaloclastite): lava effusa in acqua, sotto un ghiacciaio o in sedimenti saturi d’acqua. L’interazione con l’acqua dà un raffreddamento rapidissimo e una contrazione: il materiale si frammenta in clasti angolosi, a spigoli vivi.
• Autoclastite: in generale, un fuso che si frammenta durante il consolidamento, in qualunque condizione.

Non frammentarie

Le vescicole sono il riflesso dei gas disciolti nel fuso.

Il protocollo con i diagrammi triangolari

Ogni vertice è il 100% di un componente (end member); lungo ogni lato si legge la percentuale, e all’interno si incrociano le informazioni. Quest’anno le percentuali si stimano a occhio sul campione; l’anno prossimo si conteranno al microscopio.

Femici ≥ 90%: le ultrafemiche

Prima cosa da valutare: la percentuale di femici. Se arriva al 90% o più si usa il triangolo con olivina, ortopirosseno e clinopirosseno (che a occhio nudo si ragionano insieme). Tre nomi fondamentali:

• Dunite: olivina ≥ 90%.
• Peridotite: olivina tra 40 e 90%. Tra le più frequenti; equivalente effusivo la komatiite.
• Pirossenite: olivina < 40%, dominano i pirosseni.

Femici < 90%: Streckeisen per le intrusive

Il doppio triangolo del petrografo Streckeisen ha quattro termini estremi: Q quarzo, A feldspati alcalini, P plagioclasi, F feldspatoidi. Ci entrano praticamente tutte le intrusive.

• Q e F si escludono: il 100% di Q è in cima, lo 0% sulla linea A–P; sotto quella linea non c’è quarzo, sopra non ci sono feldspatoidi. Il resto si può mescolare in qualunque proporzione.
• La regola del 20%: per semplificare si assume che se il quarzo si vede, è almeno il 20% della roccia. Sotto quella soglia non lo si vede a occhio nudo; lo si troverà in sezione sottile.
• Sopra il 20%: rocce sovrassature in silice. Sotto: al più sature. Scendendo nel triangolo inferiore si esce dalla saturazione e si va verso il femico.
• Poi si stimano A e P, si incrociano con Q e si trova il campo (ad esempio quello dei graniti). Stessa logica nel triangolo inferiore, con i feldspatoidi (i bianchi tondeggianti) al posto del quarzo.

Il femico accessorio

I femici, in questi diagrammi, sono accessori: si aggiungono e di solito non cambiano il nome. Nei graniti c’è tipicamente biotite: “ci sono anch’io”, ma non aggiunge molto. Servono invece nei campi in cui cadono più nomi, come la casella di diorite, gabbro e anortosite (stesse proporzioni di Q, A e P):

Le effusive

• Il triangolo di Streckeisen per le effusive ha gli stessi vertici, ma si può usare a occhio solo con tessitura porfirica, ragionando sui fenocristalli: prima si cerca quarzo o feldspatoidi, poi si valuta A rispetto a P. La nomenclatura è più semplice, perché ci sono meno suddivisioni.
• Con tessitura micro o criptocristallina si fa quello che si può: indice di colore, al massimo qualche microcristallo con la lente.
• Nei termini femici distinguere a occhio un’andesite da un basalto è molto difficile: i fenocristalli sono quasi tutti plagioclasio. Aiuta un po’ l’indice di colore (le andesiti sono più chiare), ma è molto empirico.

In aula: il ragionamento sui campioni

“Dovete discutere con la roccia.” E non dite sì solo per far contento il prof: in laboratorio e all’esame lo farete da soli.

1 · Granito

Cristalli di dimensioni discrete: olocristallina, intrusiva. Leucocratica, tende al bianco: probabile roccia silicica, quindi femici sotto il 90% e Streckeisen. Si vede il quarzo: niente feldspatoidi, triangolo superiore, sovrassatura. Il quarzo è tutto? No, e nessuno pensa sia oltre il 60%: siamo tra il 20 e il 60%. A quel punto il quarzo “ha dato tutte le informazioni che poteva”. Restano A e P: i feldspati alcalini sono tabulari, spesso idiomorfi, colorati e con la geminazione che riflette la luce “a tavole”; il plagioclasio è bianco, allotriomorfo, riempie gli spazi. Qui prevalgono gli alcalini: si escludono granodiorite e tonalite, e gli alcalini non sono così tanti da essere un granito a feldspato alcalino. È un granito (A e P circa equivalenti: monzogranito; prevalgono un po’ gli alcalini: sienogranito). C’è una mica nera, probabilmente biotite: si mette nell’elenco dei minerali, ma non serve al nome. “Se diciamo che è un granito, siamo già a posto.”

2 · Gabbro

Grandi cristalli, anche centimetrici: olocristallina, intrusiva. Indice di colore intermedio, non melanocratico: niente triangolo delle ultrafemiche. Non si vedono né quarzo né feldspatoidi: siamo vicini alla linea A–P (attenzione: il quarzo potrebbe esserci in cristalli troppo piccoli, se la roccia è solo satura). Feldspati alcalini non se ne vedono, solo roba bianca, quindi domina il plagioclasio: angolo P, casella di diorite, gabbro e anortosite. Il nero è troppo per un’anortosite. Il femico è tozzo e robusto, non a aghetti o ciuffetti: pirosseno, quindi gabbro. Con l’anfibolo sarebbe stata una diorite.

3 · Effusiva porfirica vescicolare con feldspatoidi

Ha le vescicole, ma anche dei cristalli bianchi: è porfirica, quindi non è una scoria (una scoria non avrebbe fenocristalli). Si usa lo Streckeisen per le effusive. Quarzo niente; si vedono feldspatoidi, bianchi e globulari: triangolo inferiore, verso il fondo, più o meno nel campo delle tefriti. “Tutto quello che possiamo fare con una roccia di questo tipo è quello.”

4 · Riolite

Porfirica: grandi individui in una pasta di fondo. Tra i fenocristalli c’è il quarzo, anche se poco (“gli vogliamo bene? Sì: anche se è poco, vuol dire che siamo da qui in su”). Ci sono anche fenocristalli prismatici colorati, quindi non siamo nell’angolo del quarzo: riolite. Il campo della riolite è lo stesso del granito: la riolite è il suo equivalente effusivo.

5 · Effusiva scura senza fenocristalli

Effusiva, probabilmente femica per il colore scuro, con vescicole piccolissime. Ma non ha fenocristalli: a occhio nudo non si può classificare, ci si ferma.

Le regole del laboratorio

“Non c’è trucco, non c’è inganno: sono solo rocce magmatiche.”

• Quattro ore in tutto, lunedì 5 e martedì 6 ottobre (il secondo pomeriggio è la lezione 7), stesso laboratorio, con i campioni visti nelle due lezioni di introduzione. Si prende un campione, si torna al posto, si ragiona, si cambia. Da soli o in gruppo, come si preferisce: in tre (Piazza, Federico e l’assistente) passano tra i banchi.
• L’obiettivo è vederne più tipi possibile e ragionarli tutti con lo stesso metodo. Non è ancora il momento di rocce messe lì per confondere: solo magmatiche.
• Chi lavora in gruppo “ci metta la testa” comunque: all’esame si è da soli, ognuno con le sue rocce, e nessuno interviene in aiuto.
• Servono lente e punta, da oggi.

Scheda modello

Una scheda così per ogni campione. Compilare tutte le righe, anche quando la risposta è “non si vede”: è un’informazione.

Campione

Cosa ho sbagliato e perché

Da compilare a fine laboratorio. Gli errori ripetuti sono la lista di ripasso più utile che esista.

Il laboratorio

Stesso laboratorio e stesso metodo del 5 ottobre: ogni campione si ragiona per passi, dalla tessitura al nome. Questa volta c’era solo la prof Federico. Puntare ai tipi non visti il primo giorno; all’esame si è da soli, ognuno con le sue rocce.

Scheda modello

Una scheda così per ogni campione. Compilare tutte le righe, anche quando la risposta è “non si vede”: è un’informazione.

Campione

Cosa ho sbagliato e perché

Da compilare a fine laboratorio. Gli errori ripetuti sono la lista di ripasso più utile che esista.

Comunicazioni

• Da oggi si parla di rocce sedimentarie, “per un pochino”; poi tornano i laboratori di riconoscimento, stavolta sulle sedimentarie.
• Prima escursione a fine mese, se tempo e condizioni lo permettono. In mezzo c’è il corso di formazione da 8 ore, quello di legge per poter fare le attività di laboratorio.
• Settimana prossima le informazioni sull’uscita. Servono giubbino ad alta visibilità, elmetto e occhiali antinfortunistici.
• Scambio ore, confermato da una mail ai corsisti: lunedì 12 ottobre; Piazza prende il posto di Brandolini giovedì pomeriggio (15 ottobre). Martedì 13 si fa la solita lezione in CT.09.

Il processo sedimentario

Dopo il processo magmatico, il secondo del ciclo delle rocce.

Le rocce che affiorano vengono esposte agli agenti atmosferici e prendono parte a un processo articolato, il processo sedimentario, che porta prima alla formazione di un sedimento e poi di una roccia sedimentaria. Al processo partecipano rocce di qualunque tipo, perché ormai il ciclo ha fatto il suo primo giro: magmatiche, metamorfiche, altre sedimentarie, e perfino gli stessi sedimenti, cioè materiale che non è ancora roccia. Le rocce sedimentarie sono la parte più superficiale della crosta e un mondo molto più vario delle magmatiche: si classificano in gruppi, in base alla genesi e agli attori che concorrono a formarle.

• Sono tutte indispensabili, più o meno evidenti e più o meno facili da interpretare. Intervengono, come in ogni processo petrogenetico, pressione, temperatura e attività dei fluidi, che si bilanciano e sbilanciano.
• Il processo può essere interrotto in qualunque momento, ma per arrivare a una roccia sedimentaria bisogna percorrerlo per intero. Un sedimento prima di diventare roccia può ricominciare da capo e essere rielaborato più volte.
• Il luogo dove avviene la sedimentazione è il bacino di sedimentazione (o bacino sedimentario). Il volume di rocce che fornisce il materiale, clasti ed eventualmente ioni, è l’area sorgente o bacino alimentatore. Il caso più classico è un bacino marino alimentato da rilievi, ma si sedimenta in tutti gli ambienti della superficie del pianeta.

Alterazione

In un granito, per esempio, l’alterazione si manifesta indebolendo i legami tra un cristallo di quarzo e uno di plagioclasio, o tra altri cristalli.

Alterazione chimica

Questo passaggio nell’audio è illeggibile: lo ricostruisco dalle slide e dal discorso che segue.

Gli agenti chimici fondamentali sono soluzione, idrolisi e ossidazione. Agiscono soprattutto per mezzo di acqua e aria, quindi sulla superficie terrestre.

• Dissoluzione totale di un minerale, con evacuazione degli ioni in soluzione. Succede quando la roccia è fatta di sali, per esempio carbonato di calcio, e le acque sono sufficientemente aggressive. Sfocia quasi subito in erosione, perché gli ioni sono presi in carico dall’acqua e allontanati.
• Trasformazione di un minerale in altri minerali, soprattutto i silicati in argille. Nel granito i feldspati diventano via via argille, che hanno dimensioni minori e sono molto più facili da erodere. Questo è l’idrolisi dei silicati: le reazioni, con le formule, si vedono a Chimica con Solokha.

Più le condizioni in cui si trova la roccia sono diverse da quelle in cui si è formata, meno è stabile il minerale e più efficace è l’alterazione chimica. Il processo è controllato dalla chimica delle acque, dalla disponibilità d’acqua e dalle fluttuazioni termiche: tre fattori a loro volta legati al clima e alla geomorfologia.

Alterazione fisica

Stessi controlli: tra una cima, una valle, un ambiente artico e uno desertico cambia tutto, per esempio se sono possibili i cicli gelo e disgelo, l’evaporazione capillare che fa crescere i sali o un’escursione termica abbastanza netta.

Per la decompressione: nelle cave di pietra ornamentale i blocchi vengono lasciati stagionare qualche giorno sul piazzale prima di essere tagliati, per dare loro il tempo di decomprimere.

Alla fine dell’alterazione la roccia è predisposta alla fase successiva e si sono già individuate le singole particelle.

Erosione

Clasto è il termine tecnico per un frammento di roccia di qualunque dimensione. Il materiale prodotto può viaggiare in forma clastica (frammenti) o in forma ionica (ioni in soluzione).

Trasporto

Trasporto selettivo e non selettivo. Un mezzo è selettivo se sceglie il materiale in base alla dimensione.

• Non selettivi: la gravità (quello che cade, cade qualunque sia la dimensione) e il ghiaccio, che porta clasti di qualunque classe dimensionale sulla superficie, nel corpo, sul fondo e alla fronte del ghiacciaio.
• Fortemente selettivi: acqua e vento. Qui conta l’energia del mezzo: più è alta, più grandi sono i clasti trasportabili. Va considerata anche la densità: a parità di dimensioni un materiale più pesante è più difficile da spostare.

Per acqua e vento i modi di trasporto sono trascinamento, rotolamento, saltazione e sospensione; in acqua anche il galleggiamento. Più l’energia è alta, più classi dimensionali si spingono verso la condizione massima, la sospensione. I materiali molto grandi non staranno mai in sospensione, ma verranno trascinati o rotolati; in sospensione stanno i più fini e leggeri.

Dopo un forte temporale, alla foce del Bisagno o del Polcevera, l’acqua è scura e marroncina: è il materiale in sospensione che, calando l’energia, si allontana e poi decanta sul fondo. Un tronco che galleggia, va al largo e poi affonda sedimenta insieme alle particelle che erano state tenute in sospensione.

Deposito

Frazione clastica. Basta togliere energia al mezzo: un fiume che arriva al mare perde l’energia che lo faceva trasportare, e per gravità i clasti si appoggiano al fondo. Prima i più grossi e pesanti, poi, man mano che l’energia cala ancora, quelli sospesi più leggeri, che decantano.

Frazione ionica. Qui non manca il trasporto, perché il mare non perde acqua, e serve un altro meccanismo: il più semplice è mandare l’acqua in sovrassaturazione, così precipitano i cristalli. Ci vogliono condizioni particolari, per esempio una circolazione ristretta, un bacino in cui l’evaporazione riduce il volume del solvente. Il prof aveva anche altri meccanismi in mente, tra cui la sottrazione degli ioni da parte degli organismi.

Litificazione immediata. A volte il sedimento diventa roccia in tempi brevissimi: nelle scogliere coralline gli scheletri dei coralli crescono uno sull’altro e formano un’impalcatura rigida. È una sedimentazione attraverso la costruzione dello scheletro dell’organismo, quindi si fissa il materiale e si costruisce direttamente la roccia carbonatica.

Diagenesi e litificazione

Dopo il deposito, il sedimento si converte in roccia sedimentaria con la diagenesi e la litificazione. Il volume depositato va incontro a una variazione di pressione, temperatura e attività dei fluidi rispetto alle condizioni in cui si è formato, e si deve riequilibrare, riorganizzandosi. È qui che entra il cemento della sezione seguente.

Tessitura: scheletro, interstiziale e pori

Come per le magmatiche, il primo approccio è sempre la tessitura.

Una roccia sedimentaria è fatta da tre componenti. Ciò che racconteranno i loro rapporti è la storia della litificazione di quel sedimento.

Matrice e cemento

Il cemento è incoerente se ha natura diversa da quella dello scheletro (clasti di granito legati da carbonato di calcio), coerente se ha la stessa natura (clasti di rocce carbonatiche legati da cemento carbonatico, che precipita dopo, quando circolano i fluidi). Il cemento è indipendente dalla natura dello scheletro, perché viene dopo.

Una stessa roccia può avere matrice in alcuni spazi, cemento in altri e pori ancora aperti, e i tre casi limite dei disegni (scheletro e pori, scheletro e matrice, scheletro e cemento) possono coesistere. Lo schema delle slide viene da Bosellini et al., 1989.

I tre tipi di tessitura

“Sostenuta” e “portante” sono sinonimi. Matrice e scheletro si distinguono solo per dimensione: lo scheletro è la frazione più grande, l’interstiziale la più piccola.

I costituenti fondamentali

Scheletro, matrice e interstiziale derivano tutti dal materiale fornito dal bacino alimentatore. Da questi quattro gruppi vengono gran parte delle classificazioni che useremo.

Lettura delle sigle: E = extra-, fuori dal bacino di sedimentazione; I = intra-, dentro; NC = non carbonatico; C = carbonatico; V = vulcanico. La tabella viene da Zuffa, 1985.

I vulcanici vanno sempre messi nel conto: un’attività eruttiva manda in atmosfera tonnellate di ceneri e lapilli, che rientrano nella circolazione atmosferica e ricadono (fall-out) dove capita, quindi anche in bacini lontani da ogni apparato vulcanico.

Comunicazioni

• Dopo la lezione si è andati a ritirare i DPI: caschetto, gilet e occhiali. Nient’altro.
• Prossimo incontro con Piazza: giovedì 15 ottobre pomeriggio, per lo scambio ore con Brandolini.
• Da tenere sempre a portata di mano in laboratorio e all’esame: lente e righello, e le tavole di comparazione di questa lezione. Il prof dice che non le chiederà mai a memoria: “non le so nemmeno io”.

Le quattro categorie delle rocce sedimentarie

Una prima classificazione: prima si decide di che cosa è fatta la roccia, poi, dentro ogni gruppo, si usano altri strumenti (dimensione o composizione).

Clastico-terrigene

Clastico vuol dire che la tessitura è frammentaria: si vedono i pezzetti che formano lo scheletro della roccia. Terrigeno indica che i frammenti derivano da rocce preesistenti, esterne al bacino.

• Costituente fondamentale: clastico-terrigeni, eventualmente affiancati da carbonacei, chimici/biochimici e autigeni.
• La distinzione interna è granulometrica: la nomenclatura dipende dalla dimensione degli elementi dello scheletro. Tre gruppi: conglomerati e brecce (i più grossolani), areniti, peliti (le più fini).

Sono rocce molto diffuse. Se si chiede “hai mai visto una roccia sedimentaria?”, la risposta sicura è sì: la passeggiata di Nervi è tutta su rocce sedimentarie, Ovada è quasi completamente su sedimentarie, e così il Ponente (Sanremo, Ventimiglia). In Liguria le sedimentarie sono molte più delle magmatiche.

Carbonatiche, organogene e biochimiche

• Costituenti fondamentali: chimici e biochimici, legati all’attività della biosfera e alla chimica, con eventuali clastico-terrigeni, carbonacei e autigeni. Non sono obbligatori: la caratterizzazione viene dalla presenza dei chimici e biochimici.
• La distinzione interna è più articolata:
  • calcari e dolomie (i carbonati): in parte su base granulometrica e morfologica, in parte composizionale;
  • selci, fosfati e carboni: non si distinguono più per dimensione ma per composizione chimica: le selci sono SiO₂, i fosfati hanno il fosforo, i carboni sono arricchiti in carbonio.
• Gli aspetti granulometrici e morfologici valgono per i calcari e in parte per le dolomie gli stessi delle clastico-terrigene: c’è una tabella granulometrica unica, valida per entrambi i gruppi, quando è il parametro dimensionale a condurre la classificazione.

Precipitati chimici

Rocce che devono la genesi a una reazione chimica (stechiometrica): elementi chimici ed eventualmente, in misura minore, biochimici; clastico-terrigeni, carbonacei e autigeni possono associarsi ma non sono la regola. La componente della biosfera è poco importante o assente.

• Si dividono in ferrifere ed evaporiti, su basi composizionali: le evaporiti sono sali, e la natura del sale caratterizza il tipo litologico.

Vulcanoclastiche

Rocce con scheletro clastico, ma fatto di materiale di tipo vulcanico: costituenti clastico-terrigeni vulcanici, a volte con carbonacei. Si parla di tufi (nomenclatura ripresa dalle rocce vulcaniche già viste) e agglomerati (i termini più grossolani).

La scala granulometrica

Lo strumento di riferimento per tutte le clastico-terrigene: va tenuto a portata di mano, anche negli anni successivi.

È la scala di Udden e Wentworth, due sedimentologi che hanno studiato il comportamento delle particelle. Interessano la colonna millimetri e micron e i nomi. La scala phi (φ) (φ = −log₂ S, con S il diametro in mm) si vede l’anno prossimo a Geologia 2.

Silt e argilla insieme sono il fango. Per convenzione sabbie e ghiaie sono i sedimenti a grana grossa, silt e argille (il fango) quelli a grana fine.

I tagli da ricordare sempre: 2 mm (ghiaie sopra, sabbie sotto), 62,5 µm e 3,9 µm (sotto il quale c’è l’argilla). Sul campione le classi si stimano a occhio con lente e righello; poi progressivamente si deducono da altri aspetti, fino alle analisi di laboratorio.

Nomenclatura delle clastico-terrigene

Ghiaie, sabbie e fanghi

• Nelle ghiaie si distinguono ghiaie a grana fine, media e grossa; nelle sabbie molto fini, fini, medie, grosse e molto grosse. Si può dire “arenaria a grana media” e raffinare man mano la nomenclatura.
• Arenaria è il termine più usato, “arenite” un po’ meno; in funzione della classificazione si preferisce l’uno o l’altro, ma la distinzione è sottile. In geologia tecnica si usa molto “limo”.

Brecce e conglomerati

Una rudite è una breccia o un conglomerato in base alla morfologia dei clasti dello scheletro, in particolare all’angolosità.

Una breccia si qualifica già da sola; si può poi precisare “con clasti molto angolosi o semplicemente angolosi”.

Scheletro, matrice e cemento nelle clastico-terrigene

Nelle clastico-terrigene coesistono scheletro, interstiziale (matrice e/o cemento) e porosità; la porosità per ora non interessa.

• Se lo scheletro è nella classe delle ghiaie (rudite), la matrice (sindeposizionale, clastico-terrigena, della stessa natura dello scheletro) deve cadere in una classe inferiore: sabbie e/o fanghi.
• Se lo scheletro è nella classe delle sabbie (arenite), la matrice è fango.
• Quando si arriva ai fanghi la tessitura è pelitica: scheletro e matrice non si distinguono più.
• Il cemento, invece, può esserci indipendentemente dalla classe dello scheletro: è postdeposizionale e autigeno, quindi sfugge alla logica del trasporto nel bacino. La sua natura dipende dall’attività dei fluidi che circolano nel sedimento, cioè dal contenuto ionico delle acque. Per esempio, un cemento carbonatico incoerente (di natura diversa dallo scheletro) può trovarsi in una roccia di qualunque classe.

Uno schema triangolare ghiaia, sabbia, fango (dalla slide 3, tratto da Gary Nichols) permette di dare un nome a miscele in tutte le proporzioni (per esempio “muddy sandstone” o “gravelly mudrock”) con soglie del 5%, 30% e 80% di ghiaia. Richiede un calcolo quantitativo delle percentuali, quindi qui serve solo come riferimento: si userà l’anno prossimo e soprattutto a Geologia applicata e geologia tecnica.

Come si misura la granulometria

• Materiale sciolto o disgregabile: si usa la setacciatura, che separa il campione per classi dimensionali; per le frazioni più fini si misura il tempo di caduta in una colonna d’acqua (sedigrafo) o si usano strumenti come il Coulter Counter. Con le percentuali si entra in un diagramma triangolare.
• Rocce ben litificate, non disgregabili (quelle con cui si lavora): una stima semiquantitativa a occhio, con lente, righello e tavole di comparazione; poi, progressivamente, lo studio in sezione sottile, contando e misurando i clasti al microscopio; fino al microscopio elettronico, secondo la finalità dello studio.

La classazione

Esempio: un’arenaria i cui granuli sono tutti nella classe delle sabbie molto grosse è molto ben classata; se sono presenti in ugual misura molto fini, fini, medie, grosse e molto grosse, la classazione è la peggiore possibile. Più è variegata la composizione dimensionale, peggiore è la classazione. Per la valutazione veloce si usano le tavole di comparazione (da Jerram, 2001): si mette il campione accanto al disegno.

La morfologia dei clasti

Durante alterazione, erosione, trasporto e deposito il frammento viene elaborato e assume una forma diagnostica di ciò che gli è successo. Ma sopra tutto c’è la roccia di partenza: la sua tessitura originaria (una magmatica intrusiva a grana grossa e una vetrosa a grana finissima reagiscono in modo diverso) e la sua natura composizionale (rocce più dure rispondono in modo più fragile, quelle più tenere sono più lavorabili).

Forma. Lo schema di Zingg (1935) usa i rapporti tra asse corto, intermedio e lungo e individua quattro tipi, con una soglia di 0,66:

All’interno di ogni campo i clasti possono essere un po’ più lunghi o più corti. Non si fanno i calcoli (si faranno l’anno prossimo): si confronta la forma del clasto con lo schema.

Arrotondamento e sfericità.

Le due proprietà sono completamente separate: si può avere un clasto ben arrotondato con sfericità molto bassa e uno molto angoloso con sfericità alta. Per distinguere breccia e conglomerato conta l’arrotondamento.

Queste osservazioni si fanno sistematicamente sulle ghiaie, con la lente sulle sabbie è difficilissimo (si farà in sezione sottile), sulle argille è impossibile.

Un trasporto non selettivo (per esempio un ghiacciaio, in superficie e nel corpo, che sposta tutto in modo caotico senza lavorare) lascia clasti molto angolosi e a bassa sfericità. Acqua e vento sono ottimi selezionatori e rielaboratori di clasti.

La composizione

I costituenti più comuni delle clastico-terrigene:

• Quarzo: frazione prevalente di qualunque granulometria, in media circa il 65% nelle arenarie e il 30% nelle peliti. È un elemento stabile, difficile da alterare e da elaborare, e può essere riciclato più volte: in una roccia sedimentaria può esserci quarzo di seconda, terza, quarta generazione (prodotto come clasto, entrato in una sedimentaria, poi smantellato, eroso e trasportato di nuovo).
• Feldspati: secondo costituente più diffuso (10–15% nelle arenarie, 5% nelle peliti), ma labili: si alterano e si trasformano in tempi molto più brevi del quarzo in minerali argillosi, e scompaiono.
• Frammenti di roccia (litici): frammenti mono o polimineralici di qualunque natura, escluso quarzo e feldspati. Il comportamento va da molto stabile a molto labile, secondo il tipo litologico.
• Minerali argillosi: tutto ciò che è nella classe delle argille e composizionalmente non carbonatico: illite, caolinite, montmorillonite, clorite. Circa il 25–35% della media di tutte le clastico-terrigene e oltre il 60% delle peliti, di dimensioni submicroscopiche. Costituiscono le peliti oppure la frazione interstiziale.
• Accessori: percentuali di norma trascurabili: miche (muscovite, biotite), pirosseni, anfiboli e minerali ad alta densità (zircone, rutilo, magnetite). Quando si farà Mineralogia, nel secondo semestre, i nomi diventeranno familiari.

La maturità

Due tipi di maturità, da abbinare sempre. Si valutano soprattutto sulle arenarie, più rare sulle ruditi: le arenarie “parlano di più” su ambiente, storia e trasporto.

Maturità composizionale

Esprime l’omogeneità della composizione e il grado di evoluzione del sedimento, cioè quanta strada ha fatto, quanti eventi geologici ha subito, quanto è stato lavorato prima dell’ultima deposizione.

Maturità tessiturale

Si valuta con un diagramma di flusso, di solito sulle arenarie:

1. Contenuto in fango, stimato con occhio e lente: se è oltre il 15% del volume la roccia è una wacke (grovacca) ed è immatura; se è sotto il 15% è una arenite e si passa al passo 2. Più fango c’è, meno il sedimento è stato lavorato: con una storia breve il fango non è stato portato via.
2. Classazione: da moderata a cattiva (σ > 0,5) la roccia è submatura; se è buona (σ < 0,5) si passa al passo 3.
3. Forma dei clasti: angolosi → roccia matura; arrotondati → roccia supermatura.

I nomi delle rocce (wacke e arenite sono già un’anticipazione) si riprendono in uno schema dedicato.

Comunicazioni

• Domani, venerdì 16 ottobre, c’è lezione con Piazza. Riprende dai calcari alloctoni, la parte dello schema di Embry e Klovan lasciata in sospeso (“domani la ragioniamo”).
• Il prof ha accennato ai laboratori dedicati alle sedimentarie, “toccando le rocce”, come per le magmatiche: date non registrate.
• Righello sempre dietro: serve per il taglio dei 2 mm. E foto sempre con unità di misura (una monetina), per sapere poi cosa si sta guardando.

Le ruditi

Si parte dalle ruditi, il termine più grossolano delle clastico-terrigene, cioè la classe delle ghiaie.

Quando una roccia è una rudite

Rudite è il nome della ghiaia litificata; si distingue in brecce (clasti dello scheletro angolosi, con gli spigoli vivi) e conglomerati (clasti smussati). Il taglio dimensionale è sempre quello dei 2 mm, ma bisogna quantificare quanta parte dello scheletro è più grande di 2 mm per poter dire “rudite”. Dagli studi degli anni ‘60 e ‘70 ci sono due criteri:

Si usa più spesso il 10%, per omogeneità: quel valore ricorre anche per altre rocce. Basta dichiarare quale si segue (“seguo Pettijohn, quindi 10%”).

Procedura: decidere se è una rudite

1. Appoggia il righello sulla roccia e stima la percentuale in volume dello scheletro fatta da clasti > 2 mm.
2. Applica la soglia: 10% (Pettijohn) o 30% (Folk).
3. Se è una rudite, guarda i clasti: angolosi o molto angolosi → breccia; da subangolosi a ben arrotondati → conglomerato.
4. Se è un conglomerato, distingui orto-, para- e fan- (sezione successiva).

Ortoconglomerati, paraconglomerati e fanconglomerati

Con la tessitura e le percentuali di matrice si fa un passo ulteriore: più la matrice è abbondante, più i clasti dello scheletro sono dispersi; più è ridotta, più sono ravvicinati, fino a toccarsi.

“Scheletro-sostenuta”, “grano-sostenuta” e “portante” sono sinonimi. Il fanconglomerato non si riconosce dal campione ma dal contesto deposizionale (sistema alluvionale o deltaico), cioè da strutture e organizzazioni che si vedranno più avanti. Su tutti i campioni si distingue in ogni caso tra orto- e paraconglomerati.

Perché si forma un ortoconglomerato

Il ragionamento che il prof ha fatto fare in aula, sull’ambiente di deposizione.

Quando l’atto di deposizione del sedimento, in questo caso (ghiaie clastico-terrigene), non coincide con la litificazione, tra i due passa del tempo, durante il quale i fluidi agiscono e possono cambiare l’aspetto di ciò che si ottiene. Per esempio nelle scogliere coralline il carbonato si deposita già litificato: lì deposito e litificazione coincidono.

• Per energia del mezzo: l’energia seleziona. Più cresce, più si allontanano frazioni via via più grosse, finché resta solo la ghiaia. Quindi un ortoconglomerato è legato ad ambienti ad alta energia: più l’energia cresce, più le matrici vengono allontanate.
• Per i fluidi: da un paraconglomerato si può passare a un ortoconglomerato. I fluidi che circolano nel sedimento possono allontanare la matrice, i clasti si addensano e la tessitura cambia da “dominata dalla matrice” a “dominata dai clasti”.
• Se i fluidi non hanno l’energia di portarsi via le matrici, possono invece precipitare sali e tappare i vuoti con un cemento autigeno postdeposizionale.

Composizione dello scheletro

In base alla natura litologica dei clasti dello scheletro, un conglomerato si descrive come:

Un conglomerato in affioramento può ricordare un calcestruzzo. Nell’esempio fotografato, i ciottoli sono più grandi di 2 mm (la monetina dà la scala), ben arrotondati ma poco sferici (tendono a essere discoidali) e a contatto: è un ortoconglomerato. Da una foto non si può dire se sia monomittico o polimittico. Nell’altro esempio i clasti sono angolosi, quasi molto angolosi: è una breccia.

Le areniti

Nome e classazione

Si possono dare i nomi dimensionali: arenaria molto fine, fine, media, grossa, molto grossa, riprendendo la nomenclatura del sedimento. Se meno del 10% dei clasti è più grosso di 2 mm, si trascura quella frazione e si considera il resto: se è sabbia, il sedimento era una sabbia litificata.

Classazione. In un’arenaria in cui i granuli ricadono quasi tutti nella stessa sottoclasse, per esempio tutti nelle sabbie molto grosse, la classazione è molto buona; se ci sono in proporzioni confrontabili tutte le sottoclassi, è pessima. Un’altra caratteristica ricorrente delle sedimentarie è la stratificazione, spesso con laminazione: gli elementi si dispongono secondo superfici ben definite.

La classificazione di Pettijohn

Oltre alla dimensione, esistono molte classificazioni delle areniti, tutte basate soprattutto sulla composizione, cioè sulla maturità composizionale: le proporzioni tra quarzo, feldspati e frammenti litici e la percentuale di matrice. Le grovacche (wacke) sono le areniti molto ricche di matrice, nella classe delle sabbie, in posizione tra i fanghi e le arenarie in senso stretto; le altre, con matrice subordinata, sono le areniti. Sono termini estremi che si possono mescolare in qualunque proporzione.

• Prefissi: arcose quando dominano i feldspati, litarenite quando dominano i litici, quarzoarenite quando domina il quarzo.
• Limite della classificazione: tra le arcose e le sublitareniti non c’è una linea netta, “il campo è sfumato”: chi cade vicino non sa da che parte spostarsi.

Il triangolo di McBride

La classificazione che si userà di più, “quella che serve di più”; del 1963, gli “anni d’oro” in cui le compagnie petrolifere finanziavano gli studi sedimentologici.

I tre vertici:

• Quarzo, quarzite e selce: sono tutti SiO₂. Quarzo = clasto fatto da un singolo cristallo di quarzo (o dal frammento di un cristallo): monocristallino. Quarzite = clasto policristallino, fatto da due o più cristalli di quarzo: deriva da una roccia a grana abbastanza fine da avere più cristalli in 2 mm. Selce (in italiano anche pelite silicea; in inglese chert) = roccia a grana finissima nella classe dei fanghi, o da un gel; se ne parlerà con le rocce silicee.
• Feldspati.
• Frammenti di roccia (litici).

Si possono mescolare in tutte le proporzioni (non ci sono vincoli fisici o chimici: è un’azione meccanica). I campi sono delimitati da soglie del 5%, 25% e 50% sul triangolo.

• Quarzoarenite: almeno il 95% dei clasti dello scheletro è quarzo, quarzite o selce.
• Se la si “inquina” con litici → sublitarenite; con feldspati → subarcose.
• Arcose se ricchissimo in feldspati; litarenite se ricchissimo in litici.
• Litarenite feldspatica (litarenite + feldspati), arcose litica (arcose + litici), subarcose litica (campo centrale, “il mischiamecchia”).

Non esistono campi per “feldspatarenite” o “litarenite purissima”: in natura sono praticamente impossibili da realizzare, e non meritano un campo tutto loro.

Procedura: dare un nome a un’arenaria

1. Controlla che sia clastico-terrigena pura: se ci sono componenti carbonatiche, autigene o carbonacee significative, è un’arenite ibrida e questa classificazione non vale.
2. Taglia la granulometria: i clasti stanno tra 2 mm e 0,0625 mm? Se > 10% sono più grossi di 2 mm, va ragionata come rudite.
3. Con la lente stima la granulometria (fine, media…) e la classazione.
4. Valuta la matrice: oltre il 15% → grovacca (wacke); meno → arenite.
5. Stima le percentuali di quarzo (con quarzite e selce), feldspati e litici, e collocale nel triangolo di McBride.
6. Aggiungi il nome composizionale (quarzoarenite, arcose, litarenite…) e l’aggettivo dimensionale.

I carbonati

Scala e nomenclatura

Le rocce carbonatiche hanno come elemento dominante il carbonato (CO₃). La scala dimensionale è la stessa vista per le clastico-terrigene (Udden–Wentworth, qui da Flügel, 2004), con il taglio dei 2 mm sopra il quale ci sono le ghiaie carbonatiche. Cambiano i nomi, con il prefisso calci-:

Micrite: roccia a grana finissima, nella classe dimensionale delle argille, interamente costituita da carbonato di calcio. Non si dice “argillite”, che indica un fango argilloso, fatto di minerali argillosi.

Questa tabella si basa solo sulla granulometria: non entra in gioco la composizione, perché la roccia è per definizione carbonatica.

La classificazione di Embry e Klovan

Non basta la granulometria: serve uno schema più completo. Embry e Klovan (1971) hanno raccolto tutte le classificazioni disponibili per i calcari in uno schema unico (estendendo quella di Dunham). La prima domanda è se il calcare è autoctono o alloctono.

Tutti i calcari autoctoni biomediati si chiamano boundstone, in italiano biolititi.

I tre tipi di boundstone

Nello schema, in giallo sono gli scheletri degli organismi, in bianco e nero le frazioni di sedimento negli spazi liberi (qui “matrice”).

I rapporti tra scheletro e sedimento fanno la differenza: coralli laminari alternati al sedimento fanno bindstone, non framestone, perché il rapporto scheletro-sedimento è circa 1

I calcari alloctoni (solo avviata)

Per gli alloctoni la distinzione parte da quanti componenti hanno taglia > 2 mm: meno del 10% oppure più del 10% (la regola di Pettijohn per le ruditi). Più del 10% → calcirudite. Questo schema riorganizza la granulometria (calcirudite, calcarenite, calcisiltite, micrite) in uno più articolato.

Se lo scheletro è fatto da materiale della biosfera (fossili), si aggiunge il prefisso bio-: biocalcirudite, biocalcarenite, biocalcisiltite (e micrite). È la nomenclatura che si usa di più in italiano.

Comunicazioni

• Lunedì 19 ottobre la lezione riprende dalle dolomie (slide 31 in poi).
• Uscita del 28 ottobre: il prof, Federico o Briguglio mandano l’elenco di cosa portare. I DPI li avete tutti. Si è in zona protetta: niente martello e niente raccolta di campioni. “Mi raccomando, il 28 siate vivi e vegeti.”
• Fine aprile: un campo di tre giorni con base in una locanda a Piana Crixia (entroterra savonese), con giri tra Zuccarello e Sassello (le altre tappe sono poco chiare nell’audio). Nel secondo semestre sono previste due escursioni di Geologia, una di Paleontologia e il campo, Geologia 1 e Paleontologia insieme. Sulla carta un giorno è di Paleontologia, uno di Piazza e uno di Federico, ma in pratica “facciamo un po’ di tutto ogni volta”.
• Consiglio del prof: se dovete scegliere quando ammalarvi, fatelo in un giorno di lezione e non in uno di terreno. Una lezione si recupera dal libro e dagli appunti di un compagno; una giornata sul terreno è tecnicamente impossibile da recuperare.
• Nessun compitino parziale di Geologia (confermato; Federico ha la stessa impostazione).

I calcari alloctoni: ripasso dello schema

Si riprende dalla seconda metà della tabella di Embry e Klovan, quella dei calcari alloctoni.

Gli alloctoni sono i calcari in cui gli elementi costituenti non sono legati in situ: c’è stato trasporto, si tratta di materiale sciolto che ha avuto un’origine, si accumula, costituisce il sedimento e poi litifica. Dal punto di vista genetico sono quindi molto più vicini alle clastico-terrigene. Si resta sempre in un contesto interamente carbonatico: sia lo scheletro sia l’interstiziale sono carbonatici. Esistono anche i termini ibridi, con mescolanza di carbonatico e silicoclastico, di cui si è già parlato.

Negli autoctoni la classificazione dipendeva dall’architettura di crescita degli organismi costruttori, quindi da un criterio quasi paleontologico. Qui è un contesto più petrografico: le tessiture derivano da come e da quanto si accumula di ogni elemento (scheletrico, matriciale, interstiziale) nel volume della roccia.

Procedura: dare un nome a un calcare alloctono

1. Primo bivio: meno del 10% o più del 10% degli elementi hanno taglia > 2 mm? Il taglio dei 2 mm è sempre quello tra ghiaie e non ghiaie.
2. Più del 10% > 2 mm: è una calcirudite. Gli elementi dello scheletro sono a contatto (orto, scheletro-sostenuta) o separati da una matrice (para, matrice-sostenuta)?
   • a contatto → rudstone;
   • separati da matrice → floatstone (“float” = galleggiare).
3. Meno del 10% > 2 mm: si è nelle classi dimensionali inferiori (calcareniti, calcisiltiti, micriti). Si guarda se c’è la frazione micritica, il fango carbonatico finissimo.
   • Assente → lo scheletro è granulo-sostenuto: grainstone. L’interstiziale, quando c’è, è un cemento (sparite); dove manca c’è porosità.
   • Presente → gli elementi dello scheletro si toccano? Sì → packstone.
   • Presente e gli elementi sono dispersi (matrice-sostenuta) → più del 10% di grani nella classe delle sabbie? Sì → wackestone; no → mudstone.

Il mudstone è la condizione in cui, come per le pelitiche clastico-terrigene, non si distingue più una frazione interstiziale da una scheletrica: è tutto fango.

Matrice e cemento nei calcari alloctoni

Il ragionamento è lo stesso dei conglomerati. Da un mudstone a wackestone, packstone e grainstone: aumenta l’energia del sistema, si tolgono le frazioni fini, lo scheletro si addensa e le matrici vengono sostituite dal cemento, alla fine addirittura precipitando un autigeno. Si passa così da un legante sindeposizionale a uno postdeposizionale. Stessa cosa tra le calciruditi: da un floatstone (para, matrice-sostenuto) a un rudstone (orto, scheletro-sostenuto): si aumenta l’energia, si evacuano le frazioni fini, si addensano quelle grossolane e poi precipita il cemento.

Se si guarda solo l’interstiziale:

• Mudstone: è solo micrite. Sono per elezione le matrici dei wackestone e dei packstone.
• Packstone: lo scheletro si è addensato, quindi hanno circolato fluidi: tipicamente c’è micrite e anche cemento sparitico.
• Rudstone / grainstone: matrice sostanzialmente assente: l’interstiziale è cemento sparitico o vuoti (c’è sempre la possibilità dei pori).
• Floatstone: una matrice è obbligatoria: senza, i clasti si toccherebbero. La matrice è carbonatica ed è un mudstone, un wackestone o un packstone (fango più frazione calcarenitica).

L’interstiziale dei boundstone

I calcari alloctoni sono anche l’interstiziale dei boundstone: gli spazi tra gli scheletri sono riempiti dagli stessi tipi di sedimento.

• Un bianco con matrice che è un floatstone a sua volta avrà matrici fatte di fango e di frazioni calcarenitiche.
• Un rudstone richiede energia massima: per formarlo bisogna evacuare tutte le matrici. Tra i costruttori è quindi più probabile in un framestone, che è robusto (grandi colonie che crescono le une sulle altre).
• Un bindstone è delicato: le croste e i tappeti algali verrebbero scompaginati da un ambiente tanto aggressivo, quindi è più probabile che abbia floatstone, con accumuli meno violenti.
• Le colonie ramose possono essere frammentate da una mareggiata: in molti casi le matrici dei boundstone sono calcari alloctoni fatti dalla frammentazione degli scheletri stessi dei costruttori (pezzetti di rami).

Equivalenza con Dunham

La classificazione di Dunham è l’antenata di quella di Embry e Klovan, che l’ha completata. Non tiene conto della taglia: non distingue tra calcareniti e calciruditi. Se si incontra un grainstone di Dunham, comprende sia il grainstone sia il rudstone di Embry e Klovan. Dalla tabella in basso a destra della slide 26 (lettura mia della figura, poco nitida): wackestone di Dunham ↔ floatstone di Klovan; packstone e grainstone di Dunham ↔ rudstone di Klovan. “Noi usiamo Embry e Klovan.”

Composizione dei carbonati

Slide 27–28.

Le rocce carbonatiche sono fatte di calcite, dolomite e aragonite, tutte fasi legate al CO₃. Calcite e dolomite sono tra loro in rapporti di miscibilità: possono esserci termini intermedi. La roccia è per almeno il 95% carbonato: da lì si è nel “mondo dei carbonati”.

• La calcite può contenere Mg al posto del Ca (calcite magnesiaca, oltre 4–5 mol% di MgCO₃); gli scheletri e i gusci possono essere di calcite, aragonite o calcite ricca in Mg, fino al 30 mol%.
• Impurità (in genere < 5%): quarzo, calcedonio, feldspati, miche, minerali argillosi e minerali pesanti. Con un attacco acido restano come residui insolubili. Possono esserci anche materiale organico (carbonacei) e fasi autigene.
• Verifica con l’acido: come si è visto in aula quando si è “fatto friggere” un pezzetto di calcare, quello che non reagisce è non carbonatico e riconducibile a queste componenti accessorie.
• Come nelle clastico-terrigene: scheletro, interstiziale, porosità, con lo stesso significato. La scala dimensionale è la stessa (Udden–Wentworth).

Scheletro: i clasti, nel senso più ampio, che derivano da rocce preesistenti (extrabacinali) o da processi intrabacinali; in questo caso conta moltissimo la biosfera, direttamente o per mediazione. È la classe dimensionale maggiore e definisce la tipologia della roccia.

Interstiziale: matrice (micrite, sindeposizionale) e/o cemento (sparite, postdeposizionale). Possono coesistere o il cemento può sostituire del tutto la matrice. Il cemento ha forme di crescita diverse: cristalli allungati che partono dall’elemento scheletrico, un “pavimento” che sigilla gli spazi tra i granuli, cristalli che crescono in continuità ottica con i clasti (cemento sintassiale). È sempre sparite, ma con forme diverse. Le condizioni che le producono si vedranno a Geologia 2.

Gli elementi dello scheletro

Lo scheletro dei calcari alloctoni ha tre tipi di elementi: carbonatici extrabacinali (frammenti di rocce carbonatiche, che si comportano come qualunque clasto), biogenici e non biogenici.

Elementi biogenici

I fossili: la mineralizzazione di parti scheletriche, più o meno complete, di un organismo, ad aragonite o calcite (che alla fine si converte quasi sempre in calcite). Interi o frammentati sono tra gli elementi più frequenti dello scheletro delle carbonatiche. Quando la frazione scheletrica è interamente biosferica si aggiunge il prefisso bio-: biocalcirudite, biocalcarenite, biocalcisiltite, biomicrite.

Elementi non biogenici

Strutture, o parti di strutture, che non sono fossili in senso stretto: possono essere mediate dalla biosfera, ma l’oggetto in sé non è un fossile.

Peloidi e oncoidi sono “non biogenici” perché non sono fossili: sono strutture che derivano dall’attività di organismi, e l’oggetto nella sua totalità non è un singolo fossile (il peloide è per esempio la “cacca di un gasteropode” mineralizzata e rielaborata fino a diventare parte dello scheletro).

Aggregati di granuli

Gli stadi (slide 30, da Tucker, 1990): binding stage, grapestone stage, lump stage, mature lump stage.

La matrice micritica lega all’inizio gli elementi e poi agevola la ricristallizzazione, cioè la sostituzione molecola a molecola, che li fonde fino a farne un oggetto unico. Contemporaneamente i singoli granuli vanno incontro a micritizzazione: durante la cristallizzazione perdono le strutture cristalline originarie, sostituite da fango micro-cristallino (sempre calcite, ma micrite). Il processo cancella via via le strutture, e in un lump maturo non si riconosce più la struttura di partenza.

Perché succede? I fattori sono i soliti: pressione, temperatura e circolazione di fluidi. Qui c’è un’attività marcata dei fluidi durante la diagenesi, che sposta la frazione ionica e fa ricristallizzare il sistema.

Esercizi fatti in aula

1. Ooidi di 1,5 mm con cemento sparitico coerente. 1,5 mm sono nella classe delle sabbie, quindi meno del 10% oltre 2 mm; gli ooidi sono costituenti alloctoni; c’è cemento sparitico e quindi non c’è fango: l’unico nome rimasto è grainstone. Si descrive come grainstone ad ooidi.

2. Peloidi dispersi in una matrice. È un floatstone a peloidi, la cui matrice può essere un wackestone.

Questi sono gli esercizi che si faranno poi sui campioni.