Fondamenti di Scienze della Terra 1 Modulo I Sergio Rocchi Dipartimento di Scienze della Terra Via S. Maria, 53 Mail: [email protected] Lezioni: http://www.dst.unipi.it/download.htm Registro 22.11.04 delle lezioni: http://virmap.unipi.it/cgi-bin/virmap/vmibo?docenti:8135160;main 1 22.11.04 Fondamenti di Scienze della Terra 1 – Modulo I Programma Modulo I (4 cfu) Unità A (10 ore) – Strumenti Unità B (8 ore) – Processi – Verifica in itinere Unità A+B (19.11.04) Unità C (16 ore) – Materiali Unità D (6 ore) – Applicazioni – Verifica finale C+D (gennaio 2004) Laboratorio Modulo I (1 cfu) Le rocce: attività pratica (16 ore) – a partire da 28.10.04 2 22.11.04 3 Unità C - Materiali • Minerali 1. 2. 3. 4. 5. • I legami. Classificazione dei minerali. Strutture dei minerali silicatici. Minerali argillosi. Minerali in natura. Chimismo. Proprietà fisiche dei minerali Rocce 6. Rocce ignee 7. Rocce metamorfiche 8. Rocce sedimentarie 22.11.04 4 C1- Legami tra atomi Legame covalente vs. legame ionico Raggio ionico Coordinazione, poliedri di coordinazione Legami nei minerali 22.11.04 5 I legami I materiali geologici e le loro proprietà sono largamente variabili – – – – – – – – – Lava che fuoriesce da un vulcano Nube esplosiva vulcanica Granito fresco (non alterato) da usare come materiale lapideo Granito alterato in caolino etc Caolino cotto (mattonella, bidet) Argilla in via di deposizione (fango) Argilla cotta (mattone) Grafite, diamante, gemme Oro, metalli preziosi Le enormi differenze fisiche tra i materiali geologici derivano in gran parte dai diversi modi in cui sono legati tra loro gli atomi costituenti I meccanismi di legame chimico sono molti, ma due atomi sono spesso legati tramite una interazione che è una mistura di due o più legami Il contributo relativo dei vari tipi di legame dipende dalla differenza di elettronegatività tra gli atomi in causa Per capire come sono fatti i legami, si possono descrivere i modelli estremi di legame 22.11.04 6 Legame covalente Atomi con elettronegatività simile o uguale possono formare composti in cui gli atomi sono tenuti insieme da legami fortissimi (diamante, carburo di tungsteno…) o composti come O2, CH4, CO2, H2O Il legame di questi composti è detto covalente Il legame covalente consiste nella condivisione di elettroni “spaiati” tra atomi vicini legame covalente puro: soltanto tra atomi uguali Il legame covalente può formarsi tra orbitali ibridi I composti a legame covalente sono elettrostaticamente asimmetrici, sono cioè dei dipoli H s O p s H p s 2 1 Altri legami importanti – Legame metallico – Interazioni di van der Waals p 22.11.04 7 Legame ionico Quando il contrasto di elettronegatività tra due atomi è forte, questi si legano tramite legame ionico – – – – Na e Cl hanno una differenza di elettrogatività elevatissima quando due atomi si incontrano, Na cede prontamente un elettrone a Cl ne risultano uno ione positivo di Na (catione) e uno ione negativo di Cl (anione) Questi due ioni di carica opposta sono mutualmente attratti e formano un legame ionico I composti ionici esistono come – solidi che ottimizzano la loro stabilità tramite impacchettamento tridimensionale di ioni a carica opposta – Liquidi che sono soluzioni ioniche che si stabilizzano per interazione con molecole polari di solvente – Non esistono composti ionici gasssosi 22.11.04 8 % legame ionico Esiste una progressione continua tra legame ionico e legame covalente Questa progressione nella percentuale di carattere ionico di un legame è funzione (non esatta) della differenza di elettronegatività tra gli atomi partecipanti 22.11.04 9 Legame ionico Un composto solido ionico può essere pensato come un impacchettamento di sfere di divere dimensioni (ogni elemento un raggio diverso) Un composto ionico sarà più stabile se – Gli ioni sono combinati in modo da dar luogo a un cristallo elettrostaticamente neutro: nel salgemma Na e Cl hanno la stessa carica (opposta) e devono esserci lo stesso numero di atomi di Na+ e di Cl – (–> NaCl); nella fluorite Ca2+ ha carica doppia rispetto a F– e deve quindi esserci un numero di ioni F doppio rispetto agli ioni Ca (–> CaF2) – La distanza tra ioni a carica opposta deve approssimare la distanza di equilibrio, in modo che le forze attrattive siono massimizzate – Ogni catione deve essere circondato dal massimo numero di anioni possibile secondo le loro dimensioni relative, in modo da raggiungere il massimo grado di interazione attrattiva tra a nione e catione; il numero di di anioni che immediatamente circondano un catione nelle tre dimensioni è detto numero di coordinazione, e la disposizione di questi anioni intorno al catione è detta poliedro di coordinazione La disposizione di atomi in un composto (cristallo) dipende da – Carica – Dimensioni 22.11.04 r0 Distanza internucleare di equilibrio Le nubi elettroniche degli ioni non hanno limiti netti: cos'è il raggio ionico? r0 = rA + rB Diffrazione raggi X di cristalli a legame ionico forniscono misure di r0 Energia potenziale Dimensioni atomiche: Raggio ionico 10 Repulsione tra nubi elettroniche 0 r0 è la distanza tra i nuclei dei due ioni per la quale Energia minima Distanza l'energia del sistema è Critica minima (distanza di r0 legame) r0 può essere visto anche come la somma dei raggi dei due ioni Energia potenziale netta Attrazione Anione–Catione Distanza internucleare r 22.11.04 11 Dimensioni atomiche: Raggio ionico Il premio nobel Linus Pauling (1927) ha suggerito una relazione tra raggio ionico e carica nucleare: nota la distanza internucleare, si calcolano i raggi dei due ioni coinvolti nel legame r0 In seguito sono state effettuate stime più elaborate dei raggi ionici; un accordo totale su valori definitivi non esiste rA rB 22.11.04 12 Raggio ionico Variazione (min-max) : Si4+ = 0.34 Å – Rb+=1.7 Å Il raggio ionico diminuisce da sinistra verso destra nei periodi della Tavola Periodica, a causa dell'aumento di carica nel nucleo: – a parità di elettroni (es.: Na+, Mg2+, Al3+ e Si4+ hanno tutti 10 elettroni) – più protoni ci sono nel nucleo (es.: Na+: Z=11, Mg2+: Z=12, Al3+: Z=13 e Si4+: Z=14) – più fortemente attraggono gli elettroni – più piccolo è lo ione (es.: Na+: r=1.24 Å, Mg2+: r=0.80 Å, Al3+: r=0.47-61 Å, Si4+: r=0.34 Å) Gli anioni sono più grandi dei cationi N.B. Il raggio ionico varia anche con la coordinazione 22.11.04 13 Impacchettamento di sfere Molte strutture cristalline possono quindi essere descritte come impacchettamento compatto di grandi anioni, con gli spazi tra questi occupati dai cationi (più piccoli degli anioni) 22.11.04 14 Coordinazione Sito ottaedrico Sito tetraedrico 22.11.04 15 Coordinazione rapporto raggiocatione / raggioanione numero di coordinazione tetraedro da 0.225 a 0.414 1.51/2-1 da 0.414 a 0.732 21/2 -1 da 0.732 a 1.000 31/2 -1 41/2 -1 8 > 41/2 -1 ≥ 12 > 1.0 21/2 -1 31/2 -1 poliedro di coordinazione 4 ottaedro 6 cubo variabile 22.11.04 16 Coordinazione nei minerali silicatici catione rcatione (Å) rcat / rO Coordinaz. prevista Si4+ 0.34 .26 Al3+ 0.47 .36 Al3+ 0.61 .46 Ti4+ 0.69 .52 6 Fe3+ 0.73 .55 6 Mn2+ 0.75 .56 6 Mg2+ 0.80 .61 6 Fe2+ 0.86 .65 6 Ca2+ 1.20 .91 Na+ 1.24 .94 K+ 1.59 1.27 0.225 Minerali silicatici naturali 4 4 0.732 8 8 1.0 ≥12 quarzo feldspati miche anfiboli pirosseni granati 6 olivina 0.414 22.11.04 17 I legami nei minerali Il legame ionico ideale non esiste in natura Il catione (+) continua ad attrarre l'elettrone donato all'anione (–), che quindi ha una densità elettronica un po' sbilanciata verso il catione: l'anione è quindi polarizzato La capacità di polarizzazione di un catione (potenziale ionico) è proporzionale alla sua carica e inversamente proporzionale alle sue dimensioni D'altra parte, in un legame covalente tra due atomi non uguali, la densità elettronica è sbilanciata verso l'atomo più elettronegativo, dandogli una leggera carica negativa: il legame diventa quindi in minima parte ionico Potenziale ionico=raggio/carica Gill R. (1996) Chemical fundamentals of Geology, 2nd ed. 22.11.04 18 Gli elementi nei minerali Gill R. (1996) Chemical fundamentals of Geology, 2nd ed. 22.11.04 19 Idrolisi Idrolisi = reazione con rottura del legame O–H Gill R. (1996) Chemical fundamentals of Geology, 2nd ed. Idrolisi di Fe, Al – Dissoluzione di Fe2+ in acque leggermente acide – Ossidazione Fe2+ Fe3+ – Precipitazione di idrossidi fdi Fe, Al Al3+ + 3H2O Al(OH)3 + 3 H+ Fe3+ + 2H2O FeO(OH) + 3 H+ Idrolisi di SO2, NO2, CO2 SO2 + H2O H2SO3 H+ + SO3– Idrolisi di Na2O Na2O + H2O 2 NaOH soluzione acida soluzione basica 22.11.04 20 C2 - I minerali Strutture dei minerali (Virtual Crystals 1) – Legame metallico – Legame ionico – Legame covalente definizioni gruppi di minerali i silicati: classificazione strutturale dei silicati polimorfismo e isomorfismo 22.11.04 I minerali: struttura, composizione e classificazione 21 Cos'è un minerale – elemento o composto inorganico naturale con struttura interna ordinata composizione chimica caratteristica forma cristallina propria proprietà fisiche proprie Rock-forming minerals I minerali sono migliaia Quelli che sono i fondamentali costituenti delle rocce sono soltanto alcune decine Circa 80% della superficie terrestre è costituta da minerali silicatici, cioè composti in cui i metalli sono legati a silicio (S) e ossigeno (O) I minerali rari possono avere valore economico, se concentrati e/o preziosi, oppure valore scientifico minerali silicatici non-silicati 22.11.04 22 Gruppi di minerali – Elementi – Solfuri – Alogenuri – Ossidi e idrossidi – Nitrati – Carbonati – Borati – Solfati – Fosfati – Silicati – Sostanze organiche 22.11.04 Minerali Silicatici: Elementi, legami e struttura Elementi costruttori di struttura – L'elevata percentuale di covalenza del legame Si–O, fa di questa unità il principale costruttore di impalcature nei minerali e nei fusi silicatici – Anche P e in misura minore Al, e ancora minore Ti, possono comportarsi da costruttori Elementi modificatori di struttura – Gli elementi che formano con O un legame prevalentemente ionico sono detti modificatori di impalcature strutturali Polimeri silicatici – Sono costruiti dal mattone fondamentale, il tetraedro SiO4 – Si può soddisfare soltanto metà della capacità di legame di 4 O, quindi ci devono essere altri legami di O con altri atomi: questo può essere un atomo di Si di un altro tetraedro, oppure un atomo diverso – Si può descrivere la struttura di un minerale silicatico in base al numero di O legati soltanto a un atomo di silicio (non-bridging oxygens): p 23 22.11.04 Classificazione strutturale dei silicati Tipo strutturale p Z:O Nesosilicati (monomeri) 4 1:4 Sorosilicati (dimeri) 3 1 : 3.5 Ciclosilicati (silicati ad anelli) 2 1:3 Inosilicati - catena singola 2 1:3 Inosilicati - catena doppia 1.5 1 : 2.75 Fillosilicati 1 1 : 2.5 Tettosilicati 0 1:2 24 22.11.04 25 Classificazione strutturale dei silicati Nesosilicati Sorosilicati Inosilicati a catena singola (pirosseni) Inosilicati a catena doppia (anfiboli) Fillosilicati (miche) Ciclosilicati 22.11.04 26 C3 - I minerali Strutture dei Minerali silicatici (Virtual Crystals 2) 25.11.2004 27 C4 - I minerali Polimorfismo Isomorfismo Minerali argillosi Minerali non silicatici 25.11.2004 28 Polimorfismo Polimorfismo: uno stesso composto chimico può formare specie cristalline (minerali) con strutture diverse Queste diverse fasi minerali sono dette polimorfi, fasi polimorfe: sono fasi distinte Stesse proprietà chimiche Diverse proprietà fisiche La formazione di una fase polimorfa è condizionata dalla Temperatura e Pressione di cristallizzazione: campo di stabilità P-T La formazione o trasformazione di polimorfi può essere accelerata da fattori o composti catalizzanti Le fasi polimorfe possono esistere anche al di fuori del loro campo di stabilità P-T: a causa della lentezza della trasformazione: fasi metastabili – Esempio: diamante (fase di alta P di C) persiste a P ambiente In casi particolari (fenomeni di disequilibrio) fasi polimorfe possono ache formarsi al di fuori del loro campo di stabilità P-T – Esempio: aragonite (fase di alta P di CaCO3) si può formare in ambiente sediementario 25.11.2004 29 Limiti tra gli "involucri" della Terra crosta Profondità (km) superiore Conrad inferiore Moho mantello Natura dei limiti 10 33 65 oceani media continenti catene montuose superiore gabbro (oceani) granulite/diorite (continenti) peridotite Poliedri a coordinaz. alta 670 Poliedri a coordinaz. bassa inferiore minerali silicatici - solido Gutenberg 2900 nucleo lega metallica - liquido esterno liquido Lehmann interno 5100 solido 25.11.2004 30 Isomorfismo - Vicarianza Isomorfismo: miscibilità allo stato solido di due sostanze termine deriva dagli studi dell’inizio del XX secolo: si riteneva che forme cristalline simili potessero dare soluzioni allo stato solido termine in parte improprio, in quanto possono essere miscibili anche sostanze con struttura e forma diverse la natura del fenomeno sta nella Vicarianza: sostituzione di un atomo (catione) da parte di un altro Gli ioni mutualmente vicarianti devono avere raggio ionico simile Isomorfismo di prima specie – – Isomorfismo di seconda specie – tra composti in cui gli atomi vicarianti hanno raggio ionico simile e carica diversa per una unità Isomorfismo di terza specie – tra composti con formula chimica molto simile, uguale numero di atomi e stessa valenza per atomi vicarianti Esempio: olivina (Mg,Fe)2SiO4= miscela allo stato solido di Forsterite (Mg2SiO4) e Fayalite (Fe2SiO4) tra composti con doppia sostituzione: due ioni dello stesso segno (uno a carica maggiore e uno a carica minore) oppure due ioni di segno opposto (entrambi a carica maggiore o minore) Isomorfismo interstiziale – tra due composti in uno dei quali una posizione reticolare è occupata, mentre nell'altro è vuota (con contemporanea sostituzione di altro ione per mantenere la neutralità) 25.11.2004 31 Isomorfismo - Vicarianza Isomorfismo/vicarianza è favorito dalla vicinanza dei raggi ionici Isomorfismo/vicarianza è favorito da Temperatura elevata – – Ad alta T le oscillazioni degli atomi sono più ampie e le cavità delle strutture sono di conseguenza più “tolleranti” rispetto alle dimensioni degli ionio che possono ospitare Esempio: K non può sostituire Na in salgemma (NaCl) precipitato da soluzioni acquose (T<100°C), mentre lo fa in salgemma cristallizzato da un fuso (T=801°C) Isomorfismo/vicarianza è favorito dalla complessità della struttura del minerale – – Più semplice è la struttura, più simile dovrà essere il raggio ionico tra elementi vicarianti Esempio: K non può sostituire Na in salgemma (NaCl), mentre lo fa agevolmente in albite (NaAlSi3O8) La vicarianza deve comunque portare alla neutralità elettrostatica del minerale Gruppi di elementi vicarianti: – – – – – – – r = 0.42 - 0.53 Å: r = 0.66 - 0.80 Å: r = 0.97 - 0.99 Å: r = 1.12 - 1.34 Å: r = 0.51 - 0.64 Å: r = 1.33 - 1.67 Å: r = 0.79 - 0.97 Å: Al3+ – Si4+ – Ge4+ Mg2+ –Fe2+ – Mn2+ – Co2+ – Ni2+ – Cu2+ – Zn2+ Na+ – Ca2+ – (REE3+) (Ca2+) – Sr2+ – Ba2+ – Pb2+ Al3+ – Fe3+ – Cr3+ K+ – Rb+ – Cs+ – Tl+ Zr4+ – Hf4+ – (Ce4+) – Th4+ – U4+ – (REE3+) 25.11.2004 32 Minerali Argillosi I I minerali argillosi (clay minerals) sono fillosilicati (sheet silicates) – fillosilicati 1:1 = T-O (1 foglio tetraedrico + 1 foglio ottaedrico) caolinite – fillosilicati 2:1 = T-O-T (2 fogli tetraedrici+ 1 foglio ottaedrico) smectite, vermiculite, illite – fillosilicati 2:2 = T-O-T-O (2 fogli tetraedrici + 2 fogli ottaedrici) clorite Sostituzioni isomorfe di – Al3+ al posto d Si4+ in siti tetraedrici – Mg2+ al posto di Al3+ in siti ottaedrici determinano presenza di cariche negative nei singoli fogli per mantenere la neutralità elettrostatica, le cariche negative vengono compensate da – cationi (interscambiabili) associati alla superficie del minerale o alle regioni tra i fogli Quando i grandi cationi interstrato sono numerosi, hanno l'effetto di – aumentare l'area superficiale della fase minerale, fino a 800 m2g-1! – trattenere molecole d'acqua tra gli strati – aumentare la capacità di adsorbimento e scambio ionico 25.11.2004 33 Minerali Argillosi = Clay Minerals fillosilicati 1:1 = T-O – 1 foglio tetraedrico – 1 foglio ottaedrico – NO sostituzioni isomorfe NO cationi interstrato – caolinite fillosilicati 2:1 = T-O-T – 2 fogli tetraedrici – 1 foglio ottaedrico – sostituz. Al3+–> Si4+ K+ interstrato – illite – smectiti – vermiculite fillosilicati 2:2 = T-O-T-O – 2 fogli tetraedrici – 2 fogli ottaedrici 25.11.2004 34 Minerali Argillosi = Clay Minerals fillosilicati 1:1 = T-O – 1 foglio tetraedrico + 1 foglio ottaedrico – NO sostituzioni isomorfe NO cationi interstrato fillosilicati 2:1 = T-O-T – 2 fogli tetraedrici + 1 foglio ottaedrico – sostituz. Al3+–> Si4+ (deficienza di carica = 2) K+ interstrato – sostituz. Al3+–> Si4+ + X2+–> Al3+ (deficienza di carica = 0.5-1) Na+, K+, Rb+, Cs+ + Ca2+, Mg2+ interstrato – sostituz. Al3+–> Si4+ + Mg2+–> Al3+ (deficienza di carica = 1-1.5) Mg2+ interstrato caolinite Al4 [Si4O10(OH)8] illite KAl4 [AlSi7O20(OH)4] smectiti vermiculite (Mg0.75)Mg6 [Al1.5Si6.5O20(OH)4]•nH2O fillosilicati 2:2 = T-O-T-O – 2 fogli tetraedrici + 2 fogli ottaedrici – sostituz. Mg2+–> Al3+ Mg2+ in strato ottaedrico non legato clorite (Mg,Fe)12-p Al2p/3[Si8O20(OH)16] 25.11.2004 35 Caratteristiche dei minerali argillosi caolinite – NO sostituzioni isomorfe NO cationi interstrato – prodotto della alterazione (pH acido) dei feldspati, suoli acidi, fortemente lisciviati illite – minerali micacei di dimensioni argillose (< 2µm) – soltanto K+ interstrato area superficiale = area esterna – prodotto della alterazione (pH basico) dei feldspati smectiti – minerali micacei di dimensioni argillose (< 1µm) – grandi cationi interstrato area superficiale include superficie esterna e superfici interne – grande capacità di espansione (distanza interstrato = 10-28 Å) instabilità dei suoli – alta capacità di scambio cationico – si formano in zone di basso morfologico dove si accumulano cationi e acido silicico vermiculite – grandi cationi interstrato area superficiale include superficie esterna e superfici interne – grande capacità di espansione (distanza interstrato = 10-14 Å) – moderata fino ad alta capacità di scambio cationico – prodotto iniziale dell'alterazione delle miche 29.11.2004 36 C5 - I minerali I minerali non silicatici Studio dei minerali Composizione chimica dei minerali Proprietà fisiche Riconoscimento macroscopico 29.11.2004 Minerali non silicatici: composizione e classificazione Elementi Solfuri Alogenidi Ossidi e idrossidi Nitrati Carbonati Borati Solfati Fosfati Sostanze organiche 37 29.11.2004 38 Principali minerali non silicatici Elementi Grafite Diamante Carbonati C C diamante Solfuri Calcopirite Sfalerite Galena Pirite CuFeS2 ZnS PbS FeS2 Alogenidi Salgemma Fluorite CaCO3 CaCO3 CaMg[CO3]2 Borati Solfati Anidrite Gesso CaSO4 Ca[SO4]. 2H2O Fosfati NaCl CaF2 Ossidi e idrossidi Spinello (nobile) Magnetite Ematite Ilmenite Corindone Corindone Quarzo Bauxite Calcite Aragonite Dolomite MgAl2O4 FeFe2O4 Fe2O3 FeTiO3 Al2O3 rubino Al2O3 zaffiro SiO2 Al2O3.nH2O alluminio Monazite Apatite CePO4 Ca5[(F,Cl,OH)(PO4)3] conchiglie 29.11.2004 39 I minerali non silicatici Strutture di alcuni Minerali non silicatici (Virtual Crystals 2) – calcite – pirite 29.11.2004 40 Studio dei minerali Identificazione macroscopica –Proprietà fisiche e chimica dei minerali Identificazione microscopica –Interazione tra luce polarizzata e minerali Microscopio da Mineralogia/Petrografia –Interazione elettroni-minerali SEM (Microscopio Elettronico a Scansione, fino 106 ingrandimenti) Identificazione chimica –Analisi bulk XRF (Fluorescenza raggi X) ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry) –Analisi in situ (puntuali) SEM-EDS (Microscopio Elettronico a Scansione e microanalisi a Sistema Dispersivo di Energia) EPMA-WDS (Microsonda Elettronica e microanalisi a Sistema Dispersivo di Lunghezze d'onda) LA-ICP-MS (Laser Ablation ICP-MS) SIMS (Microsonda ionica) e SHRIMP Identificazione strutturale XRD (Diffrattometria raggi X) TEM (Microscopio Elettronico a Trasmissione) 29.11.2004 41 Composizione chimica dei minerali Ossido (wt%) SiO2 olivina 39.41 anfibolo 57.73 TiO2 Al2O3 12.04 Fe2O3 1.16 FeO 16.46 5.41 MnO 0.21 0.10 MgO 43.27 13.02 CaO 0.23 1.04 Na2O 6.98 K2O 0.68 P2O5 H2O CO2 e altri volatili Elem traccia 2.27 29.11.2004 42 Formula atomica dei minerali Esempio di calcolo della formula atomica di una olivina 1 2 3 4 5 analisi (wt% ossidi) masse molecol moli di ossidi moli di O (come (O2+) cationi per 4 ossigeni Col 1 / Col 2 Col 2 x n. O per molecola Col 2 x 4 / 2.6210 SiO2 39.41 60.09 0.6558 1.3117 1.0009 FeO 16.46 71.85 0.2291 0.2291 0.3496 MnO 0.21 70.94 0.0030 0.0030 0.0045 MgO 43.27 40.32 1.0732 1.0732 1.6378 CaO 0.23 56.08 0.0041 0.0041 0.0063 2.6210 2.9991 tot 99.58 cationi per sito sito 1.0009 Z 1.9982 Y 29.11.2004 43 formule chimiche dei silicati olivina pirosseni – ortopirosseni – clinopirosseni ricchi in Ca biotite muscovite caolino serpentino montmorillonti (smectiti) vermiculite K2(Mg,Fe)6(Si6Al2O20) K2Al4(Si6Al2O20) Al4(Si4O10)(OH)8 Mg6(Si4O10)(OH)8 (1/2Ca,Na)0.5-1(Al,Mg,Fe)4-6(Si,Al)8O20(OH)4 · nH2O Mg0.5-1(Mg3.5-5,Al2.5-1) (Si5.5-6,Al Al2.5-2)O20(OH)4 · 7-8H2O feldspati – plagioclasi – feldspati alcalini (Ca,Na)2-3(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5[Si6(SiAl)2O22(OH,F)2] fillosilicati – – – – – – (Mg,Fe)Si2O6 Ca(Mg,Fe) Si2O anfiboli – orneblenda (Mg,Fe)2SiO4 quarzo NaAlSi3O8 – CaAl2Si2O8 (K, Na)AlSi3O8 SiO2 29.11.2004 44 Proprietà fisiche dei minerali Un minerale si può ritrovare sotto forma di – solido naturale delimitato da superfici piane – porzione di reticolo cristallino delimitato da superfici qualsiasi Le proprietà fisiche macroscopiche dei minerali possono essere determinate a occhio nudo o con una lente a basso ingrandimento (8–10x) e/o con l'ausilio di semplici strumenti quali una punta d'acciaio e HCl diluito Splendore/Lucentezza Colore Colore dello striscio Durezza Frattura Sfaldatura Densità Abito cristallino / Forma-sistema cristalllino Trasparenza, Translucidità, Opacità Tenacità Tatto altre caratteristiche fisiche 29.11.2004 45 Proprietà fisiche dei minerali Abito cristallino – forma-sistema cristalllino – Determinabile su cristalli ben formati – Fondamentali sono gli angoli tra le facce e non la dimensione relativa delle facce Sette sistemi cristallini – – – – – – – Cubico Tetragonale Esagonale Trigonale Rombico Monoclino Triclino 29.11.2004 46 Proprietà fisiche dei minerali Splendore o Lucentezza – Riemissione (riflessione e rifrazione) di luce incidente sulla superficie – Metallico Elementi metallici nativi, solfuri, etc Vetro, silicati, quarzo su facce, carbonati, etc Diamante, zircone, etc biotite Salgemma esposto all'aria, Quarzo su frattura Calcedonio, asbesto muscovite masse finissime di gesso, calcite, etc – Vitreo – Adamantino – Submetallico – Grasso o untuoso – Sericeo – Perlaceo – Terroso Colore – – – – Riemissione di lunghezze d'onda della luce non assorbite Dipende da: tipo di legame (diamante vs. grafite), composizione, impurità, difetti Idiocromatici (minerali con colore caratteristico) Allocromatici (minerali con colore variabile) Colore dello striscio – Colore della polvere generata sfregando il minerale (su porcellana ruvida) 29.11.2004 47 Proprietà fisiche dei minerali Durezza – – – – – – Resistenza alla incisione Scala relativa a 10 minerali comuni: scala Mohs (1822) < 2-2.5 = tenero (rigato dall’unghia) < 5-5.5 = semiduro (rigato dal coltello) > 5 = duro (riga il vetro) > 7 = durissimo (riga la porcellana) Frattura – Rottura su superficie irregolare in seguito a sollecitazione meccanica – concoide, irregolare, scheggiosa, ruvida, terrosa, piana Sfaldatura – Rottura su superficie regolare in seguito a sollecitazione meccanica – perfetta/facile, buona/evidente, difficile 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. Talco Gesso Calcite Fluorite Apatite Ortoclasio Quarzo Topazio Corindone Diamante 29.11.2004 48 Proprietà fisiche dei minerali Densità – Massa/volume – Determinata da Composizione e struttura Per lo stesso minerale, isomorfismo può influenzare la densità A parità di composizione, diversi polimorfi hanno densità diversa Trasparenza, Translucidità, Opacità Tenacità – Resistenza alla frattura – Fragile, fissile,malleabile, duttile, scissile, flessibile, resistente Tatto – Freddo = sensazione legata a elevata conducibilità termica (rame, argento) – Saponaceo o grasso (tipo talco) – Ruvido, liscio altre caratteristiche chimiche e fisiche – reazione all’HCl diluito, etc 2.12.04 49 C6 - Le rocce rocce ignee – Si formano per solidificazione di materiale fuso ad alta temperatura (magma) – Magma include materiale fluido che, una volta solidificato, forma la roccia i componenti volatili sono disciolti nel liquido; durante l'eruzione possono sfuggire formando una fase gassosa separata rocce sedimentarie – Si formano sulla superficie della terra solida All'aria Sott'acqua Sotto il ghiaccio – Il materiale usato può essere qualsiasi roccia della superficie terrestre o materiale disciolto nelle acque rocce metamorfiche – Si formano per modificazione tessiturale e mineralogica di rocce pre-esistenti (ignee, sedimentarie, metamorfiche) in risposta a cambiamenti di temperatura e/o pressione (importanti i volatili) – Tutto il processo avviene allo stato solido 2.12.04 Le rocce Condizioni di formazione la classificazione di primo rango è di tipo genetico: – Rocce Ignee Plutoniche Vulcaniche – Rocce Metamorfiche – Rocce Sedimentarie 50 2.12.04 51 Tessiture Rocce Ignee Rocce Metamorfiche Rocce Sedimentarie liquido solido Solido (+ liquido) solido solido solido Sottrazione calore Diminuzione T variazioni P,T, sforzi orientati solidificazione (cristallizzazione etc) Riequilibratura totale o parziale Diagenesi Processi tardo-magmatici Processi secondari Processi secondari Processi secondari Tessiture sequenziali Tessiture cristalloblastiche Erosione Trasporto Deposizione Tessiture clastiche Precipitazione 2.12.04 Le rocce distinzione sul terreno rocce sedimentarie tipicamente stratificate, con strati sovrapposti (principio di sovrapposizione) diagnostica la presenza di fossili rocce ignee – plutoniche non stratificate, massive senza fossili – vulcaniche stratificate (strati poco estesi lateralmente) fossili assenti morfologia vulcanica rocce metamorfiche – paraderivati relitti di stratificazione scomparsa dei fossili fissilità – ortoderivati relitti di struttura massiva o porfirica chimismo igneo 52 2.12.04 53 Rocce Sedimentarie rocce silicoclastiche – rocce sedimentarie più diffuse rocce carbonatiche – rocce sedimentarie più diffuse dopo le silicoclastiche rocce evaporitiche rocce silicee, ferrifere/manganesifere, fosfatiche idrocarburi e carboni rocce residuali rocce piroclastiche e vulcanoclastiche 2.12.04 54 rocce silicoclastiche - costituenti frazione detritica (materiale sindeposizionale) – granuli – matrice minerali formatisi in situ (materiale post-deposizionale) – cemento 1 cm 2.12.04 55 rocce silicoclastiche - costituenti frazione detritica – granuli (ossatura) minerali stabili – quarzo, selce (silice colloidale) minerali relativamente meno stabili – feldspati minerali accessori (< 1%) frammenti di roccia (frammenti litici) – matrice minerali argillosi e frazione micacea fine – caolinite, illite, smectiti, cloriti minerali formatisi in situ – cemento silicati (quarzo, selce, opale, feldspati, zeoliti) carbonati (calcite, aragonite, dolomite, siderite) ossidi di Fe (ematite, limonite) solfati (anidrite, gesso, barite) 2.12.04 56 rocce silicoclastiche - maturità frazione detritica – granuli (ossatura) minerali stabili – quarzo, selce (silice colloidale) minerali relativamente meno stabili – feldspati minerali accessori (< 1%) frammenti di roccia (frammenti litici) – matrice minerali argillosi e frazione micacea fine – caolinite, illite, smectiti (montmorillonite), cloriti maturità mineralogica, relativa alle abbondanze relative dei granuli (quarzo, feldspati, litici) maturità tessiturale, inversamente proporzionale alla percentuale di matrice 2.12.04 57 descrizione dei clasti dimensioni forma – grado di arrotondamento – grado di sfericità sfericità arrotondamento sorting (classazione) – variazioni dimensionali dei granuli – ben classato: intervallo dimensionale ristretto – scarsamente classato: intervallo dimens. ampio sorting (classazione) 2.12.04 58 porosità porosità – spazi VUOTI tra l'impalcatura di granuli (clasti) – porosità totale = (volume totale – volume solido) / volume totale x 100 permeabilità – dipende dagli spazi VUOTI comunicanti tra loro, dalle proprietà del fluido, dal gradiente idrostatico nella roccia – porosità effettiva = volume pori intercomunicanti / volume totale x 100 2.12.04 59 classificazione granulometrica di sedimenti e rocce sedimentarie mm 256 64 4 2 1 1/2 1/4 1/8 1/16 1/256 boulders (blocchi) cobbles (ciottoli) ghiaia ruditi conglomerato breccia sabbia areniti arenaria fango lutiti (peliti) argillite pebbles (ciottoletti) granuli sabbia molto grossolana sabbia grossolana sabbia media sabbia fine sabbia molto fine silt (limo) argilla 22.11.04 60 2.12.04 61 Rocce carbonatiche essenzialmente monomineraliche origine legata all'azione della biosfera componenti – granuli materiale organogeno: (frammenti di) esoscheletri e endoscheletri ooliti: granuli subsferici (taglia 0.2-2 mm) a strati concentrici frammenti di rocce carbonatiche preesistenti – matrice stessa natura dei granuli ma di dimensioni minori; riempie gli interstizi tra i granuli – cemento cristalli spatici formatisi durante la diagenesi 2.12.04 62 Rocce carbonatiche - Classificazione costituenti originari non saldati da organismi durante la deposizione componenti > 2mm < 10 % con fango calcareo sostenuti dalla matrice Granuli < 10% >10% componenti > 2mm > 10 % senza fango sostenuti dai granuli sostenuti sostenuti dalla dai matrice granuli mudstone wackestone packstone grainstone floatstone rudstone costituenti originari saldati da organismi durante la deposizione costituenti originari non riconoscibili organismi organismi che che organismi costruiscono costruiscono incrostanti una strutture (stromatoliti) impalcatura tipo griglia rigida (coralli) roccia costituita da un mosaico cristallino di calcite o dolomite bafflestone bindstone framestone Carbonati cristallini 2.12.04 63 carboni in alcuni sedimenti di ambiente palustre/lagunare/deltizio i materiali organici (piante) raggiungono abbondanze molto elevate le parti solide di queste piante subiscono un tipo di diagenesi detto carbonizzazione: processo biochimico (prima ossidante, poi riducente) e successivamente fisico (costipazione, perdita di acqua e arricchimento in carbonio) i carboni fossili si dividono in: torba, C ≈ 60% lignite, C ≈ 70-75% litantrace, C ≈ 90% antracite, C ≈ 1000% 2.12.04 64 idrocarburi in alcuni sedimenti marini grandi quantità di materia organica (fitoplancton, batteri) possono rimanere intrappolati in sedimenti fini (argillosi) durante la diagenesi della argillite (roccia madre) la materia organica può trasformarsi in petrolio (liquido, gassoso, semisolido) – a T≈50°C P=0.03 GPa: si genera metano e la sostanza organica si trasforma in kerogene – T=50-100°C, P=0.03-0.15 GPa: espulsione acqua, generazione olio e gas – T>200°C, P>0.15 GPa: l’olio si trasforma in gas il petrolio si sposta e migra in rocce porose e permeabili (rocce serbatoio), accumulandosi dove le condizioni stratigrafiche e/o tettoniche lo consentano (trappole) gradiente termico (°C/100m) 1 2 3 4 5 1 3 4 i giacimenti di petrolio si trovano in zone di prolungato accumulo di sedimenti oil window 5 gas termico 6 7 gas biogenico 2 profondità (km) 8 gradienti geotermici naturali 6-12-2004 65 C7 - Rocce Ignee la classificazione si basa sulla combinazione di due tipi di dati: tessitura + struttura (o tessitura) – – cristallinità dimensioni, forma e rapporti spaziali delle sue fasi costituenti struttura si forma durante il passaggio del sistema dallo stato liquido allo stato solido fattore esterni che influenzano il tipo di struttura: Velocità della diminuzione di temperatura – – costituenti Fasi PRIMARIE (segregate direttamente dal magma) – – Fasi minerali (reticolo cristallino ordinato) Vetro: materiale solido amorfo con struttura simile a quella del liquido meccanismo di risalita del magma (intrusione, effusione, esplosione) interazione termica con superficie terrestre, aria, acqua, ghiaccio struttura e costituenti possono subire modificazioni secondarie = processi di alterazione = formazioni di fasi SECONDARIE l'evoluzione del sistema è controllata da velocità di raffreddamento, viscosità e caratteristiche chimico-fisiche del magma 6-12-2004 66 Descrizione tessiturale rocce ignee cristallinità (grado di cristallizzazione) olocristallina (tutta la roccia formata da cristalli) ipocristallina (roccia formata in parte cristalli, in parte da vetro; specificare le %) oloialina, vetrosa (tutta la roccia formata da vetro) granularità faneritica (tutti cristalli sono visibili a occhio nudo) – afanitica (nessun cristallo sono visibili a occhio nudo) – tipica di rocce vulcaniche porfirica (cristalli visibili a occhio nudo in pasta di fondo afanitica) – tipica di rocce plutoniche tipica di rocce vulcaniche grana – grossa (>5 mm) – media (1-5 mm) – grana fine (< 1 mm) equigranulare (tutti cristalli approssimativamente delle stesse dimensioni) disequigranulare (non necessario se si usa il termine "porfirica") 6-12-2004 67 indice di porfiricità = somma delle abbondanze modali (% vol.) di fenocristalli indice di colore = somma delle abbondanze modali (% vol.) di minerali femici (colorati) 1% 5% 10% 15% 6-12-2004 68 I minerali PRIMARI delle rocce ignee Fondamentali (comunemente costituiscono parte rilevante (>5%) e Accessori (quasi mai costituiscono parte rilevante della roccia) diffusi (si ritrovano comunemente Sialici (ricchi in Si e Al) in moltissime rocce) – Quarzo SiO2 – magnetite – Feldspati – ilmenite Feldspati alcalini KAlSi3O8 - NaAlSi3O8 – apatite – zircone Plagioclasi NaAlSi3O8 - CaAlSi2O8 – monazite – Feldspatoidi Specifici (si ritrovano soltanto in Nefelina NaAlSiO4 rocce di composizione particolare) Leucite KAlSi2O6 – cromite – Mica bianca – spinelli muscovite KAl2AlSi3O10(OH)2 – tormalina – titanite Femici (ricchi in Fe e Mg) – xenotimo – Olivina Mg2SiO4 - Fe2SiO4 – fluorite – Pirosseni – perovskite Ortopirosseni Mg2Si2O6 - Fe2Si2O6 – epidoti Clinopirosseni CaMgSi2O6 - CaFeSi2O6 – scapolite – granati – Anfiboli Orneblenda Na0-1Ca2[(Mg, Fe’’2)4(Fe’’’,Al,Ti)][Si6(Si,Al)2]O22(OH,F)2 – cordierite – andalusite – Mica nera – sillimanite Biotite K(Mg, Fe’’)3[AlSi3O10(OH,F)2] – corindone caratterizzante della roccia) 6-12-2004 69 classificazione modale (moda = % in volume dei minerali costituenti) una roccia è costituta da 5 fasi minerali A = 20 vol% B = 40 vol% C = 10 vol% D = 10 vol% E = 20 vol% qual è il punto rappresentativo della sua moda nel diagramma ternario A-B-C? A si ricalcolano a 100 i valori di A, B, C: – AABC = A/(A+B+C)*100 = 20/70*100=29 – BABC = B/(A+B+C) *100 =40/70*100=57 – CABC = C/(A+B+C) *100 =10/70*100=14 B si riportano nel diagramma ternario A-B-C i valori di AABC , BABC , CABC C 6-12-2004 70 Classificazione IUGS delle rocce ignee se M ≥ 90 roccia ultrafemica, classificazione con diagramma Ol-Opx-Cpx Diagramma Ol-Opx-Cpx classificazione rocce ultrafemiche (M≥90) tipiche del mantello terrestre se M < 90 roccia da classificare con diagramma doppio triangolare QAPF Ol M = minerali femici – – – – olivina pirosseni anfiboli biotite dunite PERIDOTITI harzburgite ortopirossenite olivinica lherzolite websterite olivinica wehrlite clinopirossenite olivinica PIROSSENITI ortopirossenite Opx websterite clinopirossenite Cpx 6-12-2004 71 Q Classificazione IUGS delle rocce plutoniche silexite rocce intrusive M < 90 granitoidi ricchi in quarzo granito a feldspato sieno monzo grano tonalite alcalino granito granito diorite quarzosienite a felds. alc. A sienite a felds. alc. foidsienite a felds. alc. qmd quarzo quarzo qmg sienite monzonite sienite monzonite md/mg foid-sienite foid-monz. fmd/fmg quarzodiorite quarzogabbro quarzoanortosite Q = quarzo gabbro diorite anortosite A = feldspatI alcalini P P = plagioclasi F = feldspatoidi foid-diorite foid-gabbro foid-anortosite foid-monzo diorite foid-diorite foid-sienite foid-monzo sienite foid-gabbro foid-monzo gabbro foidolite F 6-12-2004 72 Q Classificazione IUGS delle rocce vulcaniche rocce vulcaniche M < 90 riolite a feldspato alcalino quarzo latite latite foid-trachite foid-latite trachite a felds. alc. foid-trachite a felds. alc. fonolite Q = quarzo A = feldspatI alcalini P = plagioclasi F = feldspatoidi dacite riolite quarzo quarzo trachite a f.a. trachite trachite A basanite fonolitica (ol>10%) fonolite tefritica tefrite fonolitica (ol<10%) foidite foidite fonolitica tefritica foidite F basalto andesite tefrite P 6-12-2004 73 Schema classificativo delle rooce ignee utilizzabile sul terreno e per campioni macro indice di colore > 90 quarzo no scarso relativam. abbondante feldspati ≈ no plagioclasio >> feldspato alcalino plag. > felds.alc. plag. ≈ felds.alc. dacite latite 90 - 40 40 - 20 rocce vulcaniche basalto andesite peridotite rocce pirossenite plutoniche dunite gabbro diorite < 20 scarso granodiorite monzonite abbondante plagioclasio < feldspato alcalino trachite riolite sienite granito 6-12-2004 74 distribuzione dei minerali nelle rocce ignee 6-12-2004 75 Composizione delle rocce ignee vulcanica plutonica basalto andesite peridotite gabbro SiO2 42.3 49.2 TiO2 0.6 Al2O3 diorite riolite trachite leucitite granito sienite (raro) 58.0 72.8 61.2 40.6 1.8 0.9 0.3 0.7 2.66 4.2 15.7 17.0 13.3 17.0 14.3 Fe2O3 3.6 3.8 3.3 1.5 3.0 5.5 FeO 6.6 7.1 4.0 1.1 2.3 6.2 MnO 0.4 0.2 0.1 0.1 0.2 0.3 MgO 31.2 6.7 3.3 0.4 0.9 6.4 CaO 5.0 9.5 6.8 1.1 2.3 11.9 Na2O 0.5 2.9 3.5 3.6 5.5 3.5 K2O 0.3 1.1 1.6 4.3 5.0 4.8 P2O5 0.1 0.4 0.2 0.1 0.2 1.1 H2O 3.9 1.0 0.8 1.1 1.2 1.6 6-12-2004 76 Classificazione IUGS delle rocce vulcaniche diagramma TAS (Total Alkali - Silica) Na2O + K2O wt% 16 fonolite 14 fonolite tefritica 12 10 foidite tefrite fonolitica trachite trachidacite trachiandesite 8 riolite trachiandesite basaltica trachibasalto basanite 6 tefrite dacite 4 basalto andesite basalto picritico 2 0 36 andesite basaltica 40 44 48 52 56 60 64 68 72 SiO2 wt% ultrabasico basico intermedio acido 76 6-12-2004 77 Ambiente geodinamico e genesi dei magmi basalti tholeiitici poveri in K ricchi in Si MORB basalti alcalini ricchi in Na poveri in Si OIB basalti calcoalcalini ricchi in Al CAB / VAB andesiti basalti alcalini ricchi in Na (K) poveri in Si OIB trachiti - rioliti 6-12-2004 78 C8 - Rocce Metamorfiche Facies metamorfiche = ambientazione fisica del metamorfismo facies eclogitica 1.4 40 1.2 facies scisti blu 1.0 0.8 0.6 facies pu-ac facies pr-pu zeolitica pr-ac 0.4 0.2 facies scisti verdi ab-ep 0 0 100 200 30 facies anfibolitica facies granulitica 20 10 facies cornubianitica px hbl san 300 400 500 600 700 Temperatura (°C) 800 900 1000 0 profondità (km) Pressione (GPa) 50 6-12-2004 Tipi di rocce metamorfiche Nomenclatura delle rocce metamorfiche La nomenclatura delle rocce metamorfiche si basa sui seguenti criteri, che possono essere usati singolarmente o in combinazione tra loro: – tessitura (struttura) della roccia grana (dimensioni dei cristalli) grado di sviluppo di anisotropia (foliazione) – natura del materiale originario (composizione del protolite) – mineralogia metamorfica (sviluppata durante il processo metamorfico) – nomi speciali 79 6-12-2004 80 Tipi di rocce metamorfiche Nomenclatura Tessiturale grana tessitura fine media grossa poco foliata cornubianite (hornfels) granofels marmo quarzite anfibolite granofels marmo quarzite anfibolite molto foliata ardesia fillade scisto gneiss molto foliata e deformata per taglio milonite scisto milonitico gneiss occhiadino 6-12-2004 81 Tipi di rocce metamorfiche Nomenclatura in base alla natura del PROTOLITE PROTOLITE ROCCE METAMORFICHE argilliti (peliti) argillite, marna ardesia, fillade, scisto, micascisto, gneiss, migmatite rocce basiche basalto, gabbro, (andesite, diorite) metabasalto, spilite, scisto verde, anfibolite, scisto blu, eclogite rocce ultrafemiche peridotite serpentinite rocce carbonatiche calcare, dolomia marmo rocce quarzofeldspatiche granito, riolite, granodiorite, arcose, grovacca metagranito, metariolite, scisto, gneiss rocce silicee arenaria quarzosa, selce quarzite 6-12-2004 I minerali nelle rocce metamorfiche 82 regola delle fasi regola delle fasi di Gibbs : V = C - F + 2 – V = gradi di libertà del sistema = numero di parametri intensivi che possono variare indipendentemente (es.: temperatura, pressione, composizione di ogni fase) – C = n. di componenti del sistema = n. MINIMO di specie chimiche necessarie per descrivere tutte le fasi del sistema – F = n. di fasi del sistema regola mineralogica delle fasi di Goldschmidt – poiché generalmente V ≥ 2, F ≤ C : in un sistema all'equilibrio il numero massimo delle fasi è uguale al numero dei componenti 6-12-2004 83 Tipi di rocce metamorfiche metamorfismo di Argilliti e Basalti grado metamorfico basso medio alto ardesia scisto gneiss fillade sottile layering scistosità distinta composizionale microscopica ben visible medio-grossa visibile con lente quarzo, clorite, quarzo, muscovite, quarzo, biotite, muscovite, biotite, plagiocl., plagiocl., granato plagioclasio granato, staurolite sillimanite nome della roccia ARGILLITE foliazione assente dimens. cristalli (di mica) microscopica associazione mineralogica minerali argillosi, quarzo, calcite nome della roccia BASALTO scisto verde anfibolite granulite foliazione assente distinta poco distinta (anfibolo) indistinta (no miche) dimens. cristalli (di mica visibile con lente visibile con lente visibile a occhio medio-grossa associazione mineralogica olivina, pirosseno, plagioclasio clorite, epidoto, anfibolo, epidoto, plagiocl., (calcite) plagiocl., (calcite) pirosseno, plagioclasio granato 6-12-2004 84 Tipi di rocce metamorfiche Nomi speciali scisto verde – metabasite verde, foliata; clorite, epidoto, actinolite scisto blu – metabasite foliata scura (verde-violetto-blu); anfibolo sodico blu anfibolite – metabasite o metasedimento verde scuro (foliata); orneblenda e plagioclasio serpentinite – metaperidotite massiva verde, nera (rossastra); serpentino eclogite – metabasite massiva rossa e verde; granato e pirosseno omfacitico granulite – roccia massiva; plagioclasio, pirosseno, granato migmatite – roccia mista con porzioni scure ricche in biotite e porzioni chiare quarzofeldspatiche skarn – prodotto di metasomatismo su calcari al contatto di intrusioni ignee 6-12-2004 85 Rocce Metamorfiche Rocce con protolite basico (basalto, gabbro, andesite) 50 1.4 Pressione (Gpa) eclogite 40 scisto blu 1.0 0.8 anfibolite 0.6 granulite mafica 20 scisto verde 0.4 spilite (fondo oceanico) 0.2 10 cornubianite 0 0 100 200 30 300 400 500 600 700 Temperatura (°C) 800 900 1000 0 profondità (km) 1.2 6-12-2004 86 Rocce Metamorfiche Rocce con protolite pelitico (argillite) 50 1.4 1.2 40 1.0 0.8 gneiss granulite felsica 20 scisto 0.6 30 fillade 0.4 10 ardesia 0.2 cornubianite 0 0 100 200 300 400 500 600 700 Temperatura (°C) 800 900 1000 0 profondità (km) Pressione (Gpa) eclogitica felsica 6-12-2004 87 Reazioni metamorfiche reazioni polimorfe – Al2SiO5 – CaCO3 reazioni discontinue – Ab=Jd+Qtz – Ms+Qtz=Kfs+Sil+H2O 6-12-2004 88 variazioni P-T lo studio delle associazioni mineralogiche delle rocce metamorfiche permette di ricostruire in che modo è variata P rispetto a T (gradiente termobarico del metamorfismo) 22.11.04 89 Testi consigliati Chimica: un libro del Liceo Scientifico + Libro prof. Marchetti Gill R. (1989, II ed. 1996) - Chemical fundamentals of Geology. Chapman & Hall, 298 pp. ISBN 0 412 54930 1 (Capp 5, 6, 7, 8,9, 10) Gottardi, G. (1978) - I minerali. Boringhieri, 296 pp. (Parte I, capp. 1, 2) Mottana A., Crespi R., Liborio G. (1977, V ed. 1985) - Minerali e rocce. Mondadori, 608 pp. D'Argenio B., Innocenti F., Sassi F.P. (1994) - Introduzione allo studio delle rocce. UTET, 162 pp. ISBN 88-02-04870-3 Skinner B.J., Porter S.C. (1989 ) - The dynamic Earth. John Wiley & Sons. ISBN 0-471-53131-6 Ferrara G. (1984) - Geocronologia radiometrica. Patron, 184 pp. Bosellini A. (1984, I ed.; 1986 IV ed.) - Le scienze della Terra. Bovolenta (distribuito da Zanichelli). ISBN 88-08-04150-6 http://pubs.usgs.gov/publications/text/dynamic.html