Le rocce carbonatiche [862] sono rocce sedimentarie in cui matrice e struttura sono composti da oltre il 50% di minerali carbonatici (questa definizione esclude i cementi). Diversamente dai sedimenti silicoclastici, dove struttura e tessitura riflettono i fattori fisici dell'ambiente di deposizione, le strutture e tessiture delle rocce carbonatiche riflettono fattori biologici di bacino. La sorgente dei sedimenti carbonatici e` quasi esclusivamente biologica. Anche se i carbonati si formano in acque piu` fredde o ambienti piu` specializzati (sorgenti calde, grotte), i maggiori accumuli sono depositi di origine organica in ambienti marini, caldi e poco profondi, e senza significativo apporto di silicoclasti.

Attualmente viviamo in un periodo "freddo". Le regioni polari sono coperte da ghiaccio permanente, e percio` si ha un forte gradiente di temperatura fra equatore e poli. Anche se gli organismi produttori di rocce carbonatiche si trovano su tutto il globo, la condizioni di luce e temperatura limitano la produzione di carbonati essenzialmente entro +/-40 gradi di latitudine. Tuttavia nelle ere passate si sono avute condizioni "calde" che hanno favorito la deposizione di sedimenti carbonatici.

Oltre alla temperatura, sono importanti per l'accumulazione dei carbonati il livello del mare e la velocita` di deposizione.

La conoscenza degli organismi produttori di carbonati, e come essi sono cambiati nel tempo e nello spazio, e` importante per ricostruire gli ambienti di deposizione paleozoici e di altri depositi antichi. Sia gli organismi che il tipo delle formazioni sono cambiati nel tempo (v. App. 10.A ).

• Distribuzione delle dimensione dei grani bimodale: sabbie e fango (matrice);
• Gli organismi sono la principale, ed essenzialmente la sola, sorgente di carbonati;
• La maggoir parte dei carbonati moderni (e per analogia anche di quelli antichi) sono depositi d'ambienti di acque basse (<10-20 m) poiche`:
  1. la fotosintesi e` favorita in acque poco profonde. I coralli consistono di celenterati in sintropica relazione con alghe rosse (zooxanthellae);
  2. la maggior parte delle forme carbonatiche in ambienti di marea da` origine a vasti depositi tabulari attorno ai margini continentali e ai mari epicontinentali;
  3. eccezioni sono le "oosi" di acque profonde, calcari a grana fine formati da scheletri di organismi quali Globigerina;
• Si trovano in forma di scogliera, bancata, e cumulo;
• Una relazione antipatetica esiste fra i sedimenti carbonati e quelli silicoclastici dovuta in gran parte alla biologia degli organismi che formano le scogliere:
  1. alta velocita` di sedimenatzione aumenta la turbidita`, che inibisce la fotosintesi degli organismi bentici;
  2. gli organismi a respirazione branchiale sono soffocati.

Le rocce carbonatiche sono composte principalmente da minerali di carbonati di calcio e magnesio, e da biossibo di carbonio. La percentuale di silicati e` molto bassa. Ci sono tre principali minerali delle rocce carbonatiche: aragonite, calcite, e dolomite.

La composizione della maggior parte dei carbonati varia fra la calcite (CaCO₃) e la dolomite (CaMg(CO₃)₂). Per esempio molti contengono un poco di magnesio, ma non tanto quanto la dolomite pura. I sedimenti carbonatici si possono formare per processi biologici, e per erosione mediante processi fisici. Tuttavia il processo di formazione piu` importante e` chimico. La pressione parziale della CO₂ nell'acqua determina la quantita` di carbonato di calcio che puo` essere il soluzione. Se la CO₂ disciolta nell'acqua decresce, l'equilibrio del carbonato viene alterato e ci puo` essere precipitazione. Quale che sia l'ambiente marino di deposizione in cui si formano i minerali carbonatici, la loro formazione coinvolge un processo chimico.

La struttura cristallina della calcite e` romboedrica, con gli atomi di calcio posti ai vertici e sui centri delle faccie, e i gruppi CO<sub>3</sub> posti a meta` dei lati (figura a destra).

Gli atomi di magnesio nella calcite possono sustituirsi randomicamente agli atomi di calcio.

Nella dolomite strati di molecole di calcite si alternano a strati di dolomite. Qui il magnesio e il calcio sono in rapporto stechiometrico 1-1. Tuttavia le proporzioni di questi due componenti possono variare.

L'aragonite e` una forma polimorfa della calcite che puo` formarsi per precipitazione sia organica che inorganica. E` il principale costituente degli scheletri di molti invertebrati. L'aragonite e` anche meno stabile in molti ambienti e si trasforma velocemente in calcite.

Altri elementi non si sostituiscono facilmente a calcio e magnesio nei minerali carbonatici. Si possono trovare cationi Fe²⁺, Mg²⁺, e Sr²⁺ al posto del calcio. Anche il sodio puo` essere presente, anche se si trova soprattutto nel fluido che riempie i vacui piuttosto che nella struttura cristallina stessa.

Le condizioni fisico-chimiche dell'ambiente in cui calcite, dolomite e aragonite sono formate si riflettono sulla loro composizione. Molti fattori controllano il tipo e dimensione dei cristalli. Due di questi sono la salinita` e il rapporto magnesio/calcio.

I minerali carbonatici sono suddivisi in tre gruppi in base alla loro cristallografia: calcite, dolomite e aragonite.

La loro caratteristica comune una estrema birifrangenza (d varia da 0.148 a 0.242), che produce interferenze di alto ordine con colori cremosi e pastello;

Ricordiamo anche l'ankerite ( Ca(Mg,Fe)(CO₃)₂ ) e la kutnorite ( CaMn(CO₃)₂ ) che hanno caratteristiche simili alla dolomite. La transizione da dolomite ad ankerite e` continua; la frontiera fra i due minerali e` posta al 20% di CaFe(CO₃)₂. L'ankerite e` meno comune della dolomite. Si puo` trovare in sedimenti ricchi di ferro, in formazioni ferrose metamorfosate e in depositi minerali idrotermali. La kutnorite e` un minerale dolomitico intermedio fra la rodocrosite e la calcite.

La dolomite si trova comunemente con la calcite in calcari, dolomie, marmi, e rocce simili. Nelle evaporiti puo` essere associata ad halite, sylvite, gesso, calcite, anidrite e relativi minerali. E` anche comune nei carbonati metamorfosati. Spesso e` difficile distinguere ad occhio la dolomite dalla calcite. La calcite si distingue dalla dolomite perche`

• ha un indice di rifrazione inferiore;
• la calcite e` piu` frequentemente "twinned", la dolomite e` comunemente euedrale (???);
• la dolomite e` meno reattiva al HCl.

I principali fattori che controllano la deposizione di carbonati sono la tettonica e il clima [863] . Principalmente perche` controllano il livello del mare, e gli altri fattori, temperatura, salinita` e presenza di apporti terrigeni (silicoclasti) che ostacolano la deposizione specialmente per le scogliere coralline.

La maggior parte dei carbonati viene prodotta in ambienti di acque basse (5-15 m). Ci sono tre associazioni di organismi che contribuiscono alla deposizione di carbonati

• coralli ed alghe verdi, a temperature superioni a 15°, e a salinita` comprese fra 30 e 40 %
• alghe verdi, a salinita` superiori oppure inferiori
• foraminiferi e molluschi, a temperature inferiori ai 15°

Con il termine facies si identifica l'insieme degli attributi che caratterizzano una roccia sedimentaria: litologia, tessitura, strutture, fossili, colore, etc. Nelle rocce carbonatiche si hanno spesso variazioni verticali di facies, comunemente dovute a migrazione laterale di una zona di deposizione sopra una altra (progradazione; legge di Walther). Un'altra causa, meno frequente, sono le variazioni degli organismi depositori. Un esempio di progradazione si ha nell'avanzamento delle zone emerse verso le lagune per accumulo di depositi sui bordi. Un altro e` l'avanzamento del margine della scogliera. Un altro ancora e` la migrazione di sabbie carbonatiche verso l'esterno in ambiente di litorale. Altri processi di trasposto sono franamenti, flussi di detriti, e trasporto di correnti.

Spesso le variazioni sono cicliche, con cicli a diverse scale di grandezza. La ciclicita` nello spessore degi strati hanno periodi da 20000 a 500000 anni e sarebbero imputabili a variazioni cicliche del livello del mare indotte da glacio-eustasi dovuta a fenomeni astronomici (cicli di Milankovitch, legati alla precessione degli equinozi e dell'ecclittica), per i quali si hanno rapide variazioni seguite da periodi di (relativa) stabilita`. Se le ciclicita` fossero dovute solo a cause astronomiche esse dovrebbero essere correlate spazialmente, su ampie aree. Altre cause di ciclicita` potrebbero essere le variazioni del geoide terrestre. Un secondo meccanismo per render coto delle ciclicita` considera le interrelazioni fra le zone di acque basse (che sono la zone di principale produzione di carbonati) e quelle esposte. Queste ultime progradano verso le zone di acque basse, alimentate dai sedimenti prodotte in queste. Nel contempo per la subsidenza si ha sprofondamento e quindi la loro zona interna viene ad essere ricoperta dall'acqua. Infine anche forze di origine tettonica (tensioni) possono produrre abbassamenti ed innalzamenti del livello del mare.

scala		anni	causa
decimetrica	stratificazione	100	ambiente di deposizione
metro	facies	100-10000	progradazione
decametro	bacino	104 - 106	fluttuazioni del livello del mare

Distinguiamo tre ambienti di formazione:

• ambiente di litorale;
• ambiente di scogliera;
• ambiente di piattaforma.

L'ambiente di litorale e` caratterizzato da una piattaforma con litorale che degrada lentamente (pendenza inferiore a 1°) all'esterno verso il bacino pelagico, senza scogliere accentuate, anche se sono possibili banchi di sabbie carbonatiche. All'interno puo` avere una zona lagunare. La spiaggia e` ad alta energia (acque turbolente) con depositi di cemento carbonatico (ooliti e peloidi) e formazioni di sabbie di origine scheletrica. Nella laguna si deposita il fango limoso (fango carbonatico dovuto alla disgregazione di organismi morti, con inclusioni di particelle carbonatiche provenienti dalla spiaggia). Al bordo verso la piattaforma ci sono lutiti ("grainstones") limose. Dalla parte del mare accumuli sabbiosi, poi la rampa con sabbie calcitiche di origine biologica con noduli (grainstone). Infine i depositi di fondo, packstone e wackestone con inclusioni di scheletri. Alla base della rampa ci possono essere degli accumuli.

L'ambiente di scogliera e` costituito da bancate di fanghi lagunari, seguite da un bordo di sabbie formate da scheletri con inclusioni di scogliera (biocostruzioni). Poi un bordo di scogliera con un fronte di sabbie e breccie. Ci possono essere frammenti scivolati sui fanghi di base. E` caratterizzato da un marcato cambiamento di pendenza, con la presenza di un quasi continuo bordo lungo la piattaforma. La barriera e` una struttura resistente alle onde formata da accumuli di sabbie di scogliera, scheletri, e ooliti. La laguna interna e` a bassa energia e ha una circolazione ristretta.

L'ambiente di piattaforma isolata e` una bassa piattaforma di 10 - 100 km di ampiezza, fuori dalle piattaforme continentali. E` circondata da mari profondi (da parecchie centinaia di metri, fino ad alcuni km) e puo` avere margini che degradano lentamente oppure piu` ripidi. E` caratterizzato da carbonati di acque basse fra la piattaforma e il continente, contornate da sabbie, calcari nodulari e turbiditi. E` questo l'ambiente in cui si formano i grandi sistemi carsici; puo` raggiungere dimensioni di centinaia di Km² e spessori di qualche kilometro. Si distinguono tre tipi di piattaforma:

• continentale (da 10 a 100 Km), con acque basse, isole emergenti dal livello di marea. I depositi sono mudstone e grainstone. Il processo principale di accrescimento e` la progadazione per cui le zone emerse si spostano verso le lagune. Ne risultano sequenze con spessori a variazione verticale.
• isolata (dell'ordina di 10 Km), ha gli aspetti della piattaforma continentale, del litorale e della scogliera. All'interno ci sono sabbie e fanghi (con scheletri e peloidi). La scogliera corallina forma una protezione per la laguna centrale, ed ha sabbie meno fini.
• profonda, dovuta a sollevamento rapido del livello del mare. Presenta carbonati pelagici (fossili planctonici: coccoliti, foraminiferi, pteropodi, e certi bivalvi e ammonoidi) a grana fine, con noduli e strati sottili. Ci possono essere superfici con minerali (ossidi di ferro a manganese, e fosfati).

La velocita` di deposizione varia da 0.5 a 1.5 mm/anno. In ambinete di laguna e` di 0.1 - 0.5, mantre in scogliera arriva anche a 6 mm/anno. Pero` tenuto conto delle variazioni periodiche delle condizioni di deposizione, su lunghi periodi la velocita` e` una frazione di questo valore (4.5 cm/1000 anni). Perche` possano formarsi grossi depositi e` necessario che le condizioni di formazione permangano per un tempo prolungato. Quindi che si abbia un fenomeno di subsidenza (abbassamento del fondale marino) ad una velocita` non superiore a quella di deposizione. La velocita` di subsidenza varia da 0.01 mm/anno (origine tettonica) a 2.5 mm/anno (glacio-eustasi, fino a un massimo di 10 mm/anno). Percio` la produzione di carbonati in genere riesce a compensare la subsidenza, e una moderata variaziodel livello del mare.

La variazioni periodiche delle condizioni di deposizione (abbassamenti ed innalzamenti del fondale marino) comportano una ciclicita` nella deposizione, con ripetute emersioni e sommersioni. Questa ciclicita` determina la formazione della stratificazione nel deposito, cioe` livelli ben marcati separati da giunti di strato.

Le rocce carbonatiche sono costituite da [863]

• grani;
• matrice, formatesi durante la sedimentazione. E` indice di deposizione in ambiente a bassa energia. E` costituita da microcristalli di calcite (micrite), ed argilla. Puo` avere origine chimica, biologica, o biogeneticamente indotta. Durante la diagenesi puo` ricristallizzare, formando cemento. D'altra parte la compattazione e la dissoluzione per pressione possono portare alla formazione di micrite, durante la diagenesi.
• cemento (sparite), formatesi dopo la sedimentazione. E` indice di deposizione in ambiente ad alta energia.
• pori, vacui piu` o meno permeabili. La porosita` del calcare e` perlopiu` di origine diagenetica. Si distingue tra porosita` tessurale e della roccia. La prima comprende porosita` intergranulare (di matrice o cemento), intragranulare (dei grani), intercristallina, ed altre forme dovute a dissoluzione o dissecazione. La seconda comprende le fratture i canalicoli, i vacui, le cavita` (caverne), e le breccie.

Calcite e aragonite si trovano principalmente in tre forme:

• grani: aggregati cristallini delle dimensioni di grani d'argilla (1 mm) o maggiori;
• fanghi: cristalli di dimensione 1 - 5 micron. Come tessitura sono analoghi ai fanghi silicei. Comunemente chiamate micriti;
• sparite: grani cristallini piu` grossi che appaiono traslucidi alla luce normale. Dimensioni 0.02 - 0.1 mm. I cristalli riempiono i pori spesso a seguito di ricristallizzazione.

Cinque tipi di grani si distinguono nelle rocce carbonatiche:

• clasti carbonatici (frammenti di roccia), differenziati in
  • intraclasti, formati trasportati e ridepositati entro il bacino;
  • litoclasti, formati fuori dal bacino;
  • limoclasti, di origine non specifica;
• ooidi, strutture carbonatiche laminate concentricamente. La maggior parte degli ooidi si formarono in acque basse tropicali, calde e sature di carbonato di calcio. Includono
  • ooliti, con lamine regolari, sferiche, di meno di 2 mm in diametro, ritenute di origine abiologica;
  • pisoliti, come le ooliti ma di dimensione >2 mm;
  • oncoliti, stromatoliti sferiodali, >1 - 2 mm; con lamine irregolari, di origine perlopiu` biologica;
  • ooliti superficiali, pseudo-ooliti, di origine incerta;
• peloidi: particelle carbonatiche di dimensioni da argille a sabbie fini senza struttura interna distinguibile. Ritenute palline fecali. Sedimenti carbonatici di acque basse.
• particelle composte: cristalli aggregati e noduli cristallini. Sono aggregati di grani dalle forme irregolari legati assieme da carbonato di calcio scuro, a grana fine, di origine organica. Si formano in acque basse, dove onde e correnti riescono a rimuovere fango e limo durante la deposizione ma non i grani. I grani tendono ad essere distorti durante la diagenesi;
• perticelle di scheletro: interi microfossili o mega fossili, oppure frammenti di conchiglie. Possono derivare da ogni organismo con scheletro o parti corporee calcaree. Il tipo di fossili dipende dallambiente e dall'era geologica. I gruppi e gli organismi sono variabili. Le dimensioni variano da micriti a "massi".

Le proprieta` morfometriche dei grani non sono molto significative per le rocce carbonatiche, ai fini di determinare l'ambiente di deposizione. La dimensione e` associabile al livello di energia dell'ambiente di formazione. La distribuzione al regime di trasporto e di deposizione. La forma al trasporto e all'abrasione. L'orientazione e` piu` importante, ed indica in regime di trasporto e compattazione.

La classificazione delle rocce carbonatiche si basa sulle proprieta` dei grani, della matrice o cemento, e sulle loro relazioni [863] . A seconda della dimensione dei grani, le rocce carbonatiche si distinguono in

• calcilutiti, con grani di diametro inferiore a 62 um;
• calcareniti, con diametro tra 62 um e 2 mm;
• calciruditi, con diametro superiore a 2 mm.

La classificazione secondo Dunham e` basata sulla tessitura della roccia e sulla presenza di biostrutture.

Lo schema di classificazione secondo Folk considera tre componenti: matrice (micrite), cemento (sparite), e allochemi (grani). Inontre si puo` aggiungere ai nomi una desineza indicante la dimensione dei grani (per esempio, biosparirudite).

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