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I PROCESSI DI ALTERAZIONE Cause e conseguenze della alterazione dei materiali sulla superficie della Terra. Formazione dei sedimenti e delle coperture oggetto dei processi geomorfologici


PROCESSI DI ALTERAZIONE


Alterazione di rocce per processi di gelo-disgelo negli Appalachi (USA)


Relazione tra fattori climatici e alterazione


Caratteristiche dei materiali Porosità e permeabilità sono fattori molto importanti nel condizionare l’intensità e l’efficacia dei processi di alterazione. La porosità aumenta la superficie specifica esposta agli agenti fisici mentre la permeabilità favorisce l’azione dell’acqua che è molteplice (cicli gelo-disgelo, pressione interstiziale, dissoluzione chimica…)


Stadi e percorsi di alterazione


Progressione tipologica e spaziale della alterazione


Disgregazione meccanica e “arching”


Esfoliazione con sheeting e arching La esfoliazione o disgregazione a strati paralleli al versante (sheeting) in rocce più o meno isotropiche è molto probabilmente dovuta al rilascio degli stress interni al materiale stesso, anche di origine intra formazionale per le rocce magmatiche intrusive. Il carico è essenzialmente biassiale con gli stress principali (σ1 e σ2) che sono compressivi e limitati lateralmente dall’ammasso roccioso circostante. In senso verticale invece non vi è confinamento (σ3 molto piccolo) e la roccia può estendersi solo in quella direzione, arcuandosi proporzionalmente alla relazione: x2 = (le)2 – (lo)2 dove le-lo è la espansione lineare del blocco, secondo lo schema sottostante.


Esfoliazione con sheeting e arching


Varie tipologie di disgregazione meccanica delle rocce


Disgregazione termica Vi sono ancora dubbi sulla capacità delle variazioni termiche di provocare fratturazione e quindi alterazione o disgregazione meccanica di rocce integre. Si sono sperimentalmente verificati, tuttavia, gli effetti anche notevoli di riscaldamento, raffreddamento e diffusione differenziate del calore per rocce di tipo diverso. Queste differenze sono generate principalmente dal colore (quindi albedo) e dalla conducibilità termica e conducono all’instaurarsi di differenti gradienti termici all’interno delle varie rocce ma anche alla diversa espansione (o contrazione) dei cristalli di diversi minerali. Tutto ciò può condurre, specie in presenza di confinamento parziale degli stress, a microfratturazione e quindi, in seguito, fratturazione anche per concomitanza con altri processi.


Disgregazione per cicli di gelo-disgelo La presenza di acqua nei pori delle rocce e dei terreni può condurre ad un processo di alterazione chiamato gelifrazione (frost weathering). Questo processo è legato in parte alle forze meccaniche connesse al cambiamento di fase dell’acqua da liquido a solido. Ad esempio si ha un incremento di volume di circa il 9% a 0°C e di 13.5% a -22°C. Tuttavia, vari ricercatori hanno dimostrato che l’effetto principale di alterazione non è dovuto in questo caso alla espansione volumetrica dell’acqua che congela, bensì alle pressioni interstiziali che si sviluppano lungo le fratture via via che l’acqua all’interno della roccia migra verso le fessure beanti più grandi (a forma di lente in Fig. c sotto). Queste pressioni permettono all’acqua di continuare a scorrere, e quindi al processo di congelamento di continuare, anche a temperature ben al disotto di quella di congelamento.


Gelifrazione - Meccanismo L’affluire di acqua anche a basse temperature permette a sua volta l’accrescimento delle lenti di ghiaccio all’interno della roccia, favorendo la disgregazione meccanica della stessa. Nelle terre, le pressioni indotte da questo meccanismo possono raggiungere i 20 Mpa. Lo stesso è ritenuto possibile anche all’interno delle rocce (pur se non direttamente verificato al momento). Queste pressioni eccedono la resistenza tensionale di gran parte delle rocce. L’intensità critica dello stress necessaria perché una frattura possa propagarsi è (dove r = massimo raggio delle fratture e Pi = pressione interna del ghiaccio): Kic = (4r/π)0.5 Pi La frattura soggetta a dilatazione si apre assumendo forma a lente con una massima apertura legata alla max apertura del joint (w), al rapporto di Poisson (ν) e al modulo di taglio della roccia (G): w/r = (4/π) (1-ν)/G Pi Per sostenere la propagazione delle fratture è necessario che l’acqua continui ad affluire altrimenti Kic e Pi iniziano a diminuire ed il processo di arresta.


Aloclastismo - Climi caldi (aridi) Dovuto principalmente a 3 processi: 1) crescita dei cristalli del sale; 2) espansione termica differenziale rispetto alla roccia; 3) idratazione in sali a maggior volume. Necessario solitamente un ambiente che favorisce la deposizione di sali sulle rocce.


Limite di affaticamento dei materiali – Cicli di stress Il limite di affaticamento è un livello di stress oltre il quale un materiale offre resistenza finita che si esaurisce a rottura dopo un numero critico di cicli di sforzo. Nelle rocce il numero di cicli di stress necessari alla rottura aumenta all’aumentare delle pressioni di confinamento.


Alterazione e dissoluzione chimica Il primo stadio della alterazione chimica è la soluzione. Essa è influenzata principalmente da 3 fattori ambientali: 1) volume di acqua a contatto con le particelle del terreno; 2) solubilità del materiale soggetto a soluzione; 3) disponibilità di ioni idrogeno (pH) in dipendenza della tipologia di reazione chimica. Esempi di pH: -  -  -  -  - 

Suoli alcalini 8-10 Acqua marina 8-9 Acqua piovana 6-7 Suoli acidi 4-6 Acque termali acide 2-3

La solubilità dipende molto dal pH in modo diverso per diversi composti e minerali. La solubilità del ferro aumenta 105 volte passando da pH=8.5 a pH=6. Al2O3 invece è solubile solamente per pH<4 e pH>9 per cui in ambienti naturali standard finisce per concentrarsi a spese degli altri elementi più solubili. Il più riconosciuto ordine di solubilità degli elementi è il seguente: Ca>Na>Mg>K>Si>Al>Fe Tuttavia, quando combinati in minerali, gli elementi assumono solubilità molto diverse.


Alterazione dei principali minerali delle rocce


Indici di alterazione Esistono svariati modi di determinare l’entità relativa di alterazione di una roccia o di un suolo rispetto al suo chimismo. Indici chimici: possono essere rappresentati da rapporti tra minerali originari e di alterazione in un dato volume di roccia. Ad esempio: Wi = (Proporzione di minerali non alterati) / (Proporzione minerali alterati) Wi = (feldspati + miche + calcite) / (minerali argillosi + quarzo) Oppure l’indice di alterazione di Miura: Wm = (MnO+FeO+CaO+MgO+Na2O+K2O) / (Fe2O3+Al2O3+H2O) Indici fisici: sono spesso messi in relazione con parametri che esprimono il grado di alterazione fisico quali la capacità di assorbire acqua, le proprietà indice di una terra (limiti liquido, plastico etc), il grado di rigonfiamento con la saturazione, variazioni nella resistenza e nella durezza, velocità delle onde sismiche (K=V0-Vw)/V0)), quantità e assetto delle microfratture. Con la alterazione progressiva si nota sempre un peggioramento nella resistenza del materiale, osservabile anche con semplici test basati sul martello di Schmidt o lo sclerometro di Shore. Esiste inoltre una relazione tra indici di alterazione chimica (come quello di Miura Wm) e fisica (come la durezza allo sclerometro di Shore Sh): Sh = 118.2 (log Wm) + 91.4


Prodotti dellâ&#x20AC;&#x2122;alterazione Profili di suolo e regolite


Profili di alterazione I profili di alterazione dipendono non solo dalla stratigrafia e storia tensionale/geologica precedente ma anche dalla topografia, dal clima, dalla vegetazione e da una serie di fattori ancora piĂš complessi legati alla cinetica dei processi. I risultati del processo di alterazione, sommandosi a quelli di trasporto e sedimentazione, conducono alla formazione di profili tipici. In ognuno di questi profili, di cui la figura a lato riporta qualche esempio, le condizioni di stabilitĂ  fisica sono diverse.


Profili di alterazione

Esempi di processi di alterazione e profili corrispondenti in diverse tipologie di roccia o terra originaria.


Profili di alterazione e implicazioni per processi di erosione La formazione dei lateriti (ferricrete) e le sue possibili conseguenze sulla idrologia superficiale e subsuperficiale. Normalmente gli orizzonti lateritici si sviluppano su basse pendenze ed hanno alta permeabilità. L’acqua può quindi infiltrarsi con facilità e innescare pressioni interstiziali anche notevoli nei livelli inferiori a minore permeabilità, dando luogo a fenomeni di sifonamento (piping) che a loro volta costituiscono il primo innesco di fenomeni di instabilità al margine delle scarpate.


Profili di versante


Sequenze di catena e profili morfogenetici Una sequenza di catena (catenary sequence) è il tipico susseguirsi di suoli (s.l.) lungo un profilo crinale valle in un determinato ambiente morfogenetico. In realtà non esistono catene che si ripetono esattamente e il concetto è astratto più che empirico. Esso serve tuttavia a poter generalizzare le componenti suolo/versante che possiamo attenderci in una data area. Un tipico esempio di modello che ipotizza un legame tra posizione lungo il versante e tipologia di processi e forme è quello a 9 Unità di Dalrymple et al. (1968). In esso, si riconoscono 9 possibili unità, non sempre presenti in natura e combinabili in modi anche diversi da quello sequenziale in figura, con possibili ripetizioni di unità all’interno.


Dispense del Corso di Geomorfologia Applicata e Telerilevamento