Appunti di Sedimentologia - Onde, Tsunami e Maree

Fonte: http://moskolowosky.blogspot.com/2011/05/onde.html (27.11.2011, ore 17.17) 

Un onda è un trasferimento di energia la quale subisce trasformazioni importanti arrivati al momento della frangenza. Si trasforma in un movimento di massa. Se guardiamo lo spettro delle onde scopriamo che esistono onde di piccolissima scala e onde di grandissima scala come le maree. Spesso quet'ultime sono viste come correnti, tali però non sono e semmai sono onde che possono indurre le correnti. Anche gli tsunami sono onde.

L'energia e l'altezza delle onde possono variare da luogo a luogo mentre quello che ci permette di differenziare i vari tipi d'onda è il periodo (da pochi secondi a ore).

Le onde trasmetto energia e non massa lungo la superficie dell'oceano. Il comportamento delle onde dipende dalla grandezza dell'onda e dalla profondità del bacino. In pratica la lunghezza fra una cresta e l'altra. La maggior parte delle onde sono influenzate dall'azione del vento sulla superficie del mare, inoltre possono subire dei fenomeni di riflessione, rifrazione o interferenze.

Dal punto di vista della nomenclatura usiamo la cresta, la parte alta, e il cavo, la zona depressa tra un'onda e l'altra. In uno stato di quiete avremo assenza di onde, il livello del mare rappresenta la parte intermedia del nostro movimento. La dislocazione massima tra una cresta e una zona depressa sarà chiamata altezza d'onda la lunghezza da cresta a cresta sarà chiamata lunghezza d'onda. Le onde hanno caratteristiche diverse in base alla profondità del bacino. Saranno omogenee in mare aperto per poi modificarsi quando la profondità diminuisce la quale interferisce sulla base d'onda. Quest'ultima è la profondità cui si risente della perturbazione superficiale di queste onde di superficie. Esiste una relazione da ricordare: la profondità di base d'onda è uguale alla lunghezza d'onda diviso 2. Se ho una spaziatura di 10 m la profondità di risentimento sarà di 5 m. La velocità dell'onda dipende dalla forza di gravità e dalla profondità del bacino. L'onda sarà più veloce in mare aperto. Man mano che arriva sotto costa rallenta ma diventa più alta e l'energia rimane costante mentre le spaziature si restringono. Le onde posso viaggiare per km grazie all'azione del vento. Un altro parametro importante è la distanza effettiva su cui agisce il vento che viene nominato fetch. 

Fonte: http://www.biologiamarina.eu/Onde.html (27.11.2011, ore 17.22) 

Noi possiamo calcolare l'ampiezza massima delle onde se conosciamo la velocità del vento e il fetch. Ad esempio l'Adriatico è un bacino stretto e allungato, direzione nord/ovest – sud/est. Un vento di grecale (da nord est) avrà meno influenza sulle onde in confronto ad un vento proveniente da nord ovest in quanto lo spazio d'azione del vento (fetch) di quest'ultimo ha più spazio d'azione rispetto a quello proveniente da nord/ovest. Le onde saranno più grandi con il vento proveniente da nord/ovest.

Il vento piano piano inizia a trasmettere l'energia al mare agitandolo e creando le onde. Saranno irregolari nella zona di azione del vento, della perturbazione per poi al di fuori di questa raggiungere un movimento ben preciso. Più il vento è forte e più dura più le onde saranno forti. Se il mare è già agitato è più facile per il vento agire sulle onde. L'aumento del vento aumenta la lunghezza d'onda e l'altezza del mio sistema.

Dal punto di vista interno le onde presentano delle orbite chiuse. Le particelle d'acqua si muovono quando passa l'onda. In genere il piano delle orbite aumenta con la dimensione delle onde e diminuisce con la diminuzione della profondità. Se la profondità è maggiore del livello di base queste orbite sono circolari, se invece iniziano ad interferire col fondo le onde cambiano geometria fino a diventare ellittiche fino ad arrivare alla loro rottura passando così alla frangenza. Trasferimento quindi di massa del nostro sistema. In effeti se guardiamo una classica onda essa si presenta con orbite circolari, il che vuol dire che un qualsiasi oggetto lasciato galleggiare in mare resta fermo li nello stesso posto. Questa però è solo valido in linea teorica perchè nella realtà abbiamo sempre degli scompensi. La massima intensità sarà in superficie e diminuisce fino ad esaurirsi alla base delle onde.

Dal punto di vista teorico le orbite sono perfettamente circolari, non c'è trasporto di massa.

Più profondità → orbite circolari, poca profondità → orbite appiattite.

Le onde impartiscono sul fondale uno sforzo di taglio, più diminuisce la profondità più questo aumenta fino a raggiungere l'energia sufficiente per muovere i grani sul fondo. Questi si muovono però avanti e indietro formando così, qualche volta, dei ripples.

Quando le onde arrivano sotto costa diminuisce la velocità, le creste si avvicinano, le orbite si appiattiscono mentre il periodo rimane costante. Il profilo diventa simmetrico fino alla frangenza quando le nostre orbite sopravanzano le altre. Quando le onde collassano creano i frangenti. Distinguiamo quindi la surf zone e la zona di battigia. 

Fonte: http://deved.meted.ucar.edu/marine/ripcurrents/NSF/media_gallery.php (27.11.2011, ore 17.27)  

In base all'inclinazione del fondale esistono vari tipi di frangenza. Posso inoltre immaginare di che granulometria è composta una spiaggia. La ghiaia sarà in fondali meno acclivi.

L'interferenza delle onde è molto importante. Possiamo averne di tipo costruttivo, distruttivo o delle interferenze anomale che creano delle onde particolari chiamate le long waves. Dal punto di vista visivo possiamo vedere meglio che un'interferenza costruttiva amplifica il segnale quindi se 2 onde sono in fase, la onda 1 avrà lo stesso periodo della onda 2, queste si sommano. Un interferenza distruttiva significa che il segnale delle 2 onde che si sommano modificano l'onda più alta. Le onde anomale sono quelle onde che alla fine la risultante tra le 2 è molto maggiore rispetto a quello che possiamo avere sommando le 2 onde. Queste creano problemi per la navigazione.

I fenomeni di rifrazione modificano l'energia delle onde e quindi il loro impatto sui sedimenti nella costa. Nel fiume hudson per esempio troviamo una valle sottomarina. Durante il periodo di low stand il fiume invece di formare un estuario continuò il suo corso fino arrivare al bordo della piattaforma continentale. È un'irregolarità del fondo. Il fondale influisce sulla nostra onda creando il fenomeno di rifrazione che a suo volta crea delle zone dove si accentua l'energia del moto ondoso, e quindi l'erosione e trasporto di sedimento, mentre in altre zone l'energia diminuisce. Se abbiamo una morfologia con promontori la rifrazione fa convergere i fronti d'onda accentuando l'erosione, nelle baie invece si espande e perde energia accumulando sedimento.

Le onde non arrivano sempre parallele alla costa, il fronte d'onda arriva con un certo angolo creando delle correnti lungo costa chiamate appunto correnti lungo costa. Queste avranno velocità che permettono la sospensione di sedimento. L'erosione e il trasporto. Consideriamo la battigia, se io ho un onda che arriva con un certo angolo, c'è la frangenza e quindi trasferimento di massa e sedimento che risale lungo la battigia in maniera perpendicolare rispetto al fronte d'onda. Alla fine avrò un movimento chiamato di deriva litorale. I granuli di sabbia che ci sono o ciottoli di ghiaia vanno avanti e tornano indietro più volte. Alla fine avremo un trasporto netto verso una certa direzione, uguale a quella delle onde. Questo mi crea o equilibrio dinamico o erosione/deposizione lungo costa.

Barre lungo costa: si formano per la creazione di correnti lungo costa che trasportano il sedimento e li ridistribuiscono parallelamente alla linea di costa. Possono essercene più di una in uno stesso posto. In alcuni casi una barra tende a prodursi con quella precedente.

Lungo costa oltre alle correnti che formano queste barre ne esistono altre che sono perpendicolari alla linea di costa, chiamate correnti di ritorno. Durante le tempeste l'acqua tende ad accumularsi sotto costa, ma non può farlo all'infinito, dovrà tornare indietro prima o poi. Questo avviene tramite queste correnti, si creano delle celle di circolazione dove l'acqua tende a ritornare e a unirsi in superficie ma sopratutto sul fondo. Queste correnti posso anche trasportare sedimenti, specialmente se sommate ad altre correnti. I sedimenti vengono trasportati al di fuori della linea di frangenza. In California sono ben sviluppate.

TSUNAMI

Possono viaggiare per diversi km. Viaggiano per tutto l'oceano in pochissimo tempo. Si può calcolare la loro velocità. Se in 21 ore fanno tutto il pacifico sono onde che viaggiano a centinaia di km/h (anche a 870 Km/h). Quando si approssimano alla linea di costa ovviamente rallentano.

A volte prima dello tsunami le acque si ritirano ma questo dipende dalla geometria dell'onda. Trapiantano sedimento in modo rapidissimo. Una parte di sedimento va verso l'interno e una parte verso il mare. Avremo depositi verso l'interno, verso la costa che sia verso off shore.

Sono onde caratterizzate dall'avere una lunghezza d'onda molto grande, spesso di centinaia di km. Le creste di queste onde sono molto lunghe (non sempre come nei film che sono altissime ma corte). È come se il livello del mare si alza sempre di più velocemente.

Queste onde avvengono quando abbiamo una dislocazione importante o eruzioni vulcaniche importanti (isola di Santorini, il Pandora, ecc...) o da impatto di corpi extraterrestri.

MAREE

Sono onde caratterizzate dall'avere un lungo periodo. Quelle più influenti sono quelle dovute alla Luna. La marea influisce in maniera diversa da posto a posto. Le escursioni sono differenti in varie zone. Nel mediterraneo l'escursione massima di marea è di ca. 1 m (1,5 m nei casi di vento favorevole).

Sono onde che creano celle vorticose all'interno dei nostri bacini oceanici. Si chiamano sistemi anfidromici dove si ha una zona con spostamento massimo e una con spostamento minimo. Le zone con un spostamento non verticale si chiamano punti nodali mentre le altre, di escursione massima. All'interno di queste celle ci sono delle linee cotidali che congiungono dei punti che registrano nello stesso tempo l'escursione di marea, la crescita di escursione. Ci sono i corange circles che invece combaciano coi punti di eguale escursione di marea.

Queste celle di rotazione non sono solo una superficie completamente occupata da acqua ma abbiamo delle irregolarità, una distorsione del movimento rotatorio, dovute all'irregolarità della costa. Dal punto di vista visivo da una parte ci sarà una bassa marea e dall'altra alta marea.

EFFETTI

Effetti di trazione sul fondo che generano degli spostamento dei punti anfidromici. Nei bacini stretti e allungati come l'Adriatico queste maree non sono più viste come onde ma come correnti. In queste condizioni, dove la cella è piccola, le linee cotidali e quelle di coreange sono uguali, parallele, coincidono. L'acqua viene incanalata verso il fondo. Si hanno fenomeni di risonanza. Spesso si hanno fenomeni detti muri d'onda. Si crea una corrente unidirezionale di deflusso e una di reflusso nel senso opposto.

È importante perchè se l'onda di marea arriva ad una certa velocità si possono spostare dei sedimenti.

Esistono le escursioni microtidali (- di 2 m), mesotidali (2-4 m) e macrotidali (più di 4 m). Più l'escursione è grande più influirà sui sedimenti. Il mediterraneo è considerato tutto microtidale.

Quest'alternarsi di alta e bassa marea crea spostamento d'acqua sopratutto nei bacini ristretti o nelle baie, con delle correnti di flusso e di reflusso. Spesso si utilizza il termine di maree crescenti e calanti.

Come posso schematizzare una corrente bidirezionale?

Con un diagramma sinusoidale dove da una parte avrò i valori positivi (deflusso) e dall'altra quelli negativi (reflusso), in relazione col tempo e la velocità. Avrò una velocità 0 in un certo momento (fase di stanca) si arriva ad un massimo e poi ritorna fino all'altro momento di stanca per arrivare ad un minimo.

Per una determinata granulometria avremmo una soglia di movimento. Una volta raggiunta si avrà trasporto effettivo. Quando la velocità diminuisce fino a scendere al di sotto della soglia il sedimento continua ancora per un po' ad essere trasportato. Quando la velocità arriva a 0 avviene la decantazione. Il reflusso poi rifà la stessa cosa. Se andiamo ad analizzare questo diagramma, dal punto di vista sedimentologico non è tanto importante, dato che il sedimento va e torna restando nella stessa posizione. Siccome però questo diagramma è in linea teorica questo viene smentito nella realtà dato che c'è sempre qualche disomogeneità. Avremmo magari una certa prevalenza di deflusso che di reflusso. Abbiamo una oscillazione distorta tra le correnti di flusso e riflusso e si riflette con un diagramma, con una curva sinusoidale dove la fase di flusso è maggiore o minore rispetto al deflusso.

FORME DI FONDO

Queste fasi di flusso/reflusso possono creare superfici di erosione. Quando la velocità tende a 0 i sedimenti più fini come il fango si depositano e ricoprono le successioni precedenti. La linea della soglia di rimozione non è retta in quanto da qualche parte può esserci la coesione del fango. Questo fa si che non si raggiunge la soglia di movimento del fango e abbiamo la preservazione del cosiddetto drappo pelitico.

Esiste la preservazione del drappo pelitico (la soglia di rimozione raggiunta è quella per la sabbia ma non per il fango). In altri casi possiamo trovare forme di fondo che lo conservano. Può essere però che viene eroso e troviamo così una superficie di erosione (causata dalla velocità della corrente). Troviamo delle particelle di fango. Abbiamo così le stratificazioni di tipo laser.

Esistono poi alternanze di ripples e dune.

Fase iniziale → forme di fondo con sabbia, spostamento da sinistra verso destra.

Fase di stanca → decantazione del materiale che va a ricoprire la forma preesistente.

Ripresa del trasporto con verso opposto e rimodellazione del fondo.

Riconosciamo quiete correnti di marea attraverso delle strutture che indicano questa bidirezionalità.

Esistono poi i tidal band, sedimenti più grossolani divisi da un livello di argilla.

Fonti: appunti tratti dalle lezioni del corso di Sedimentologia (Scienze Geologiche) - Università degli Studi di Ferrara

Appunti di Sedimentologia - Mutti e Lucchi

Fonti: http://georcit.blogspot.com/2010/06/successione-stratigrafica-di-corniano-e.html (27.11.2011 - ore. 13.41)   

Nelle correnti di torbida sarà la TURBOLENZA, nei flussi fluidificati sarà il FLUSSO ASCENDENTE che creerà vie di fuga a piccola e grande scala, nel grain flow sarà la COLLISIONE tra i grani stessi, nei debris flow sarà legato alla COESISTENZA e alla DENSITA' della matrice.

Mutti (insieme a Ricci Lucchi) è l'inventore dei modelli di facies legati ai conoidi sottomarini. Egli ha fatto un'atlante nel 1992 nel quale considera tutti i meccanismi di trasporto in uno spettro continuo (dai debris flow alle correnti di torbida diluite), legato alle trasformazione del flusso durante il suo movimento. Ha denominato questi vari cambiamenti legati ai depositi che troviamo in affioramento con delle sigle aventi delle caratteristiche diverse l'una dall'altra (da F1 a F9).

Facies: significa “aspetto”, è un corpo sedimentario che ha determinate caratteristiche che permettono di distinguerlo da ciò che lo circonda. Queste caratteristiche sono degli attributi di tipo litologia, strutture sedimentarie, presenza di un trend di variazione degli spessori, il contenuto fossilifero, ecc...

Ecco il significato delle sigle:

F1 → tessitura fangosostenuta, organizzazione interna a gradazione inversa → debris flow classico coesivo in cui abbiamo la possibilità di avere una tessitura matricesostenuta.

Ft → flow transformation

F2 → è diversa da F1 in quanto si è presente dell'acqua che ha diminuito la coesione della matrice,la forza di galleggiamento il che difficilmente consentirà di avere una gradazione inversa.

F3 → se per esempio tolgo la matrice posso passare ad una gradazione inversa con una tessitura clastosotenuta ovvero senza matrice.

F4 → la granulometria tende a decrescere verso destra ma però qui siamo ancora in condizioni delle dimensioni granulometriche della ghiaia. L'organizzazione presenta delle lamine piano parallele in cui ciottoli uguali sono più o meno allineati. Questo tipo di struttura si forma attraverso dei tappeti di trazione che trasportano i sedimenti.

Ft.

F5 → se ci aggiungiamo dell'acqua e diminuiamo la granulometria (con fluidificazione) non avremo un'organizzazione organizzata.

F6 → molto rare.

F7 → simile a F4, l'unica differenza è che qui andiamo verso le granulometrie della sabbia con laminazioni piano parallele e con formazione di tappeti di trazione.

F8 → simile a F5, in relazione a strutture di fuoruscita dei fluidi → fluidificazione.

La sequenza di Bouma presenta un intervallo molto stretto. F8 per esempio potrebbe essere l'intervallo A. F9 rappresenta tutto il resto dello schema. Se vogliamo andare a considerare le varie facies da F1 a F2 in relazione al tipo di flusso o al meccanismo di supporto del sedimento vediamo che F1 sarà un debris flow coesivo. Tra F1 e F2 c'è una trasformazione del flusso (ft) e quindi si passa ad un flusso di tipo iperconcentrato dato che non è più la coesione il meccanismo principale di trasporto come lo è invece una certa turbolenza (diminuzione della coesione). Anche tra F4 e F5 c'è questa trasformazione infatti in F5 troviamo le correnti torbiditiche ad alta densità fatte di aria.

Verso la fine del sistema avremo fluidi ad alta densità sabbiosi e dopo ancora correnti di torbida a bassa densità.

Se andiamo a vedere il meccanismo di supporto dei granuli troveremo che in F1 sarà la coesione della matrice, per passare ad una certa turbolenza e ad una certa cernita legata al meccanismo di decantazione. Funziona come un tappeto di trazione, dei grani che si spostano come carico di fondo. Se ci sono pulsazioni della velocità della corrente i grani si depositeranno e poi ne arrivano degli altri creando altre lamine, e così via.

I debris flow sono flussi con trasporto di tipo lineare infatti la base non è erosiva. Quest'ultima l'abbiamo in presenza di turbolenza che si crea quando passiamo da un trasporto di tipo coesivo ad uno di tipo iperconcentrato.

In base alt tipo dei depositi posso ricavare 2 cose:

1. se mi trovo in una posizione prossimale o distale o laterale;
2. questa seconda cosa è in relazione all'energia dell'evento in quanto se ho un debris flow piccolo si arresta rapidamente, in caso contrario creerà tutte le trasformazioni dette prima.

Questo è importante dal punto di vista pratico perchè se facessi l'idrogeologico non mi permetterebbero di costruire case in queste zone.

Nelle rocce carbonatiche si possono formare le torbiditi e quindi anche la sequenza di Bouma?

Si, esistono le torbiditi carbonatiche. Però spesso la sequenza di Bouma non si forma perchè in genere sui margini delle piattaforme continentali abbiamo dei sedimenti di diverso tipo: se sono margini biocostruiti sarà difficile formare correnti di torbida ma se è sabbioso o oolitico non possiamo creare la sequenza di Bouma perchè se abbiamo solo ooliti che hanno un ottima cernita e sfericità è impossibile creare uno strato gradato.

Fonti: appunti tratti dalle lezioni del corso di Sedimentologia (Scienze Geologiche) - Università degli Studi di Ferrara 

Appunti di Sedimentologia - Alcuni meccanismi di trasporto sedimentario

Fonte: http://www.studiogeologia.it/geologia_applicata.htm (13.11.2011 - ore 16.32) 

DEBRIS FLOW

Un debris flow è una colata di fango (con acqua). La velocità tenderà a 0 alla base, per gli attriti, e aumenterà fino ad arrivare ad un valore di velocità costante. La zona dove si risente degli attriti si chiama boundary layer. La zona invece che non risente degli attriti di fondo si chiama tappo rigido. La velocità qui infatti è costante. É vero dappertutto, sia in aria che in acqua.

Lo sforzo di taglio è la componente tangenziale della forza di gravità. Quest'ultima si può scomporre in una componente normale e una tangenziale. Lo sforzo di taglio sarà in relazione quindi allo spessore della colata e al suo peso. Sarà trascurabile quindi la parte alta ma non quella bassa. I debris flow sono colate di detrito che hanno un comportamento reologico complesso e di tipo plastico. Prima di deformarsi ha bisogno che si raggiunga un certo valore dello sforzo. Infatti Ʈ = k, quest'ultimo non si sa cos'è, dipende dal materiale presente. È il punto critico nel quale la colata inizia a deformarsi. Questo coincide con il boundary layer ma anche con il tappo rigido. Questo è vero quando siamo in ambito subaereo in quanto gli attriti con l'aria sono trascurabili. In ambito subacqueo questo cambia in quanto si considera l'attrito dell'acqua al di sopra del nostro corpo. Il profilo di velocità pertanto cambierà . In questo caso il tappo rigido si formerà all'interno della colata.

Come faccio a far aumentare lo spessore del tappo rigido?

Diminuendo l'angolo di pendio il tappo aumenta di spessore in quanto la componente della sforzo di taglio diminuisce e si sposta verso il basso fino a quando, se diminuisce ulteriormente il pendio, il valore di Ʈ critico coincide con la base formando così il fenomeno del freezing: si arresta improvvisamente.

Se invece l'angolo di pendio rimane coste, posso far cambiare comunque lo spessore del tappo rigido?

Si, immettendoci l'acqua, vario la viscosità. Lo sforzo in questo caso diminuisce e si sposta verso l'alto. Esistono addirittura delle colate senza tappo rigido chiamate iperflussi.

MECCANICA DEBRIS FLOW

E' legata a 2 tipi di meccanismi:

• un modello plastico;
• considerando dei fluidi non newtoniani.

Ho bisogno di raggiungere un valore critico per far deformare il materiale.

In sintesi:

Lo spessore del tappo sarà direttamente proporzionale alla forza di coesione del fango e quindi alla viscosità generale del nostro flusso e sarà inversamente proporzionale al gradiente topografico.

Dal punto di vista sedimentologico come sono fatti?

Questi depositi saranno caotici ovvero non avranno una organizzazione interna. Spesso nei debris flow si osserva una gradazione inversa, i blocchi più grandi tendono a galleggiare, si ha uno spostamento verso zone con minore sforzo di taglio. Raramente si trovano gradazioni dirette. Altra caratteristica è che generano tessiture matrice-sostenute. Nei conglomerati questi vengono chiamato paraconglomerati, nelle brecce parabrecce. L'importante è che l'unico modo per creare una tessitura simile e dove i massi grandi galleggiano è quello di essere in presenza di un debris flow. In una corrente trattiva, per esempio, si genera una tessitura grano-sostenuta e tra gli spazi tra un grano e l'altro al massimo si immettono grani più fini.

Un ortoconglomerato sarà in relazione ai trasporti di processi di tipo trattivo mentre un paraconglomerato ai trasporti di massa.

I depositi di debris flow possono raggiungere dimensioni di centinaia di metri. Le colate possono viaggiare a pendenze minime e si trovano specialmente nelle scarpate continentali o di vulcani. La cernita non è buona.

Cosa succede in acqua?

Si ha turbolenza che può generare una sospensione del materiale più fine. Se questo ha una densità maggiore del fluido circostante inizia a creare una corrente di torbida o di densità. Quest'ultime sono simili a delle valanghe di neve o a flussi piroclastici e sono più veloci dei debris flow, per questo motivo arriveranno prima nella zona di deposizione. Alla fine dell'intero evento quindi possiamo creare una corrente di torbida più veloce, che si deposita per prima, la quale poi viene ricoperta dal debris flow Il ciclo di sovrapposizione stratigrafica così non funziona più di tanto.

In ambito marino le colate di fango posso provocare un fenomeno particolare e raro che a causa della sua velocità eccessiva può far sollevare il materiale dal fondo il quale si sovrappone ad altri intervalli.

LIQUEFAZIONE E FLUIDIFICAZIONE 

Fonte: http://www.ceamessina.it/index.php?option=com_content&view=article&id=153:corso-di-aggiornamento-professionale-qliquefazione-dei-terreni-in-condizioni-sismiche-2009q-messina-palermo-enna&catid=39:corsi&Itemid=62 (13.11.2011 - ore 16.38) - Liquefazione 

E' la sostituzione di un sedimento granosostenuto saturo in uno strato fluido in situ che avviene tramite sismi. Li troviamo anche a Ferrara.

Il primo termine indica la sospensione dei grani all'interno del fluido mentre l'altro è una sospensione attraverso il movimento verso l'alto del fluido attraverso i pori, in quanto zone con meno pressione. Dal punto di vista visivo la liquefazione passa da una condizione iniziale alla quale se applico una forza i granuli perdono il loro contatto e quindi temporaneamente verranno sospesi. In questo modo se avessi un palazzo questo cadrebbe. La fluidificazione è un movimento di fluido verso l'alto, quindi se ho una via di fuga per quest'acqua o gas questo movimento tenderà a trasportare questi granuli verso l'alto creando dei condotti di fuga.

Come li riconosco?

Non hanno struttura interna causato da una rapida deposizione. Sono di dimensioni da piccole a notevoli (vulcani di fango).

GRAIN FLOW

Flussi gravitati supportati dalla collisione tra i granuli. Avvengono sui fianchi delle dune, nel deserto del Sahara. Esistono anche quelle subacquee. Hanno spessori ridotti. Il meccanismo di collisione trainante avviene quando la parte superficiale che si mette in movimento viene sostenuta dalla collisione dei granuli e una parte scorre lungo il piano inclinato (duna).

CORRENTI DI TORBIDA 

Fonte: http://www.danieladidio.it/conoscenza/lig_lev_hiptext/hotwords/torbida.htm (13.11.11 - ore 16.41) 

Chiamate anche correnti di densità o di gravità in quanto si creano in situazioni di differenze di densità le quali dipendono a loro volta dalla temperatura, dalla salinità e dalle concentrazioni di sedimento. È un flusso di sedimento dei fluidi circostanti che in base al materiale al quale va incontro si divide in flusso iperpicnale (underflow), ipopicnale (strato nefeloide) e picnoclino-interflusso (interflow).

Se per esempio ci troviamo in una situazione nella quale un fiume entra in un lago avremo che un accumulo di acqua e sedimento entrerà in questo lago. Se questa corrente di torbida, ovvero l'insieme del fluido e sedimento, avrà densità maggiore di quella del lago tenderà a sprofondare e quindi a creare un flusso iperpicnale, se la sua densità invece è minore galleggerà formando un flusso ipopicnale ma se invece è una via di mezzo sarà un flusso picnoclino-interflusso.

Le correnti di torbida si dividono in varie parti: testa, collo, corpo e coda. Nella testa ma anche nel collo troviamo zone di turbolenza (vortici, zona di mescolanza), nel corpo troviamo il sedimento che viene trasportato e nella coda anche ma via via sempre meno. I parametri importanti da osservare in un fenomeno di questo genere sono la distanza percorsa, la quantità di sedimento trasportata e la frequenza dell'innesco.

MECCANICA

Esistono due tipi di forze che innescano il movimento:

• forza di pressione dovuta alla differenza di densità;
• forza peso del flusso dovuta alla forza di gravità.

Prendiamo quindi un pendio e lo suddividiamo in 3 parti: la parte alta sarà quella da dove partirà la corrente e dove ci sarà più energia e più velocità (situazione di flusso non uniforme e non stazionario), la parte centrale sarà quella dove si instaurerà una situazione di equilibrio dinamico (zona di bypass) mentre la parte bassa sarà quella nella quale velocità e energia diminuiscono notevolmente trovandoci quindi nella cosiddetta zona di deposizione (situazione di flusso uniforme e stazionario).

Il suo profilo di velocità sarà misto in quanto avremmo una prima parte che va nella direzione della corrente e dove poco sopra il terreno raggiungerà il valore massimo e una seconda parte che sarà inversa a causa delle turbolenze che si creano nella testa che comportano un'inversione del flusso.

Fenomeni che influenzano questo tipo di corrente sono la dissipazione del flusso e l'autosospensione.

Per quanto riguarda la dissipazione possiamo dire che ciò avviene nel seguente modo: abbiamo all'inizio un rifornimento della nostra colata, successivamente però avremo una perdita di densità per diluizione e poi anche per deposizione. Quindi avremo una zona iniziale di rifornimento, poi una di deposizione e nella zona di testa avremo anche una zona di erosione dovuta ai vortici.

L'autosospensione è un processo che si chiude su se stesso e parte dalla turbolenza dei vortici creati nella testa, questi creano un sollevamento di materiale più fine dal terreno i quali provocano un contrasto di densità che a sua volta genera un input di energia gravitazionale che fa dirigere il flusso verso il bacino dove creano nuovamente turbolenza.

I depositi di queste correnti sono degli strati gradati formati da una successione organizzata di strutture sedimentarie.

SEQUENZA DI BOUMA 

Fonte: http://www.geologia.com/area_raga/torbidite/torbidite3.html (13.11.2011 - ore 16.43) 

Questa sequenza è costituita da diversi strati denominati:

• Ta, comprende la parte basale composta da sabbie da fini a grossolane, massicce o gradate (normalmente alla base si ha gradazione inversa);
• Tb, comprende sabbie da fini a medie con laminazioni piano-parallele (tappeto di trazione);
• Tc, comprende sabbia fine con laminazione incrociata, ondulata e convoluta formate dalla fuoriuscita di fluidi e aria dovuti alla litificazione;
• Td, comprende silt con laminazione piano-parallela;
• Te, comprende pelite omogenea (decantazione).

Non sempre troviamo questa sequenza completa. Ad esempio in una scarpata o in quella di un conoide questa non lo sarà mai in quanto la forza di gravità farà cadere i massi più grossolano per prima non facendoli arrivare alla base del conoide dove troveremo materiale più fine (sabbie fini e argille). La torbidite completa la troveremo in mezzo alla conoide.

Alcuni degli intervalli quindi possono mancare nella realtà. Questo perchè magari il materiale che ha alimentato la corrente di torbida era assente all'origine della porzione grossolana o fine.

Alla base di questa sequenza si forma sempre una zona di erosione.

Fonti: appunti tratti dalle lezioni del corso di Sedimentologia (Scienze Geologiche) - Università degli Studi di Ferrara

Appunti di Sedimentologia - Diagenesi e Cementi

Fonte: http://www.wikideep.it/rocce-sedimentarie/ (7.11.2011 - ore 11.14) 

Esiste la diagenesi precoce (importante per le rocce carbonatiche) e quella tardiva (importante per le rocce silico-clastiche).

Distinguiamo poi i processi fisici, chimici e misti. I primi sono ad esempio la compattazione (il sedimento si riduce per il peso della compattazione, si trasforma in roccia). I processi misti, pressione-dissoluzione, generano di solito le stiloliti. I processi chimici infine sono la cementazione, la dissoluzione (minerali poco stabili in fase di seppellimento) e i processi di sostituzione (mantenendo ad esempio la stessa forma). Un processo chimico è legato a condizioni di eh e ph e sopratutto alla possibilità dei fluidi di circolare e creare condizioni di sopra o sotto saturazione all'interno del nostro sistema. Dobbiamo avere quindi sedimenti permeabili altrimenti i fluidi non circolerebbero (nell'argilla i fluidi non circolano).

La diagenesi dipende dall'ambiente deposizionale, dal clima, dalla composizione tessiturale originaria del nostro sedimento, dalla permeabilità e dalla profondità di seppellimento.

Esiste poi un campo di esistenza della diagenesi, ben preciso, legato alle condizioni di temperatura e pressione in quanto se superiamo un certo limite di temperatura si andrà a finire nel campo del processo metamorfico. Ci saranno poi condizioni non presenti in natura: avremo quindi delle zone in cui in natura non c'è niente.

I controlli sulla diagenesi sono la temperatura e la pressione, la composizione e circolazione dei fluidi e composizione rocce. Nei carbonati avremo dei fenomeni diversi rispetto ad un sedimento silicoclastico. Un calcare aragonitico si comporterà diversamente ad un fluido circolante.

La diagenesi avviene con un certo percorso: è un equilibrio dinamico fisico chimico che muta con la variazione di pressione. Le rocce tendono a stabilire equilibrio con le condizioni che trovano. Man mano che procede il seppellimento avremmo una densità della roccia maggiore. L'effetto del costipamento darà una densità maggiore. Questo si rifletterà nei pori, produce infatti una riduzione della porosità. Quest'ultima si riflette a sua volta sulla permeabilità e sulla circolazione dei fluidi. Si modificherà così la tessitura primaria.

I feldspati creano minerali argillosi (sostituzione). 

Ci saranno delle rocce sopratutto terrigene che sono più soggette a questo fenomeno. Questo specialmente in relazione alla presenza di materiale argilloso o meno. Le quarzo areniti per esempio subiranno meno questo fenomeno in quanto oltre ad essere stabili hanno anche una alta maturità tessiturale. Hanno poi una forma sferica e per quanto li si possa compattare la porosità rimarrà quella. Se li continuo a compattare al limite si romperanno. 

CEMENTI 

 I processi di micritizzazione sono tipici delle rocce carbonatiche ed influiscono sulla diagenesi. Questo processo potrebbe preservare il grano dalla dissoluzione.

Esistono cementi tipici delle rocce carbonatiche i quali ci indicano la loro storia. È importante quindi avere una terminologia nel chiamare morfologicamente i cristalli. Abbiamo quindi il cemento fibroso (allungamento rispetto allo spessore), isopaco (avente dimensione omogenea) e cemento a drusa o equant.

La cementazione assume connotazioni diverse a seconda degli ambienti diagenetici delle rocce carbonatiche. Ad esempio ci sono cementi particolari delle aree emerse nel contesto meteorico, tipici della zona freatica (zone marine e di spiaggia).

Dal punto di vista idrologico distinguiamo le zona vadosa, freatica, di mixing e freatica profonda. La zona vadosa è quella compresa tra la superficie e la falda (zona di infiltrazione); la zona freatica è quella occupata dall'acquifero, la zona di mixing invece è in relazione al fatto che l'acqua della falda freatica galleggia su quella salata (zona di passaggio, isole).

Esistono dei fattori di controllo interni ed esterni al sistema: i primi sono in relazione alla mineralogia (se ho aragonite è un conto se ho la calcite un altro), alla granulometria (influisce sulla diagenesi, sulla dimensione dei pori, ghiaia e silt) e alla porosità e permeabilità; i secondi invece sono la vegetazione, il clima (influisce su quei processi diagenetici precoci, influisce sulla cementazione e dissoluzione, dipende se sono in un clima caldo secco o caldo umido. In Egitto esiste un carsismo sviluppato? Ovviamente no, piove pochissimo. Se non abbiamo quindi dissoluzione forse non ci sarà pure la cementazione dato che ciò che viene disciolto precipita da un'altra parte).

Passaggio da zona vadosa a freatica: contesto clima caldo umido, isoletta, formazione di morfologie carsiche.

Nel passaggio alla zona freatica avremo le grotte che sono in relazione al livello della falda, quando questa si stabilizza formano le grotte. Se il livello varia avremo vari livelli di grotte.

Se siamo in presenza di duna eolica siamo in zona vadosa dove cioè avviene l'infiltrazione d'acqua (dissoluzione del carbonato di calcio e precipitazione). Se queste dune fossero di ooliti queste si discioglierebbero e precipiterebbero. Esiste un certo livello di cementazione legato alla possibilità di far precipitare cemento tra un grano e l'altro il che crea queste strutture a rocce (diagenesi effettiva).

Calcrete: suoli carbonatici delle zone vadose.

Microcodio: (cementazioni biochimiche) è tipica dei suoli carbonatici e ci permette di dire che determinate strutture e laminazioni strane sono in collegamento con un ambiente emerso

Cementi della zona vadosa

Sono legati alla gravità o la tensione capillare:

• a menisco;
• microstalattitici o a goccia.

Quelli a menisco avranno un corpo ben arrotondato che si forma nella zona di contatto tra un grano e l'altro, morfologie tondeggianti e concave.

Quelli microstalattitici invece dipendono un fattore: se c'è la forza di Gravità questi precipitano in basso. Questi sono utili dal punto di vista della progressione della polarità degli strati, strutture che ci fanno capire dov'è l'alto e il basso, com'è il riempimento delle cavità geopetali tipiche delle zone vadose.

Cementi zone freatiche

• Isopaci, si formano attorno ai granuli;
• a blocchi o drusa, riempie la porosità rimanente.

In genere abbiamo prima la formazione dei cementi isopaci (a dente di cane) e poi di quelli a blocchi. I cementi a blocchi sono simili a quelli che si creano in ambienti di seppellimento profondo.

Come avviene?

Abbiamo la cementazione sul bordo del nostro grano e la porosità rimasta viene occlusa dai cementi a blocchi o a mosaico. Durante o prima di questa precipitazione potrebbe esserci della dissoluzione che può continuare (sono cementi con basso contenuto di magnesio, calcitici).

La dissoluzione non avviene solo perchè siamo in ambiente vadoso, anche perchè questa può avvenire anche in ambiente marino. Essa infatti dipende dalla situazione di sovra o sottosaturazione dell'acqua.

Quello che osserviamo nelle rocce è solo una piccola parte di quello che c'è in quanto il 95% di carbonato di calcio è disciolto e quindi non si presenta. È importante quindi la cementazione anche in ambito sottomarino oltre ai processi di micritizzazione.

Cementi ambiente marino

• Calcitici e aragonitici;
  • calcitici con alto contenuto di magnesio;
  • aragonitici di tipo fibrosi e potroidali.

Tipici di questi cementi sono le Beach Rock (crostoni cementati) come ad esempio nelle Bahamas e nel Mar Rosso. 

Queste sono legate a processi di cementazione, spesso in sabbie silicoclastiche, zone intertidali. Nel Mar Rosso non abbiamo depositi carbonatici, o meglio, c'è carbonato di calcio dato dai frammenti di coralli o bivavli che forniscono il cemento calcitico che precipita in queste Beach Rock..

Su una scarpata di una piattaforma carbonatica abbiamo una cementazione importante, ovviamente se le condizioni permettono la precipitazione di cemento.

Cementi da seppellimento profondo

• Sintassiali; 
• Poichilotopici, molto grandi. 

Vedi anche l'articolo "La diagenesi" sempre all'interno del blog cliccando qui. 

Fonti: appunti tratti dalle lezioni del corso di Sedimentologia (Scienze Geologiche) - Università degli Studi di Ferrara