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

Appunti di Sedimentologia - Tipi di porosità

Fonte: http://www.bcasa.it/casa-ecologica-la-casa-che-respira-materiali-porosi-una-maggiore-salubrita.html       

Può essere dipendente, non dipendente e più o meno dipendente dalla tessitura originaria della roccia.

DIPENDENTE

• intergranulare, tra i grani;
• intragranulare, all'interno dei grani;
• intercristallina, tra i cristalli;
• da impronte, es.: gusci disciolti;
• da finestre, piccole cavità che si formano per intrappollamento di bolle d'aria o dovute alla decomposizione di sostanza organica;
• da vacui riparati, spazio che si forma sotto una conchiglia o bivalvo;
• da vacui strutturati, ad es.: un corallo con un'impalcatura al suo interno.

INDIPENDENTI

• da fratture, rocce fratturate;
• da condotti, prodotto dalla dissoluzione di un calcare che crea così dei condotti carsici;
• da vacui, prodotti dalla dissoluzione di qualcosa di piccole dimensioni;
• da cavità, prodotti da dissoluzioni più importanti.

DIPENDENTE O MENO

• da brecce, se ho una roccia e con vari processi creo una breccia (tettonica, collasso), creo una porosità prima inesistente;
• da perforazioni, prodotti dalla presenza di organismi che perforano la roccia come ad esempio i datteri di mare;
• da burrows, prodotti dalla presenza di organismi che scavano nella sabbia per fare la loro casa;
• da disseccamento, i mud cracks, poligoni di disseccamento, creano fratture da disseccamento.

Potrebbe essere importante indicare la dimensione dei pori dato che saranno funzione della permeabilità. La viscosità dei fluidi permette di far passare il liquido in determinati pori. 

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

Appunti di Sedimentologia - Altre rocce carbonatiche

Fonte: http://www.salvalartesicilia.it/focus/default.asp?argomento=sagyp&page=doc001.htm  (24.10.2011, ore 9:01) 

Esistono:

• evaporiti;
• depositi ferrosi;
• depositi fosfatici;
• depositi silicei;
• depositi organici;
• depositi vulcanoclastici (che non tratteremo qui).

Evaporiti

Fonte: http://it.wiktionary.org/wiki/salgemma (24.10.2011, ore 9:04) 

Derivano dalla precipitazione chimica da salamoie. Le principali sono i cloruri (salgemma) e fosfati, poi abbiamo anche i carbonati, nitrati. Si formano dalla precipitazione chimica da una soluzione (es.: mare → sale).

Esperimento di USIGLIO: ha preso l'acqua marina e ha visto quali minerali precipitavano e in che ordine. Il primo a precipitare era il carbonato di calcio, poi il fosfato, cloruro, cloruro di magnesio, bromuro di sodio e cloruro potassico.

Dai calcoli che lui ha fatto viene fuori che da 300 m di acqua marina precipitano 4,5 m di sale.

Le evaporiti si formano in molti posti ovvero dove si sfrutta l'evaporazione dell'acqua di mare per creare salgemma come anche nella Rift Valley e in zone dove vi è molto sale (laghi salati).

Il salgemma ha diverse forme e si deposita sul fondo. Possono assomigliare a quelle del gesso. I cristalli di gesso vengono chiamati anche a coda di rondine o a ferro di lancia (se ne trovano molte sui colli bolognesi).

Per creare queste evaporiti, come il salgemma, l'uomo interviene facendo prosciugare il mare mentre in natura ci sono due possibili tipologie di formazione di questi minerali:

• in zone con forte oscillazioni di maree, al momento della bassa marea l'acqua si ritir in modo tale che anche con l'aiuto delle condizioni climatiche favorevoli si prosciughi lasciando che si depositi così il salgemma;
• in zone riparate da una collina sabbiosa e con frequenti eventi di alta e bassa marea, stavolta l'acqua nel momento dell'alta marea penetrerà le pareti sabbiose e al momento della bassa marea questa ritirandosi forma come prima salgemma.

È un modello molto simile a quello utilizzato per studiare le dolomie.

Il gesso è molto facile da distinguere dagli altri tipi di minerali in quanto basta rigarlo mentre il salgemma basta assaggiarlo.

Depositi ferriferi

Fonte: http://laminiera.altervista.org/sch35.htm (24.10.2011, ore 9:06) - Limonite 

Se ne parla quando il contenuto di ferro è maggiore del 15%. I minerali principali sono ossidi (ematite, magnotite, limonite), carbonati (siderite), silicati (glauconite) e solfuri (pirite).

La glauconite è verdastra, simile all'olivina (anche in sezione sottile) ed è importante perchè depositandosi in ambienti di piattaforma con un basso tasso di sedimentazione ci da indicazioni sull'ambiente di deposizione. Spesso si associa la glauconite alle cosiddette zone di upwelling. Quest'ultime altro non sono che quelle zone limitrofe la costa dove risale acqua fredda ricca di nutrienti. Esse si trovano nella zona occidentale dell'America del sud.

L'origine e il trasporto sono molto importanti. La maggior parte del ferro è trasportata con i colloidi e spesso si ha anche la flocculazione (sedimenti fini in sospensione che arrivano in mare si ha la formazione di grumi che pesano maggiormente e sprofondano).

Il ferro viene assorbito anche dalle sostanze organiche o dai minerali argillosi. Tutto questo dipende dall'eh e dal ph. Questi due fattori ci danno il ferro bivalente (stabile in condizioni di eh >0 e ph < 0) e polivalente (il contrario di prima).

I minerali ossidanti e riducenti sono l'ematite (rossa), la limonite (gialla) e la pirite (condizione riducente).

Spesso abbiamo formazioni ferrifere anche all'interno di ooliti e peliti. Quest'ultimi sono importanti dal punto di vista economico e quindi da estrazione.

Depositi di ferro e manganese

Sul fondo dell'oceano in ambiente a sedimentazione ridotta (1mm per Ma) spesso si trovano questi noduli di ferro di manganese. Il tasso di sedimentazione è così ridotto per via delle correnti che portano via il sedimento accumulato. Il sedimento quindi non è detto che non si deposita ma viene trasportato via.

Sono importanti dal punto di vista economico ma di difficile estrazione in quanto si trovano sui fondali oceanici.

Depositi fosfatici 

Fonte: http://www.paleofox.com/forum/index.php?topic=1738.20 (24.10.2011, ore 9:10) - Dente di squalo 

Importanti perché vengono utilizzati per i concimi. Si formano in zone di upwelling. Sono abbondanti in alcuni intervalli di tempo (cretaceo, paleocene e miocene). In genere sono legati ad eventi globali ovvero quando in determinati periodi della storia ci sono quelle condizioni che permettono la deposizione di questi minerali. Generalmente il clima ideale è caldo, un misto tra secco e umido e specialmente quando siamo in presenza di fasi trasgressive (quando abbiamo uno spostamento della linea di costa verso il continente).

Sono legati spesso ai denti degli squali; questi accumuli nel miocene erano molto importanti (in alcuni casi si può trovare il dente ben conservato).

Depositi silicei 

Fonte: http://madscientist.altervista.org/microcosmo/microrganismi/alprot/alprot.htm (24.10.2011, ore 9:13) - Radiolari 

Comuni in ambito bacinale o in alcuni laghi. Fatti di selce, la formula è quella del quarzo. Esiste una silice di origine vulcanica e una biologica. Quest'ulima legata ad organismi che creano appunto gusci silicei. I più importanti sono i radiolari e le diatomee. Sono planctonici, i secondi vivono nei laghi e in zone lacustre mentre i primi in mare. Spesso questi depositi sono abbondanti nei fondi oceanici (più di 4 o 5 km). Questo perchè il limite della ccd varia tra i 4 e i 5,5 km. Sotto la ccd si accumula tutto ciò che è siliceo. La ccd è il limite nel quale tutto il carbonato si è disciolto.

La selce la troviamo abbondante sopra la ccd.

La ccd cambia in base al chimismo dell'acqua. Nel cretaceo inferiore era molto meno profonda di adesso.

Non sono stati tanto studiati e per questo non si sa molto come ad esempio non si sa perchè sono più abbondanti i noduli dei livelli continui e neanche perchè esiste una regolarità tra le spaziature. Non abbiamo idee chiare dei perché ma la cosa più plausibile da utilizzare è il criterio di cambi del tipo di produzione ciclici legati a quelli di precessione. In ambiente bacinale gli intervalli marne e carbonati vengono collegati ai cicli di milankovic.

Cicli di Milankovic: cicli astronomici che influiscono sulla quantità di radiazione solare sulla terra influenzando il clima e tutti gli altri sistemi sedimentari (periodi glaciali e interglacaiali → variazione livello del mare). Praticamente varia l'orbita (l'eccentricità che ha una durata di 100 000, detta breve, o 400 000 anni, detta lunga), l'inclinazione dell'asse terrestre (obliquità e vale 41 000 anni, oscilla di 3 o 4 gradi) e il movimento di precessione (da 19 a 24).

Quello che influenza di più è il ciclo di eccentricità, basta vedere i periodi interglaciali e glaciali L'ultimo periodo interglaciale era 120 000 anni fa. L'intervallo di tempo tra i vari periodi interglaciali e glaciali non avvengono precisamente ogni 100 000 anni perchè i 3 parametri precedentemente elencati hanno una loro correlazione fra loro e influiscono sull'intervallo.

Le coppie calcare marne sono legate ai cicli di precessione. Se quindi voglio misurare l'età di 10 coppie calcare marne uso gli strumenti di tipo ciclo-stratigrafici che si basano sui cicli sopra elencati. Si cerca quindi di riconoscere che tipi di sedimento e come sono organizzati questi cicli nei sedimenti per poter datare successioni diverse. Le cose sono semplici in ambiente bacinale dove abbiamo queste coppie calcare marne ma la ciclo-stratigrafia in successione di piattaforma (cicli pertidali) è più complicata. In teoria è legata ai cicli di precessione.

Ritornando ai noduli, questi possono arrivare a dimensioni di qualche metro. In altri casi possiamo avere precipitazione di noduli di selce in acque meteoriche (ambienti lacustri).

Depositi organici 

Fonte: http://giardino-piante-fiori.lacasagiusta.it/coltivare-biologico-terreno/1632/ (24.10.2011, ore 9:16) - Humus 

Sono legati alla sostanza organica e sono l'humus, la torba (depositi di palustri, Scozia) e il sapropel (materia organica che si accumula nel mare e nei sistemi lacustri). Il petrolio deriva proprio al sapropel. Per conservare la sostanza organica bisogna avere condizioni anossiche.

Il petrolio è una risorsa naturale e si forma a condizioni particolari (vedi grafico); ovvero in condizioni molto ristrette: tra 1,5 km e 4,5 km di profondità. Il seppellimento della sostanza organica deve essere quindi almeno di 1,5 km e non superare i 4,5 km. La maggior parte dell'olio si genera attorno ai 2-3 Km mentre il gas attorno ai 4 km in quanto c'è un aumento della temperatura.

Dove abbiamo le condizioni anossiche? Bacini anossici li troviamo nel Mar Nero. Sul fondo troveremo quindi tutto ciò che era vivo sulla parte superficiale e che si preserva nel fondo. Altri punti anossici li troviamo nei momenti di anossicità dei fondali oceanici che sono però rari. Quelli conosciuti sono 6 o 7. Quando ci sono questi eventi, essi costituiscono la cosiddetta roccia madre da cui in condizioni di seppellimento giuste generano i nostri micocarburi. Questi bacini esistono anche nelle piattaforme continentali in zone di upwelling. In queste zone c'è poco ossigeno perchè gli organismi lo consumano così come i processi di decomposizione. Se ho tanto materiale organico in superficie questi o respirano o utilizzano l'ossigeno per la decomposizione.

Esiste una relazione tra il livello del mare (basso o alto) con la quantità di olio. L'olio è fluido con temperature elevate mentre in superficie sarà bitume. 

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

Appunti di sedimentologia – Cemento e classificazioni

Fonte: http://www.treccani.it/enciclopedia/fango/ 

E' legato principalmente alle fasi diagenetiche. I principali tipi di cemento sono:

• aragonite;
• +Mg e -Mg;
• dolomite.

È importante oltre che la mineralogia anche la morfologia. Ci sono 4 tipi:

• sintassiali, che sono i grani preesistenti:
• isotopi;
• a crosta, abbastanza grandi legati a fasi diagenetiche attive;
• accentuati.

Il cemento è utile perché alcuni tipi sono associati a fasi diagenetiche ben precise. Ci da informazioni sul passato.

Ci possono essere più generazioni di cementi, si usa la carbonescenza che ci permette di differenziare le varie fasi di accrescimento.

I tipi di grani sono importanti per sapere quando questi sono stati depositati. Possiamo risalire all'ambiente di deposizione.

I tipi di grani sono importanti quindi per avere un'interpretazione ambientale perché si risale al periodo di deposizione, ci da l'idea di una zonazione, sul come si depositano. Il parametro della granulometria non è importante perché se troviamo dei gusci della dimensione della ghiaia non vuol dire che sono stati per forza trasportati da una corrente molto veloce ma potrebbero essere semplicemente il prodotto di quei organismi che hanno costruito i gusci di quelle dimensioni.

La cernita riflette la granulometria degli organismi. Ad esempio un sedimento scheletrico ben cernito può essere il deposito di conchiglie (bivalvi). Può essere importante o riflettere il tipo e la taglia dell'organismo. La forma anche non influisce sul trasporto ma riflette il tipo di organismo.

Calcarenite: sedimenti calcarei della taglia della sabbia. A volte posso utilizzare questa terminologia. Calcioliti: ghiaia.

Classificazione

Le più comuni classificazioni sono quelle di Folk e di Dunham.

Folk (1959)

Non ha avuto molto successo a parte nei primi anni '50 e per i petrografi sedimentari. È una classificazione descrittiva. Distingue 3 elementi: allochimici, matrice (micrite) e cemento (sparite). I primi sono i vari tipi di grani scheletrici e non scheletrici. Da qui possiamo distinguere i:

• calcari sparitici allochemici, grani calcarei con matrice di vario genere;
• calcari micritici allochemici, grani calcarei con micrite di vario genere;
• calcari microcristallini, granuli di cemento, cristalli (dolomie microcristalline);
• biolititi, calcari biocostruiti.

Distinguiamo quindi: rocce allochimiche, ortochimiche e autoctone (Reef). Una calcite microcristallina senza componenti allochimici sarà il fango carbonatico o micrite. Una micrite con del cemento si dice dismicrite (ortochimiche). Gli allochimici invece sono gli intraclasti (intramicrite/sparite), ooliti (oosparite/micrite), fossili (biosparite/micrite) e pellets (pelsparite/micrite).

Nel 1962 Folk amplia la sua classificazione aggiungendo caratteri tessiturali. Descrive meglio i tipi di deposti in base alle percentuali di grani /(vedi slide 147).

Dunham

E' basata sulla tessitura e distingue i calcari matrice-sostenuta, grano-sostenuta, calcari biocostruiti (simili a folk) e i calcari cristallini. I primi due termini già discussi in precedenza sono termini che derivano dalla tessitura.

Questa classificazione è tipo un diagramma di flusso: prima guardo se la tessitura deposizionale è riconoscibile o meno. Se no, carbonato cristallino. Se si, mi chiedo se i componenti originari erano legati assieme al momento della deposizione o no. Se si, boundstone (per Folk biolititi ovvero Reef). Se no, mi chiedo se c'è fango o meno. Se no, grainstone (sedimento o roccia carbonatica fatta da grani attaccati tra di loro, tessitura grano-sostenuta, fatta di componenti di vario tipo, calciotite, calcarenite). Se si, guardo la tessitura, i grani si toccano o no? Se si e quindi grain supported, packstone. Se no e quindi mud supported, guardo se i grani sono maggiori o minori del 10%. Se maggiori sarà un wackestone altrimenti un mudstone.

Un calcare micritico sarà un mudstone o un wackestone, calcare fatto di micrite.

Questa classificazione la posso usare sia per sedimenti disciolti che non.

Espansione di Dunham da parte di Enbry e Klovan: Consideravano quella di Dunham troppo generica. Hanno visto che i depositi che studiavano normalmente avevano spesso dimensioni della ghiaia. Hanno quindi inserito il parametro della granulometria.

Il floatstone (abbiamo una tessitura fango-sostenuta) per esempio, usato nella loro classificazione, è si matrice-sostenuta però per classificarlo così anziché wackestone o packstone hanno stabilito che i grani con percentuale maggiore al 10% devono essere maggiori di 2 mm. Solo con questa clausola si può utilizzare questa terminologia. Quindi, grani a matrice- sostenuta si dicono floatstone, se grano-sostenuta rudstone.

Ma a questi due signori non gli interessava tanto questo, ma avevano maggiore interesse nel stabilire la morfologia delle rocce biocostruite. Considerano pertanto il termine boundstone generico e lo suddividono in ulteriori parti. Introducono così: il bufflestone, rocce con morfologia ramificata che fanno da filtro (per esempio rallentano le correnti e quindi accumulano sedimento inglobandolo al loro interno), il termine bindstone, organismi incrostanti (stromatoliti), il termine framestone, organismi che creano un'impalcatura rigida.

Vi è un'ulteriore espansione di tutto questo. Espansione di Insalaco legata alla morfologia. Anche lui lavorava su successioni di Reef, successioni del jurassico superiore. Era difficile per lui capire che cosa facevano questi organismi, soprattutto se c'erano organismi estinti. Sarebbe meglio secondo lui utilizzare criteri diversi come per esempio la morfologia degli organismi che studiava.

Distingue i depositi autoctoni da quelli alloctoni. La cosa che cambia è il limite dei 2 mm che diventa 1 cm nei grani alloctoni. Quindi: floatstone e rudstone rimangono. È una classificazione oggettiva. Negli autoctoni distinguiamo i platestone, lineari e con un certo spessore, i sheetstone, allungamento preferenziale della nostra forma e sottile, domestone, a forma di duomo, i pillarstone sparse e dense, a forma di rami, e i mixstone, grani misti.

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

Appunti di Sedimentologia - Grani scheletrici e non scheletrici

Fonte: http://www.wesapiens.org/it/file/1208167/Oolitic+calcare+con+granelli+di+quarzo+e+frammenti+di+fossili+(lamina+MGH-022) 

Nei primi abbiamo un'infinità di forme. Troviamo i biosomi se siamo in presenza di un guscio preservato nella sua completezza e i bioclasti se siamo in presenza di gusci frammentati.

Nei grani non scheletrici distinguiamo:

• i grani detritici, che si dividono in intra e extraclasti;
• i peloidi, che sono grani di carbonato di calcio microcristallino di varia origine (da processi di arrotondamento o micritizzazione);
• i grani rivestiti, che sono ooidi, oncoidi e pisoidi che se sono fatti da alghe rosse vengono chiamati rodoliti;
• i grani aggregati, che vengono racchiusi nel gruppo dei lumps (grapestone, grani di qualsiasi tipo legati da cemento).

Nel cretaceo superiore sono abbondanti le rubiste (grani scheletrici) mentre nel luteziano troviamo i forammiferi bentonici.

Sono importanti perchè ci danno indicazioni sul contesto nel quale si sono formati, sul perido di formazione e sul clima.

Boundstone: roccia biocostruita in cui i componenti finali si sono legati assieme al momento della deposizione.

Grani detritici

Si dividono in:

• Intraclasti, quelli legati alla rottura di un sedimento penecontemporaneo ovvero che hanno la stessa età (frammenti di fango carbonatico, quando il mare va in secca e si ritira si accumula il sedimento fine, mar creps);
• Extraclasti: derivano da rocce più antiche già consolidate.

Come distinguo questi al microscopio? Solo se ho indizi sull'età.

Pelodi

Fonte: http://www.dipgeopa.com/?structure=processigeologici&section=rocce&sub=6.3.2&lang=it 

Grani di carbonato microcristallino, arrotondati e privi di struttura interna. Sono tondeggianti o leggermente allungati fatti di micrite. È un termine generico che non ci permette di capire di che tipo sono. In alcuni casi però possiamo riconoscere il processo che ha creato i peloidi.

Comunque, il risultato finale è il pellets che a sua volta può essere il risultato di un forammifero qualsiasi in cui ci sono intromessi degli organismi che vanno a perforare il guscio (alghe, ecc...) formando un frammento allungato o tondeggiante privo di struttura interna e pieno di micrite. Nelle Bahamas troviamo le sabbie a peloidi (fecal pellets). Quest'ultimi possono essere molto grandi.

I peloidi sono grani fatti da fango carbonatico.

Deposito gradato: ordinato, composto da grani più grandi allam base e via via meno andando verso l'alto. Il più famoso deposito di questo tipo è la torbidite. Questo deposito indica che siamo in presenza di molta un'energia e di molta dinamicità nel meccanismo di trasporto che ha depositato questi grani (correnti fluviali, tempeste, correnti oceaniche).

Nella formazione dei peloidi abbiamo quindi dei processi di micritizzazione: escavazione → riempimento → micritizzato.

I peloidi si trovano nelle zone inter e sopratidale e qualche volta anche nelle zone lagunari.

Grani rivestiti

Fonte: http://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Datei:Cave_Pearls.JPG&filetimestamp=20090201211057 , http://www.naturamediterraneo.com/forum/topic.asp?TOPIC_ID=132727 , http://it.wikipedia.org/wiki/Ooliti  

• Ooidi, grani rivestiti che si formano in ambiente marino, hanno un nucleo circondato da accrescimenti di cemento microcristallino circolari regolari;
• Pisoidi, legati a contesti diagenetici o fuori dall'acqua (pisoliti);
• Oncoidi, 2-10 cm, hanno un nucleo circondato da accrescimenti di cemento microcristallino irregolari (come fare un pupazzo di neve).

Sono praticamente grani di carbonato di calcio di varie forme legati assieme da cementi e organismi incrostanti (nel caso degli oncoidi). Hanno dimensioni che variano da pochi mm (ooidi) fino a qualche cm (oncoidi).

Secondo Tucker se gli ooliti sono superiori ai 2 mm si deve parlare di pisoidi ma si preferisce fare una distinzione generica.

Attualmente gli ooidi hanno composizione aragonitica che precipita regolarmente formando appunto cerchi quasi con centrici. Ma come faccio a far precipitare omogeneamente il cemento microcristallino e quindi in questo caso l'aragonite? Bisogna che qualcosa porti in sospensione questi granellini e poi, se ce una composizione aragonitica, questa precipita sulla parte esterna. Così si creano gli ooliti che si trovano sui bordi delle piattaforme dove c'è maggiore energia (arriva l'onda, porta tutto in sospensione, riprecipitano un po' di aghetti di aragonite e vanno sul fondo).

Spesso però abbiamo precipitazione di microorganismi. La microstruttura in questo caso è una struttura disciolta e ricementata oppure composta da lamine concentriche con i bordi micritizzati oppure una disposizione di cristalli aragonitici tangenziali rispetto ???.

Le ooliti sono confettini bianchissime (spiagge bianche, fine, Golfo persico). In sezione sottile hanno un nucleo circondato da vortici elicoidali. Possono avere forma sferica o leggermente allungata.

Se il rivestimento esterno è sottile si parla di ooliti superficiali.

Gli ooidi tangenziali hanno una mineralogia dei cristalli fatta principalmente di aragoniti. Siamo infatti nel periodo aragonitico. Se andiamo nel golfo persico o nelle Bahamas abbiamo questo tipo di ooliti che ci indicano un ambiente a salinità normale (marino) ad alta energia. Praticamente s spiagge soggette a correnti tidali che fanno muovere frequentemente questi tipi di depositi.

Nella struttura radiale la composizione è ricca di magnesio e si trovano nei depositi antichi. Questi si trovano spesso nel jurassico superiore. Ce ne sono anche ora però queste in genere ci indicano condizioni di salinità molto elevata e bassa energia. È molto difficile sapere il contesto paleoambientale.

Sabbie relitte: non sono in formazione attuale, deposte quindi in un contesto precedente e quindi diverso (Brasile).

Per distinguere i grani rivestiti bisogna vedere la geometria degli accrescimenti. Se è regolare sono ooidi altrimenti oncoidi. Altro parametro importante è la dimensione (mm e cm, vedi sopra).

Sono importanti perché ci danno indicazioni sul luogo di formazione, sul loro processo di deposizione, utili per trovare il petrolio, individuare dove c'è porosità, importanti dal punto di vista applicativo insomma. I tipi di grani, infine, ci possono dare indicazioni anche sulla paleoecologia (alghe rosse).

Briozoi: vivono sia in zone di luce che in zone senza luce. Anche queste cose ci danno indicazioni sulla zonazione.

Passando ai pisoidi questi hanno granuli più grandi, strutture simili alle ooliti ma sono depositi marini (grotte, soggetti termali, ecc...). In alcuni casi possono essere irregolari e diventa difficile distinguerli dagli oncoidi. Però, se si guarda attentamente il rivestimento si vede che a differenza degli oncoidi sono abbastanza regolari.

Sono frequenti nelle zone sopratidali legati a processi diagenetici.

Grani aggregati

Dimensioni variabili, divisi in lumps che si dividono in grapestone e bat rival lumps. I lumps sono aggregati di vario tipo, come grani bioclastici legati da cemento. I bot rival hanno granuli legati tra di loro e a loro volta rivestiti da detrito, da calcite.

Questi grani si formano quando ad esempio grani cementati vengono frammentati, detti quindi lumps generici; quando i punti di contatto sono cementati sono detti grapestone e quando sono rivestiti si chiamano bot rival.

Si trovano nelle zone di laguna (bassa energia).

Matrice

Non ci si riesce a mettere d'accordo Dubbio se il termine matrice o matrice micritica è quello che noi chiamiamo fango carbonatico. Le dimensioni di quest'ultimo sono 62 µm. In genere la vera e propria matrice carbonatica dovrebbe essere quella con cristalli di carbonato di calcio minori di 4 µm, la vera e propria micrite (fango carbonatico o microspare). A volte però non è semplice riconoscerla.

Formazione: può formarsi tramite precipitazione diretta di carbonato microcristallino, se vado a rompere una struttura fine (alghe calcaree) → processi di disgregazione, processi di erosione meccanica (organismi che raschiano grani preesistenti), altri processi diagenetici (microsparite con la precipitazione di cemento) oppure alcuni tipi di bioclasti potrebbero avere già la dimensione della micrite.

Ci sono anche dei pesci che formano nella loro pancia degli aghetti di carbonato di calcio che rilasciano poi con le feci nel mare e producono una buona quantità di fango carbonatico presenti nell'oceano (già dal jurassico).

Al microscopio è scura, è una pasta di fondo che si lascia passare dalla luce, più la sezione è spessa meno luce passa e più è scura.

La troviamo difficilmente in zone ad alta energia e quindi si accumulano in zone lagunari e nei depositi pelatici (la maggior parte dei sedimenti fangosi delle Bahamas è fatto da un certo tipo di alga verde, penicilius).

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

Appunti di Sedimentologia - Morfologia e organizzazione dei grani

Fonte: http://www.istitutosangiovannibosco.net/cennini_donbosco/e-learning/percorsi%20di%20scienze/ecosistemi/Ciclo%20del%20carbonio.htm  

Non confondiamo la sfericità con l'arrotondamento in quanto il primo indica di quanto il clasto si avvicina ad una sfera e il secondo è in relazione alla sua spigolosità. Il Q normalmente è MOLTO ARROTONDATO e MOLTO SFERICO.

La spigolosità del clasto ci da indicazioni anche sul tipo di trasporto che questo ha subito: se è molto spigoloso il trasporto è stato minimo, al contrario invece il trasporto è stato lungo. Clasti che hanno subito poco trasporto sono ad esempio i depositi di versanti o di ghiacciai; di medio trasporto in spiaggia.

L'orientamento è la disposizione dei clasti nelle 3 dimensioni; questa è importante perchè influisce sulla porosità del clasto. Dei clasti che tramite pressioni si schiacciano tra di loro formano delle STILOLITI e di conseguenza pochi pori e quindi poca porosità.

Il termine embricatura indica l'orientamento dei clasti e si ha quando questi hanno una determinata forma.

Abbiamo poi la forma e morfologia superficiale.

Classificazione delle rocce → vedi appunti Petrografia del Sedimentario

ROCCE TERRIGENE

Si dividono in conglomerati, arenarie e peliti.

CONGLOMERATI

Conglomerati: fatti da ghiaia;

Brecce: fatti da clasti spigolosi

I clasti possono essere monomittici, oligomittici o poligomittici. Il primo termine indica una composizione omogenea, il secondo che esistono 2 tipi di minerali mentre l'ultimo che esistono varie tipologie di minerali.

Altro aspetto importante per la classificazione dei conglomerati è la loro derivazione ovvero se sono intrabacinali o extrabacinali e quindi se si depositano nello stesso posto dove si sono formate o se vengono trasportate e depositate altrove. Ad esempio il fango indurito che forma una breccia normalmente è intrabacinale mentre l'erosione di una roccia nel corso degli anni fa si che questa sia extrabacinale.

Ulteriore caratteristica principale è la tessitura che può essere matricesostenuta o clastosostenuta e di conseguenza paraconglomerato od ortoconglomerato dove nel primo caso i clasti non si toccano mentre nel secondo si.

ARENARIE

Vengono distinte in base alla loro composizione e vengono utilizzate per capire gli ambienti passati.

Possono essere composte da: Q, F, Fr, MP e minerali argillosi. Anche loro possono essere intra o extrabacinali e i loro contesto geotettonico è l'arco, il basamento e il cratone. La quantità di Q presente nelle arenarie è pari al 65%, nelle peliti è 30% mentre nei carbonati meno del 5%.

Nella classificazione delle arenarie troviamo le QUARZOARENITI, le LITOARENITI, le ARCOSE. Le prime hanno un buon arrotondamento e una buona cernita (vedi sotto*) nonché un'alta maturità composizionale e tessiturale e sono composte da almeno il 95% di Q. Le seconde invece sono composte dal 25% di Fr e dal 20-25% di tutte le arenarie. Le terze sono composte dal 25% di F, spesso il K ed hanno una colorazione rosa o rossa. Derivano normalmente da gneiss e graniti.

Abbiamo poi le GROVACCHE composta da più del 15% di matrice come ad esempio la clorite, sericite e il silt di Q e F. Il loro colore è grigio o nero. La matrice probabilmente ha origine diagenetica.

*Maturità composizionale: dipende dalla quantità di Q ovvero più c'è ne e più è alta in quanto il Q è un minerale molto stabile (minerali no spigolosi e con un buon arrotondamento).

Maturità tessiturale: ci indica la lunghezza del trasporto.

La cernita invece esprime il grado di variabilità granulometrica.

Ci troviamo in presenza di mudstone quando il fango è maggiore del 75%.

Ci sono poi le arenarie ibride quali glauconite e minerali vulcanoclastici, studiati da Zuffa nel 1980.

PELITI

Sono minerali argillosi (silt+argilla=fango) e ci danno indicazioni sui paleoambienti. Ad esempio la caolinite la ritroviamo in Indonesia ovvero in climi caldi e umidi.

Il colore delle peliti è importante in quanto ci da indicazioni sul tipo di minerale presente. La forma delle peliti dipende da determinate caratteristiche sedimentologiche quali la coesione (tensione capillare – resistenza erosione), la flocculazione, la porosità (struttura cristallina – scarsa permeabilità) e la sospensione (particelle piccole). La flocculazione è quel processo che avviene quando minerali provenienti da un fiume che incontrano il sale del mare si uniscono, si appesantiscono e cadono verso il basso ovvero flocculano.

La loro composizione comprende l'illite, la montmorillonite, la caolinite a la clorite mentre la tessitura può essere o di siltiti o argilliti.

Ci son ovari modi per formare una pelite ad esempio attraverso l'erosione di rocce preesistenti, l'abrasione glaciale, gli organismi, ecc...

ROCCE CARBONATICHE

Sono presenti per il 25% su tutta la terra. Sono importanti e anche complicate da studiare perchè hanno connessione con il mondo biologico. Possono prodursi e precipitare nello stesso posto (nei sedimenti terrigeni questo non avviene mai). Possono trasformarsi in maniera molto rapida e sono influenzate dal chimismo dell'acqua e dell'atmosfera.

Fattore che influenza su di essi è il clima e di conseguenza il livello del mare. Sono maggiormente presenti in riva al mare in quanto passa più luce che permette la vita agli organismi.

La loro composizione può avere la calcite, low Mg-calcite, high Mg-calcite, l'aragonite e la dolomite.

Le rocce carbonatiche sono il risultato dei cambiamenti postdeposizionali dei sedimenti carbonatici. Il sedimento è il risultato dell'accumulo in un determinato luogo dei componenti carbonatici e i componenti sono il risultato della produzione dei sistemi biologici.

I componenti dei carbonati si dividono in GRANI, MATRICE, CEMENTO e PORI.

I grani possono essere scheletrici (molta varietà, cambiamenti nel tempo, difficili da interpretare) e non scheletrici. I primi sono ad esempio i bivaldi e i gasteropodi mentre i secondi pelloidi, grapestone e clasti.

I grani scheletrici derivano da molti organismi in grado di produrre parti carbonatiche (molluschi, alghe, coralli). Essi variano con l'età del deposito.

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