Processo sedimentario

C'è una grande varietà di processi attraverso cui le rocce sedimentarie possono formarsi, inoltre, esiste una stretta relazione fra l'ambiente di sedimentazione e il tipo di roccia che in esso può originarsi. È in ogni caso possibile individuare le linee di un processo sedimentario globale, che possiamo suddividere nelle fasi qui sotto descritte.
Il processo sedimentario si svolge sulla superficie terrestre o nelle immediate vicinanze, perciò è caratterizzato da basse temperature (all'incirca tra -50 e 150° C), da basse pressioni e da un ambiente idrato ed ossidante.

Alterazione meteorica e minerali delle rocce sedimentarie

Il primo processo che interviene nella genesi delle rocce sedimentarie è quello che serve a prepararne i costituenti, e consiste nell'alterazione fisica e chimica di rocce preesistenti.

L'alterazione fisica le isola in frammenti, ciascuno dei quali ha la stessa composizione e struttura della roccia madre (frammenti litici), o in singoli minerali (minerali detritici). Essa ha per agenti principali il termoclastismo, il crioclastismo, l'acqua fluente, i ghiacciai, il vento, i movimenti tettonici, le variazioni di pressione, l'abrasione di particelle in mezzi fluidi e la crescita delle piante.

Se l'alterazione fosse puramente fisica, i sedimenti conterrebbero gli stessi minerali delle rocce preesistenti. In generale però si ha anche una decomposizione chimica della roccia in ioni, in parte destinati a ricombinarsi in nuovi minerali (minerali sedimentari e diagenetici durante i successivi processi di sedimentazione chimica e di diagenesi. L'agente principale è l'acqua, che provoca la dissoluzione, l'idratazione, il carsismo, l'idrolisi dei silicati; c'è inoltre l'ossidazione, l'azione dell'anidride carbonica, delle radici delle piante, dei batteri.

In teoria, qualunque minerale appartenente ad una qualsiasi roccia preesistente può diventare un minerale detritico. In realtà, poiché l'alterazione è selettiva, quelli meno resistenti hanno scarse possibilità di essere ereditati. Infatti, le rocce della crosta terrestre possono subire un'erosione più o meno intensa secondo i minerali che le compongono: quelli poco erodibili sono più stabili, cioè mantengono inalterate le loro caratteristiche nelle diverse condizioni chimiche e fisiche in cui vengono a trovarsi le rocce superficiali; quelli invece meno stabili possono essere erosi facilmente. Un minerale è tanto meno stabile, cioè è tanto più alterabile, quanto più le condizioni superficiali sono diverse da quelle in cui esso si è originato; praticamente, l'ordine di alterazione rispecchia quello di cristallizzazione della serie di Bowen. Se consideriamo, ad esempio, alcuni minerali che si trovano frequentemente nelle rocce magmatiche, vediamo che il quarzo è molto stabile e quindi difficilmente sottoposto a erosione, mentre al contrario l'anortite e olivina sono facilmente alterabili.

Poiché il granito è la roccia magmatica più abbondante nei continenti, consideriamo l'effetto di un corso d'acqua sulle rocce granitiche di una montagna. I componenti mineralogici del granito sono quarzo, mica, feldspati; la disgregazione del granito porta alla formazione di sabbia che è trasportata dal fiume verso il mare in tempi piuttosto brevi su scala geologica. Nel trasporto la mica è quella più veloce perché la sua struttura a fogli le consente di rimanere in sospensione e compiere molta strada, giungendo a luoghi molto distanti dalla roccia madre; il quarzo è insolubile e inalterabile, di conseguenza rimane in posto; il feldspato è viceversa molto alterabile, è asportato e lungo il percorso è sostituito dai suoi prodotti di alterazione (caolinizzazione), che possono essere sali solubili trasportati in soluzione (carbonati di K, Na, Ca), oppure composti insolubili rappresentati da silicati di alluminio idrati, trasportati in sospensione, che costituiscono le argille:

2KAlSi₃O₈ + 2H₂O + CO₂ → Al₂Si₂O₅(OH)₄ + 4SiO₂ + K₂CO₃

ortoclasio                                  caolinite                 sabbia quarzosa     carbonati solubili

L'ossidazione, operata dall'ossigeno atmosferico, interessa solfuri e solfati metallici; i prodotti dell'ossidazione sono ossidi ferrici anidri o idrati, cioè ematite o limonite. I minerali contenenti ferro ferroso sono solubili in acqua, mentre quelli contenenti ferro ferrico sono insolubili e precipitano dando i citati ossidi ferrici.

L'idratazione interessa i minerali anidri, che si trasformano nei loro corrispondenti idrati, generalmente con aumento di volume: anidrite-gesso, ematite-limonite.

L'acqua, in presenza di anidride carbonica può intaccare le rocce calcaree dando luogo al fenomeno carsico. (Nella foto una dolina carsica sul Monte Baldo)

I minerali femici (pirosseno e olivina) si sciolgono anch'essi in acqua; un pirosseno magnesiaco produce ioni Mg²⁺ e silice, uno ferrico ioni Fe²⁺ e silice. Quando un pirosseno ferroso viene alterato, il Fe²⁺ viene ossidato a Fe³⁺, insolubile in acqua, e precipita dando la limonite (limonitizzazione):

4FeSiO₃ + O₂ + nH₂O → 4FeO₃·nH₂O + SiO₂

pirosseno                                       limonite

Alla fine di questo stadio si forma un mantello di alterazione che può restare in luogo (rocce residuali) o subire un trasporto più o meno lungo ad opera di vari agenti, a seconda del clima e delle forme del rilievo.

Trasporto

I detriti derivati dalla disgregazione della roccia sono generalmente trasportati lontano dai luoghi d'origine e assumono forme e dimensioni differenti secondo l'agente che li trasporta.

Due dei principali effetti del trasporto meccanico sono la riduzione delle dimensione dei singoli costituenti ed il loro arrotondamento. Il trasporto meccanico da parte di mezzi fluidi produce un altro effetto di grande importanza: la selezione granulometrica.

Il trasporto chimico è regolato da numerosi parametri ed il suo risultato principale è quello di convogliare nei mari gli ioni, soprattutto quelli dei metalli alcalini e alcalino-terrosi.

Il trasporto avviene comunemente in acqua, prima nei ruscelli, poi nei fiumi e infine nel mare, ma può essere dovuto anche al vento, ai ghiacciai, alla gravità e agli organismi. Nel trasporto in acqua bisogna distinguere il materiale semplicemente rotolato da quello trasportato in sospensione o direttamente in soluzione.

Le acque correnti possono trasportare materiali in soluzione, in sospensione o per rotolamento sul fondo, determinando un arrotondamento degli spigoli vivi.

Le acque allo stato solido, cioè i ghiacciai, trasportano i detriti senza determinare un loro smistamento granulometrico; i ciottoli glaciali si riconoscono per le caratteristiche striature. (Nella foto massi erratici trasportati dal ghiaccio).

Il vento è in grado di trasportare soltanto frammenti molto fini e leggeri, come le sabbie, i cui granuli vengono arrotondati a causa del reciproco logorio.

In ambiente marino, il moto ondoso può trasportare al largo i ciottoli oppure depositarli a riva rendendoli piatti e lisci a causa del suo movimento oscillatorio.

Sedimentazione e ambienti sedimentari

Il terzo stadio del ciclo d'erosione è rappresentato dalla sedimentazione. Il termine sedimentazione indica la deposizione, su terre emerse o sul fondo di bacini acquei, di materiali di varia origine, inorganica o anche organica.
Ambiente di sedimentazione è quell'area della superficie terrestre in cui si accumulano i sedimenti, distinta fisicamente, chimicamente e biologicamente dalle aree adiacenti.
Fondamentale per la ricostruzione dell'ambiente in cui un sedimento si è deposto è l'analisi delle facies. La facies è l'insieme delle caratteristiche litologiche e paleontologiche, oggettivamente osservabili che caratterizzano un sedimento deposto in un determinato ambiente: ad esempio, il tipo di roccia sedimentaria, la tessitura, le strutture sedimentarie, i tipi di fossili contenuti.
La gran parte dei materiali di sedimentazione è dovuta ai frammenti di rocce disgregate e trasportate dai ghiacciai e dai fiumi; in ordine decrescente di abbondanza seguono i gusci, o scheletri, di macrorganismi e microrganismi animali e vegetali, le sabbie trasportate dal vento, le ceneri vulcaniche, le polveri cosmiche e i prodotti di disgregazione delle meteoriti che entrano nell'atmosfera.
Il processo avviene quotidianamente:

• in ambiente continentale sul fondo delle valli (depositi fluviali), ai piedi delle montagne, dove cadono i frammenti rocciosi (detriti di falda) che si staccano dalle masse sovrastanti, ai bordi dei ghiacciai (detriti morenici), nel deserto (sabbia eolica), sul fondo dei laghi (fanghi argillosi o calcarei) o delle paludi (torba);

• in ambienti di transizione lagunare e deltizio (sedimenti alluvionali alternati a quelli carbonatici), litorale (depositi sabbiosi o ciottolosi);

• in mare nelle zone di scogliera (calcari organogeni), di piattaforma (sabbie, fanghi), di scarpata (torbiditi), abissale (argille fini e fanghi carbonacei e silicei), in pieno oceano (argille e calcari). In ambiente marino o lacustre non di rado si formano sedimenti anche per l'abbondante accumulo di gusci o scheletri di organismi.

Un particolare modo di deposizione è la risedimentazione che avviene a partire da correnti di torbida. Le sabbie accumulate al margine della piattaforma continentale, ancora allo stato incoerente, si trovano in equilibrio instabile; un terremoto o il semplice superamento dell'angolo di riposo, a mano a mano che procede l'accumulo, ne determina il franamento: i clasti si mescolano all'acqua e formano un'enorme nuvola torbida, dai contorni sfumati, che ha densità maggiore di quella dell'acqua marina, generando la corrente di torbidità, che tende a fluire verso il fondo marino coprendo grandi distanze e spostandosi a velocità elevatissime. Il ripetersi nel tempo delle correnti di torbida porta all'accumulo di migliaia di banchi, e questi depositi sono chiamati torbiditi. Masse rocciose miste, formate spesso da alternanza di strati di arenarie e di argilliti a debole spessore ma ripetute migliaia di volte si chiamano flysch.

Diagenesi e litificazione

L'ultimo stadio del processo sedimentario è la diagenesi e comprende tutte quelle modificazioni che conducono alla litificazione, cioè alla trasformazione dei sedimenti depositati in rocce coerenti. Queste modificazioni sono di natura fisica, come la compattazione, e chimica, come la cementazione e il metasomatismo.

La compattazione implica l'azione del peso dei materiali che via via si sovrappongono e che, comprimendo i sedimenti sottostanti, riducono gli spazi vuoti (pori) tra i singoli frammenti. Ciò comporta una riduzione di volume, accompagnata da un aumento della temperatura e della pressione; il liquido circolante tra i sedimenti viene in questo modo espulso.

La cementazione è prodotta da acque che circolano nei sedimenti sfruttando la presenza dei pori, e che portano in soluzione alcune sostanze; col tempo tali sostanze possono precipitare chimicamente e riempire i pori, cementando tra loro i granuli. Tra i cementi più comuni ricordiamo la calcite e la silice; meno diffusi gli ossidi di ferro che, quando presenti, conferiscono alla roccia una colorazione rossastra.

In alcuni casi all'interno del sedimento si formano dei minerali nuovi per apporto di sostanze chimiche dall'esterno del sedimento (metasomatismo). È il caso della formazione delle rocce dolomitiche.