Le rocce sedimentarie

Le rocce sedimentarie

Le rocce sedimentarie costituiscono l'1% delle rocce della crosta terrestre e circa il 75% delle rocce affioranti. Si formano per compattazione e cementazione di sedimenti sciolti che derivano dal disfacimento di rocce preesistenti, dai resti scheletrici di organismi o da precipitati chimici.

Gran parte del sedimento si forma tramite l'acqua sia liquida che solida (ghiaccio) e il vento; la maggioranza dei sedimenti viene trasportata in ambiente marino e in minor misura in ambienti subaerei. Le rocce sedimentarie, in definitiva, si formano in seguito a processi di tipo meccanico, chimico e biochimico. Dunque, possono essere geneticamente raggruppate in tre grandi categorie: clastica, chimica e organogena.

Rocce clastiche

Le rocce di origine clastica si formano per accumulo di minerali o frammenti di rocce prodotti dalla disgregazione di rocce preesistenti. La grande maggioranza di questi detriti è terrigena: essi derivano dallo smantellamento di porzioni di materiali presenti sulla superficie terrestre tramite azioni combinate di disgregazioni meccaniche, trasformazioni chimiche e dell'erosione. I detriti possono essere trasportati ad opera dell'acqua (liquida e ghiaccio) e/o del vento; in seguito avviene la deposizione in luoghi vicini o lontani dal luogo d’origine dei detriti.

Rocce chimiche

Le rocce sedimentarie di origine chimica sono il risultato di processi di precipitazione che si attuano a spese di materiali presenti nelle acque in soluzione o a condizioni di soprassaturazione; quest'ultima può avvenire sia per aumento del soluto che per diminuzione del solvente (evaporazione), oppure a causa di processi biochimici derivati dall'azione di organismi sia animali che vegetali.

Rocce organogene

Le rocce organogene sono formate per la quasi totalità da accumulo di sostanze legate ad un'attività biologica: si possono distinguere semplici accumuli di gusci o apparati scheletrici, come quelli rappresentati dalle radiolariti, o ammassi di organismi costruttori, i cui apparati scheletrici esterni possono saldarsi l'uno all'altro (coralli e spugne che danno origine a scogliere e atolli) o ancora accumuli di sostanza organica vegetale o animale, dalla cui trasformazione nel tempo prendono origine depositi particolari.

Genesi dei sedimenti

Alla genesi dei sedimenti presiedono varie fasi distinte tradizionalmente in: erosione, trasporto, deposizione. Tutti i sedimenti, siano essi di origine clastica, chimica o organogena, si modificano in tempi successivi alla loro deposizione. L'insieme di processi, che ha inizio in seguito alla deposizione, in cui i sedimenti divengono roccia coerente (litificazione), prende il nome di diagenesi.

La distinzione tra le rocce sedimentarie, magmatiche e metamorfiche si basa, essenzialmente, sui loro caratteri strutturali che rispecchiano altrettante differenze genetiche.

Lo studio delle rocce sedimentarie contribuisce a fornire elementi molto interessanti sulla storia geologica di una regione. Ciò è possibile attraverso l'analisi delle strutture, delle tessiture e la natura degli eventuali fossili che offrono notizie sugli ambienti deposizionali.

Nel caso delle rocce clastiche, la presenza di alcuni minerali permette, talora, di comprendere da dove arrivino i sedimenti costituenti la roccia, ovvero la caratterizzazione delle rocce sorgenti. Un esempio pratico è il ritrovamento di frammenti di rocce granitiche sui Peloritani ed in Calabria, territori che attualmente non favoriscono la formazione di questa tipologia di roccia; dallo studio di questi frammenti si è compreso che quest'ultimi derivano dallo smantellamento di rocce granitiche presenti oggi in Sardegna, da ciò è intuitivo comprendere che al momento della formazione di questi sedimenti, e alla loro successiva deposizione, le tre regioni erano unite. Inoltre, l'analisi dettagliata dei contorni dei granuli fornisce importanti indicazioni sulla modalità di trasporto.

La disgregazione delle rocce

Per disgregazione si vuole intendere sia la disaggregazione meccanica delle rocce sorgenti in frammenti che la successiva trasformazione e dissoluzione, tramite attacco chimico, di alcuni minerali da parte degli agenti esogeni.

Disaggregazione meccanica

Alla frammentazione delle rocce sorgenti concorrono fattori quali: gli squilibri gravitativi, le escursioni termiche, l'azione del vento, delle acque e del ghiaccio.

Le oscillazioni termiche che si producono, sia nell'arco stagionale che diurno, producono delle variazioni di volume nelle rocce ed in particolare nei minerali che li costituiscono. I coefficienti di dilatazione termica non sono uguali per tutti i minerali. Nei climi caratterizzati da forti escursioni termiche, attorno a 0°C in cui si verifica la trasformazione dell'acqua in ghiaccio con conseguente aumento di volume, l'alternanza del gelo-disgelo ripetuto per periodi più o meno lunghi produce la perdita di coesione dell'ammasso roccioso. Questo fenomeno è definito crioclastismo.

L'azione del vento, in particolare in aree desertiche o in quelle aride povere di vegetazione, consiste in una forte azione abrasiva dovuta al fatto che le masse d'aria riescono a mobilizzare una grande quantità di particelle fini. Le particelle urtando violentemente sulla roccia ne provocano la frammentazione. Questo processo prende il nome di deflazione.

Le acque meteoriche possono raggiungere energie tali da disgregare anche porzioni importanti di materiale roccioso; lo scorrimento a regime torrentizio, delle acque superficiali, in particolare se cariche di detriti, provoca erosioni sia sulle pareti dell'alveo che sui fondali.

L'azione demolitrice dell'acqua marina (abrasione), può verificarsi sia tramite i flussi di marea che attraverso il semplice moto ondoso, specialmente su falesie o attraverso l'azione delle sue correnti.

L'asporto di materiale roccioso da parte delle masse dei ghiacciai produce morfologie particolari (valli a U) tramite azioni meccaniche definite nel complesso esarazione. L'accumulo di sedimenti mobilizzati da un ghiacciaio è facilmente riconoscibile in quanto questa tipologia di trasporto non svolge alcuna distinzione granulometrica, dunque in tali depositi (morene) si rinvengono frammenti di varie dimensioni, dai blocchi massicci di roccia ai più piccoli frammenti.

Attacco chimico

Tutte le rocce magmatiche e metamorfiche si formano in condizioni di temperatura e pressione che differiscono decisamente da quelli presenti in ambiente superficiale; in tali condizioni i minerali soffrono di un'elevata instabilità termodinamica. La quasi totalità tende a reagire con acqua che rappresenta il più importante agente chimico in grado di agire da solvente, reagente e catalizzante. Le acque meteoriche che bagnano gli ammassi rocciosi sono in grado di reagire con i minerali creando nuove specie chimiche.

L'azione aggressiva dell'acqua superficiale sui minerali è facilitata dal fatto che questa discioglie i gas atmosferici in rapporti molto diversi da quelli presenti nell'aria, in particolare l'anidride carbonica; ad innalzare ulteriormente i valori di CO₂ nelle acque superficiali contribuiscono le sostanze contenute nell'humus, la sua concentrazione può arrivare ad essere anche 100 volte maggiore di quella presente in atmosfera; ciò contribuisce ad abbassare il pH delle acque d'infiltrazione.

Le reazioni chimiche che contribuiscono a trasformare i minerali delle rocce sorgenti sono: idratazione, dissoluzione, idrolisi e ossidazione.

Idratazione

I minerali si idratano per effetto delle forze d'attrazione che si instaurano tra i dipoli delle molecole d'acqua e le cariche elettriche non neutralizzate presenti nella superficie dei granuli. L'idratazione talvolta comporta la riorganizzazione strutturale del minerale, in quanto l'acqua entra a far parte del reticolo della nuova fase. Una reazione tipica, che trasforma la struttura del minerale preesistente, è l'idratazione dell'anidrite che si trasforma in gesso. + 2 H₂O = CaSO₄·2H₂O

Dissoluzione

Questo processo prevede la formazione di una soluzione, dunque un'unica fase liquida, che incorpora gli ioni strappati ai minerali preesistenti. Avviene per il salgemma e, se l'acqua è ricca di CO₂, anche per la calcite. Il carsismo, ad esempio, avviene proprio per la dissoluzione del carbonato di calcio ad opera di acque che, essendo ricche in CO₂, portano in soluzione la calcite sotto forma di bicarbonato di calcio, in quanto la CaCO₃ di per sé è insolubile. La dissoluzione persiste finché l'acqua contiene in soluzione l'anidride carbonica, quando le condizioni ambientali non consentono la solubilizzazione della CaCO₃, il bicarbonato si trasforma in carbonato e precipita.

Idrolisi

È definito idrolisi il processo di decomposizione che, per azione dell'acqua, subiscono i sali formati da un acido debole e una base forte. I minerali principali che costituiscono le rocce silicatiche possono essere considerati, dal punto di vista chimico, dati dalla combinazione di un acido debole Si(OH)₄, con basi forti quali NaOH, Ca(OH)₂, KOH, Mg(OH)₂. Dalla reazione tra il minerale primario e la soluzione aggressiva ne deriva il minerale di nuova formazione e la soluzione lisciviante (asporta gli elementi chimici residui). La lisciviazione è un processo in cui avviene la separazione di uno o più componenti solubili da una massa solida mediante un solvente.

Ossidazione

Il processo di ossidazione è importante per elementi che, come il ferro, possiedono più stati di valenza. Nei minerali ferromagnesiaci quali olivine, pirosseni, anfiboli e biotite, il ferro è bivalente; tuttavia, quando questi componenti reagiscono con l'acqua, come nelle reazioni precedenti, il ferro è presente tra i prodotti come ferro trivalente e può formare un idrossido. La reazione di ossidazione e la successiva idratazione possono stabilizzare un ossido ferrico idrato, denominato goethite, la cui formula chimica è FeOOH.

I più comuni minerali di neoformazione

Le trasformazioni chimiche generano molti nuovi minerali definiti di neoformazione. La composizione di quest'ultimi è controllata sia dalla natura delle rocce sorgenti che dall'ambiente in cui hanno luogo le reazioni. Gran parte dei minerali di neoformazione rientrano nella famiglia dei fillosilicati, e in grande prevalenza costituiscono il gruppo dei minerali argillosi, costituenti fondamentali delle argille. I minerali argillosi sono silicati idrati, principalmente di alluminio e magnesio, ma possono contenere anche altri cationi.

Gruppi di minerali argillosi

• Caolinite: Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈
• Illite: KAl₂[Si₄Al₂O₂₀](OH)₄
• Montmorillonite: (1/2Ca, Na)_0.7(Al, Mg)_3.3(OH)_0.7Si₄O₈·nH₂O

I minerali del gruppo della caolinite sono allumosilicati idrati, senza alcuna aggiunta di cationi. Derivano dalla trasformazione di feldspati e feldspatoidi in ambienti molto liscivianti, in cui gli elementi alcalini presenti nei minerali originari vengono completamente asportati. Questo minerale trova ampio impiego nella ceramica.

I minerali del gruppo dell'illite si distinguono da quelli appartenenti al gruppo della caolinite per la presenza di potassio. Pertanto, affinché si formino è necessario che K sia presente o nei minerali originari o nelle soluzioni circolanti. Questi minerali possono formarsi sia direttamente dall'alterazione dei feldspati, sia per la trasformazione di altri minerali argillosi presenti nei sedimenti durante la diagenesi. Questi minerali costituiscono il componente di gran lunga prevalente nelle argille di origine marina.

I minerali del gruppo della montmorillonite (smectiti) sono allumosilicati idrati nei quali sono presenti quantità, anche rilevanti, di ferro, magnesio, calcio e sodio; derivano dalla trasformazione in ambiente esogeno di minerali presenti nelle rocce basiche. Si formano in ambiente poco liscivianti, generalmente ciò si verifica nelle regioni aride o semi-aride o in bacini molto ricchi di sali. Le strutture di questi minerali sono date generalmente dalla presenza di uno strato ottaedrico tra due tetraedrici, ovvero T-O-T.