COMPOSIZIONE E TESSITURA DELLE ROCCE TERRIGENE SILICOCLASTICHE
I principali fattori che interessano l’area di provenienza sono la litologia delle rocce esposte, il tipo di rilievo e il clima (cui si può aggiungere il tempo). Riguardo la composizione mineralogica, la stabilità dei minerali è all’incirca l’inverso della serie di Bowen. L’abbondanza di un minerale terrigeno in una roccia sedim. È dovuta a tre fattori: disponibilità, resistenza meccanica e resistenza chimica.
Vi è la scala granulometria di Krumbein (j = -log2diametro in mm). I parametri granulometrici sono la moda (diametro particellare più frequente), la mediana (diametro corrispondente al 50% della curva cumulativa), il diametro medio, il selezionamento (sorting) e l’asimmetria (skewness). Correnti costanti selezionano meglio di quelle che variano rapidamente di intensità. Ad una grande abbondanza di sedimenti corrisponde un minore selezionamento e viceversa. La morfometria indica gli aspetti geometrici della forma degli dei clasti. Si applica soprattutto ai ciottoli, che possono essere schiacciati, equidimensionali, a lama e a bastone. Esistono vari parametri, come l’indice di appiattimento, di sfericità (equidimensionalità di un clasto) e di arrotondamento (indipendente dalla sfericità). La morfoscopia indica gli aspetti superficiali dei granuli che possono avere smerigliatura (frosting), superfici lucenti (polished) o superfici opache (dull). Il fabric invece è l’orientazione e disposizione spaziale degli elementi che compongono una roccia. Il lato lungo dei clasti si dispone parallelo alla direzione della corrente. Si hanno orientazioni più pronunciate con campi di forza deboli e prolungati. L’embriciatura è la disposizione dei ciottoli discoidali con il piano di massima proiezione contro corrente. La maturità tessiturale si sviluppa in 4 stadi a seconda della presenza di matrice, del selezionamento e dell’arrotondamento. Forti apporti sedimentari (aree tettonicamente attive) portano ad una minore maturità e viceversa.
Conglomerati. Si trovano soprattutto in coste rocciose e conoidi alluvionali. Le brecce invece hanno origini molto più varie. Aridità, rilievo pronunciato e forte erosione facilitano la formazione di conglomerati. La struttura può essere clasto – sostenuta (ortoconglomerati) e matrice – sostenuta (paraconglomerati). Possono essere extraformazionali e intraformazionali, oligomittici e polimittici (petromittici). Quelli oligomittici, detti anche ortoquarzitici, sono cositituiti in genere da materiali molto resistenti e quindi sono depositi assai maturi, non formano masse ingenti e spesso sono presenti alla base delle successioni sedimentarie (conglomerati basali) a marcare importanti lacune stratigrafiche. I grandi accumuli sono di conglomerati polimittici. Paraconglomerati si depositano in genere per flussi gravitativi subacquei. Conglomerati e brecce intraformazionali derivano dalla frammentazione di un sedimento e dalla successiva penecontemporanea rideposizione, nello stesso ambiente, dei vari frammenti. È un evento brevissimo nel corso della deposizione. La composizione è spesso data da pelite o fango carbonatici. I clay chips sono clasti pelitici intraformazionali. Abbiamo ancora le brecce di collasso, formate da collassi di strati rocciosi a causa della rimozione di materiali altamente solubili ad essi associati. È tipico delle successioni evaporitiche. Nei conglomerati clasto sostenuti la cementazione avviene ad opera di calcite spatica. Nei paraconglomerati avviene invece ricristallizzazione diagenetica della matrice. I conglomerati calcarei possono avere contatti stilolitici.
Areniti. Intrabacinali si formano all’interno dello stesso bacino (quelle carbonatiche prendono il nome di calcareniti); extrabacinali o terrigene provengono dall’erosione di rocce preesistenti (quelle silicoclastiche prendono il nome di arenarie). I componenti mineralogici più comuni sono il quarzo, i feldspati e i frammenti di rocce a grana fine. Abbiamo tre famiglie principali: quarzareniti (quarzo > 95%), le arcosi in cui predominano i feldspati (da rocce profonde) e le litareniti in cui prevalgono i frammenti di roccia (provenienza sopracrostale). Più una arenaria è ricca di quarzo o selce più è matura. I processi diagenetici controllano in modo preminente la composizione delle arenarie di primo ciclo. Se abbiamo più del 10 – 15% di matrice fine interstiziale si parla di grovacche (feldspatiche, litiche e quarzo grovacche). Sono sinonimo di immaturità tessiturale. La matrice può essere sindeposizionale e postdeposizionale. Le areniti ibride sono miscele di vari componenti, anche vulcanici. Causa importante della litificazione nella diagenesi è il movimento di fluidi nel sedimento per gradienti di pressione. Nelle areniti la litificazione avviene per cementazione perché sono porose; nelle grovacche non vi sono spazi intergranulari e la litificazione avviene per coesione, ricristallizzazione e neoformazione. Nelle areniti il cemento può essere cristallograficamente compatibile (isochimico) con i granuli e si innesta nel reticolo degli stessi (quarzo su quarzo, calcite su calcite) oppure incompatibile cristallizzando nei vuoti e formando un limite netto e cristallograficamente discordante.
Peliti. I granuli hanno dimensioni inferiori a 0,031 mm e su di essi è sconsigliabile una analisi granulometria. La composizione mineralogica può annoverare minerali derivanti da degradazione atmosferica di rocce ignee (illite, monmorillonite, caolinite, clorite), argille residuali, bentonite (alterazione in situ di ceneri vulcaniche) ecc. Molto importante è il costipamento (compaction), che porta alla perdita d’acqua del sedimento all’inizio nell’ordine del 70 – 90%. Inizialmente è provocato dalla pressione litostatica delle rocce sovrastanti, poi raggiunti i 100°C il principale agente disidratante risulta essere il calore (la prima fase è più breve, la seconda più lunga). Il colore deriva dall’ossidazione di componenti ferrifere (red beds) (rosso, nero, giallo, verde) e dal carbonio libero (black shales) (grigio, nero). La deposizione avviene in acque calme e i depositi più importanti si trovano negli oceani. La mineralogia delle peliti non ha alcuna relazione con l’ambiente di deposzione, la loro presenza dipende esclusivamente dall’area di provenienza (clima e rocce affioranti).