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La disgregazione delle rocce produce CLASTI, che poi vari AGENTI di TRASPORTO possono portare via. I
sedimenti clastici prodotti dall’erosione delle terre emerse sono detti DETRITICI o TERRIGENI. Gli agenti di
trasporto depositano i detriti negli AMBIENTI SEDIMENTARI, formando CORPI SEDIMENTARI. Un BACINO SEDIMENTARIO è una zona subsidente che comprende molti ambienti sedimentari interconnessi.
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ROCCE SEDIMENTARIE CLASTICHE
Le tessiture clastiche sono costituite da FRAMMENTI di rocce e/o di singoli minerali. La forma
IRREGOLARE delle particelle e la presenza di INTERSTIZI tra una particella e l’altra permettono
di distinguere facilmente queste tessiture da quelle cristalline. I sedimenti clastici hanno origine dai
processi di DEGRADAZIONE METEORICA, e in particolare dalla DISGREGAZIONE.
L’ALTERAZIONE (alias disfacimento)
è un processo chimico che i minerali subiscono quando non sono stabili in condizioni superficiali. La DISGREGAZIONE è un processo meccanico che le rocce
subiscono quando sono esposte alle variazioni di temperatura e d’umidità indotte dagli agenti atmosferici. La velocità di entrambi i processi dipende dal
CLIMA (chiedersi come), ma quella della disgregazione dipende anche dal grado d’alterazione della roccia.
Come si sono formate le profonde cavità di
questo masso granitico (Caprera, Sardegna)?
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Questo micro-gabbro (Ponza, Lazio) è alterato? Come si sono formate le sue fratture?
I prodotti della degradazione subiscono micro-movimenti dovuti alle
variazioni di temperatura e di umidità. Nei pendii, questi spostamenti
si allungano per effetto della gravità
e del ruscellamento.
Conoscere profondità e forma dell’interfaccia tra roccia in
posto e regolite è necessario per la progettazione di molte opere d’ingegneria. Per raggiungere quest’obiettivo il rilevamento geologico deve essere completato con indagini di sottosuolo: in ordine di costo crescente, si possono fare prospezioni
elettriche e sismiche, penetrometrie e sondaggi.
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In questo fronte di scavo, l’apparente piegamento verso il basso (“uncinatura”) delle colonne di trachite subvulcanica rivela come la roccia madre alterata abbia subito micromovimenti (“reptazione”). Le cause dei movimenti sono variazioni periodiche di temperatura e umidità, mentre la direzione dei movimenti è controllata soprattutto dalla gravità.
I prodotti della degradazione sono
quasi tutti destinati a subire una o più
fasi di trasporto. Per i sedimenti clastici si parla di trasporto SOLIDO. Il
trasporto solido è SELETTIVO se la
velocità dei clasti dipende dalle loro
dimensioni, mentre è IN MASSA se
non ne dipende. Nell’esempio a fianco,
da cosa dipendono la quantità e le dimensioni dei clasti trasportati in SOSPENSIONE? Il trasporto in sospensione è selettivo o in massa?
AMBIENTI DI SEDIMENTAZIONE DETRITICA
Gli ambienti di sedimentazione detritica sono le tappe del lungo viaggio che i detriti compiono dalle cime delle
montagne agli abissi del mare. In questi ambienti gli agenti di trasporto perdono energia e depositano il proprio
carico solido, formando corpi sedimentari. L’accumulo dei detriti crea strutture singenetiche (varie forme di
stratificazione) specifiche per ogni singolo agente di trasporto.
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CLASSIFICAZIONE DEI SEDIMENTI CLASTICI in base al TIPO DI TRASPORTO
Nessun trasporto: sedimenti eluviali o residuali
Trasporto breve e molto lento: sedimenti colluviali
Trasporto lungo (ordine di grandezza da 100 m a 100 Km): sedimenti detritici o terrigeni (v. tabella)
Agenti di trasporto
Ambienti sedimentari
Corpi sedimentari
Gravità (trasporto selettivo)
Gravità (trasporto in massa)
Ghiacciai
Di versante
Di versante
Glaciali
Corsi d’acqua
Alluvionali
Venti
Corsi d’acqua
Correnti di marea
Onde e mareggiate
Venti
Correnti di marea
Onde e mareggiate
Venti
Mareggiate eccezionali
Gravità (trasporto in massa)
Gravità (flusso di sedimento in sospensione)
Gravità (flusso di sedimento in sospensione)
Gravità (flusso di sedimento in sospensione)
Eolici
Conoidi e falde di detrito
Frane
Morene
Depositi fluviali d’alveo, di conoide e di piana
Depositi lacustri
Dune
Transizionali (costieri)
Delta
Transizionali (costieri)
Estuari e piane di marea
Transizionali (costieri)
Spiagge
Di piattaforma
Di scarpata sottomarina
Di scarpata sottomarina
Di conoide sottomarina
Di piana sottomarina
Di scarpata sottomarina
Di alto sottomarino
Abissali
Strati di tempesta
Frane sottomarine
Depositi turbiditici canalizzati
Depositi turbiditici prossimali
Depositi turbiditici distali
Gravità (decantazione)
Depositi di fango argilloso
Trasporto lungo con miscela tra sedimenti terrigeni e indigeni: sedimenti emipelagici (v. tabella)
Agenti di trasporto
Ambienti sedimentari
Gravità (decantazione)
Gravità (decantazione)
Gravità (decantazione)
Di scarpata sottomarina (sopra la CCD)
Di alto sottomarino (sopra la CCD)
Abissali (sotto la CCD)
Corpi sedimentari
Depositi di fango argilloso-calcareo-siliceo
Depositi di fango argilloso-siliceo
Questa classificazione dev’essere studiata a fondo, poiché su di essa si basano le legende delle carte geologiche.
Granulometria e
arrotondamento
dei clasti dipendono da tipo e lunghezza del trasporto sedimentario. Mediante questo schema si esegue la prima fase
del riconoscimento
dei campioni, possibile anche sulle
foto proiettate in
aula. Per le fasi
successive si deve
seguire la procedura descritta nell’Appendice 1.
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SEDIMENTAZIONE CLASTICA CONTINENTALE
CONOIDE DI DETRITO
FALDA DI DETRITO
Sezione verticale di un conoide di detrito: la stratificazione è obliqua, e la gradazione è diretta. I clasti più
fini si fermano nell’apice del conoide, mentre quelli
più grossolani ne raggiungono la periferia. Con la crescita del conoide, i clasti fini apicali migrano sulla verticale dei clasti grossolani periferici. La gradazione
diretta si può quindi osservare anche in un sondaggio.
Campione da descrivere e interpretare
FRANA PER CROLLO
Campione da descrivere e interpretare
FRANA PER COLAMENTO
EROSIONE GLACIALE
EROSIONE GLACIALE E DEPOSITI MORENICI
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VALLE GLACIALE CON SOGLIA
Due fondamentali differenze tra le valli scavate dai corsi d’acqua (figura
a sinistra in alto) e dai ghiacciai (figura a sinistra in basso). (1) La sezione trasversale della valle è a “V” nel primo caso, e a “U” nel secondo. (2)
Le valli sospese esistono solo nel secondo caso. Dopo lo scioglimento dei
ghiacciai, le forme glaciali vengono “rimodellate” dai corsi d’acqua, che
incidono le valli sospese formando profonde “forre” (sin. “canyon”).
CIRCHI GLACIALI
LINGUA GLACIALE E DEPOSITI MORENICI
LAGO IN UN ANFITEATRO MORENICO
“PIRAMIDI DI TERRA”
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Le piramidi di terra si formano quando
le acque di ruscellamento incidono solchi nei sedimenti fini di un accumulo
morenico antico e debolmente cementato. Trovare analogie e differenze tra piramidi di terra, calanchi e solchi carsici
PICCOLO CONOIDE ALLUVIONALE
MEANDRI FLUVIALI
I meandri fluviali si formano per lo spostamento laterale che l’alveo di un corso d’acqua subisce in presenza
di ostacoli: nell’esempio fotografico riportato sopra,
alcune rocce del fondovalle sono più resistenti di altre.
In ogni meandro la sponda concava arretra per erosione, mentre la sponda convessa avanza per sedimentazione. Nel loro insieme, questi spostamenti causano: (a)
una progressiva migrazione dei meandri, in accordo
col verso della corrente; (b) una progressiva strozzatura di ogni singolo meandro, che ha come risultato ultimo l’abbandono del meandro e la rettifica dell’alveo.
TERRAZZI FLUVIALI MISTI
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TERRAZZO FLUVIALE MISTO
Origine ed esempi dei
TERRAZZI FLUVIALI
Per capire bene la terminologia di questa pagina
si consiglia di consultare
glossario, libri e Internet.
Per capire bene i concetti
espressi bisogna innanzitutto ricordare che un
corso d’acqua ha bisogno
di ENERGIA per scavare la propria valle, e che
la sua energia CALA col
procedere dell’escavazione. L’equilibrio morfodinamico viene raggiunto
quando il corso d’acqua
non ha più l’energia per
scavare, ma solo quella
per divagare nel fondovalle, erodere le sponde e
trasportare il sedimento.
Perchè si formino dei terrazzi il corso d’acqua deve
ricominciare a scavare, ma può farlo solo se la sua energia AUMENTA. Un aumento GENERALE dell’energia del corso d’acqua si ha se aumenta il dislivello
tra sorgente e foce: ciò accade quando i MOVIMENTI
TETTONICI sollevano la valle, oppure quando una
GLACIAZIONE abbassa il livello del mare (ci sono
altri modi per abbassarlo?). Un aumento LOCALE
dell’energia del corso d’acqua si ha se viene aperta
una CAVA nel suo alveo. In questo caso il fondo della
cava rappresenta un livello di base locale, più basso
del profilo d’equilibrio: la cava ha creato un “gradino” nell’alveo, che innesca l’erosione regressiva del
corso d’acqua. A monte della cava si formano terrazzi.
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Un fondovalle ben calibrato
Campione da descrivere e interpretare
Campione da descrivere e interpretare
Campione da descrivere e interpretare
Nel corso di una piena fluviale il trasporto del sedimento
avviene in massa. Se il sedimento è grossolano e molto
abbondante, nella fase calante della piena si forma un alveo a canali intrecciati, come
quello della foto a fianco.
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Molti torrenti appenninici (nella foto
il T. Ceno, PC) hanno alvei a canali
intrecciati. Le piene di questi corsi
d’acqua possono essere catastrofiche.
Gli alvei a canali intrecciati hanno il massimo sviluppo nei conoidi alluvionali pedemontani. I due conoidi rappresentati in questa foto si trovano in Iran, e presentano un grado di pericolosità alluvionale molto elevato. Questi conoidi sono in qualche modo simili a quelli che i nostri torrenti formano passando dall’Appennino alla Pianura padana. Cercare i nostri conoidi nelle carte e su Google Earth, per valutare affinità e differenze con questi.
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Nei TORRENTI la variazione di portata tra magra e piena è molto grande, e il trasporto sedimentario avviene quasi esclusivamente durante le
piene. Nei FIUMI la variazione di
portata è minore, e il trasporto sedimentario avviene con più continuità. I
torrenti che scendono dalle montagne
depositano la maggior parte dei propri sedimenti ghiaiosi nei CONOIDI
dell’alta pianura, creando alvei a
CANALI INTRECCIATI. Strada facendo i torrenti diventano fiumi, perchè la loro portata aumenta e si regolarizza. Nella bassa pianura i fiumi
depositano sedimenti sabbiosi, creando alvei a MEANDRI. Dove vanno a
finire i sedimenti limosi e argillosi?
Porsi le seguenti domande: (1) perchè una pianura alluvionale è piatta? (2) in una pianura alluvionale, le
massime quote coincidono con gli alvei fluviali o con le
zone tra un fiume e l’altro? (3) l’urbanizzazione ha fatto aumentare o diminuire i dislivelli in pianura?
SEDIMENTAZIONE CLASTICA COSTIERA
MODELLINO NATURALE DI UN DELTA
Sezione verticale di un delta: la stratificazione è obliqua, e la gradazione è inversa. I clasti più grossolani si depositano nella piana
deltizia, mentre quelli più fini vanno a formare il prodelta. Con la crescita del delta, i
clasti grossolani della piana migrano sulla
verticale dei clasti fini di prodelta. La gradazione inversa si può quindi osservare anche
in un sondaggio.
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La forma di una foce fluviale dipende dall’equilibrio tra la quantità di sedimenti apportata dal fiume e la quantità di sedimenti asportata dal mare. Se l’energia del fiume
prevale su quella del mare, il delta avanza
fino all’equilibrio. Se l’energia del mare prevale su quella del fiume, il delta arretra fino
all’equilibrio. Sono “costruttivi” i delta che
mantengono nel tempo una posizione avanzata, mentre sono “distruttivi” quelli che avanzano solo quando il fiume è in piena. In
un estuario, la foce mantiene nel tempo una
posizione arretrata.
ANTICHI SEDIMENTI DELTIZI
ANTICHI SEDIMENTI DELTIZI
Le dune emerse, le dune sommerse (barre) e
le increspature di sabbia (ripple) hanno in
comune il trasporto SELETTIVO del sedimento da parte di una CORRENTE. Dato
che questo trasporto è laterale, si forma una
stratificazione inclinata. Se la direzione e/o il
verso del trasporto cambiano nel tempo, si
forma una stratificazione incrociata. Stratificazioni inclinate e incrociate su vasta scala
sono indicative di ambienti continentali, di
mare basso e di piattaforma.
Le dune sono ben sviluppate in molti tratti
della costa italiana. I migliori esempi si trovano in Sardegna, in Puglia e nei dintorni
del delta del Po.
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I sedimenti di spiaggia subiscono un trasporto lunghissimo e selettivo, detto deriva litorale (longshore drift).
La deriva litorale alimenta le spiagge con i sedimenti che vengono dai fiumi e dalla demolizione dei promontori.
Se questi sedimenti non compensano quelli asportati da venti, maree e mareggiate, la spiaggia viene erosa.
Per difendere dalla
erosione le spiagge
di Marche e Romagna sono state realizzate barriere trasversali e longitudinali. Le prime si sono rivelate poco efficaci, mentre le seconde funzionano
meglio e sono molto
utilizzate. I due tipi
d’intervento hanno
il comune obiettivo
di sottrarre il sedimento alla deriva
litorale. Purtroppo,
questo significa anche sottrarre il sedimento alle spiagge
senza barriere.
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I concetti di trasgressione e regressione sono di primaria importanza per l’intepretazione delle carte geologiche.
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Queste figure illustrano gli stessi concetti della pagina precedente, in modo più realistico e preciso.
ESEMPI DI ARENARIE
ARENARIA MOLTO GROSSOLANA
ARENARIA MEDIA
ARENARIA FINISSIMA
ARENARIA QUARZOSA POCO CEMENTATA
ARENARIA QUARZOSA MOLTO CEMENTATA
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ARENARIA IBRIDA
ARENARIA CON COGOLI
I COGOLI sono strutture diagenetiche di forma
da rotondeggiante a stratoide, che si formano durante la CEMENTAZIONE di un sedimento sabbioso. Il processo inizia nelle zone dove il sedimento è più permeabile e/o più ricco di gusci calcarei,
poi si estende in modo centrifugo nel sedimento
circostante. La resistenza dei cogoli è solitamente
molto maggiore di quella del resto dell’ammasso.
SEDIMENTAZIONE CLASTICA TURBIDITICA
ARENARIE TURBIDITICHE ALTERNATE A MARNE
Le correnti di torbida sono FLUSSI
GRAVITATIVI di
sedimento in SOSPENSIONE nell’acqua di mare. I
flussi sono innescati dai SISMI,
che causano la liquefazione dei sedimenti sabbiosi di
piattaforma.
Le
frane sottomarine
indicate nella figura rappresentano
eventi sporadici.
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I dati riportati nella figura a fianco permettono di calcolare la velocità di questa corrente
di torbida: 124 Km/h
Gradazione diretta e strutture sedimentarie di uno
strato turbiditico. L’arenite massiccia alla base dello
strato deriva da sabbia trasportata in massa (flusso
concentrato, alta energia), mentre l’arenite laminata e
la siltite laminata mostrano gradi crescenti di selezione granulometrica (flusso diluito, bassa energia). La
lutite fine deriva dal fango emipelagico che si è sedimentato tra un flusso e l’altro. Il tasso di sedimentazione degli strati torbiditici è nell’ordine di un metro
al giorno, mentre quello degli strati emipelagici è nell’ordine di un decimo di millimetro all’anno.
ARENARIE TURBIDITICHE
ARENARIA FINISSIMA TURBIDITICA, CON RIPPLE MARKS
DUE STRATI TURBIDITICI AMALGAMATI
ARENARIA MEDIA TURBIDITICA
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LO STRATO GUIDA “CONTESSA”
LO STRATO GUIDA “CALANCA”
UN’ENORME FRANA SOTTOMARINA
DEFORMAZIONI DI SEDIMENTO POCO CONSOLIDATO
CARATTERISTICHE GEOLOGICO-TECNICHE E USO DI
SEDIMENTI CLASTICI E ROCCE SEDIMENTARIE CLASTICHE GRANULARI
Le seguenti domande servono a ripassare e a ragionare su alcuni temi applicativi.
Alcune risposte sono già state date, e gli studenti sono invitati a inserire quelle mancanti
Che differenza c'è tra un'arenite e un'arenaria?
Cos'è la matrice?
Perché un'arenaria ricca di matrice solitamente è anche ricca di mica?
Un maggior contenuto in matrice fa aumentare o diminuire la permeabilità di un'arenaria?
In un'arenaria, l'abbondanza di matrice favorisce o sfavorisce la cementazione?
In una calcarenite, l'abbondanza di matrice favorisce o sfavorisce la cementazione?
Le piogge acide danneggiano più facilmente un manufatto di arenaria a cemento calcareo o uno di
calcare?
Come riconosco uno strato di origine turbiditica?
Perché le turbiditi sono ottimi "strati guida"?
È più matura un'arenaria di spiaggia o un'arenaria turbiditica?
È più permeabile un'arenaria di spiaggia o un'arenaria turbiditica?
Usi delle sabbie: inerti per miscele cementizie, materie prime per vetri e ceramiche.
Usi delle ghiaie calcaree: inerti pregiati per calcestruzzo, massicciate stradali e drenaggi.
Usi delle ghiaie polimictiche: inerti pregiati per acciottolati, gabbioni e drenaggi.
Quali sono le implicazioni della selezione granulometrica sulle risorse minerarie e sulle risorse idriche associate ai sedimenti clastici granulari?
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Appendice 1 – Schemi per le esercitazioni
SEDIMENTI CLASTICI e ROCCE SEDIMENTARIE CLASTICHE GRANULARI
Per le finalità del riconoscimento a vista, si definiscono sedimenti GRANULARI quelli le cui particelle costituenti (tessiture) sono individuabili a occhio nudo o con lente 10x. Quando ciò non è possibile, si parla invece di sedimenti FINI (v. lutiti fini). I SEDIMENTI clastici granulari si analizzano
mediante le DIMENSIONI, la FORMA e la COMPOSIZIONE dei CLASTI. Nelle ROCCE sedimentarie clastiche granulari si descrivono anche quantità e composizione del CEMENTO.
(1) GRANULOMETRIA: il sedimento viene suddiviso in CLASSI sulla base del DIAMETRO medio dei clasti. Ai fini geotecnici, le percentuali dei clasti di ogni classe vengono misurate con specifiche ANALISI di laboratorio. Ai fini del rilevamento geologico è invece sufficiente una descrizione VISIVA della granulometria, come quella che si ottiene con le valutazioni elencate di seguito.
Figura 1
(1.1) GRANULOMETRIA DOMINANTE: il campione si classifica mediante la tabella della Figura 1, tratta con alcune modifiche dalla scala di Udden & Wentworth. Si indica con il PRIMO NOME la frazione granulometrica dominante, riservando uno o più ATTRIBUTI SUCCESSIVI alle
frazioni subordinate, in ordine di abbondanza relativa DECRESCENTE: per esempio, “ghiaia sabbioso-limosa” vuol dire “molta ghiaia con sabbia e poco limo”. I limiti delle CLASSI GRANULOMETRICHE sono facili da individuare, perché: al di sopra di 1/16 mm le particelle sono visibili
a OCCHIO NUDO e si possono misurare; tra 1/16 mm e 1/256 mm le particelle si vedono solo con
la LENTE 10x; al di sotto di 1/256 mm le particelle si vedono solo al MICROSCOPIO.
(1.2) DISTRIBUZIONE STATISTICA DELLA GRANULOMETRIA: nei sedimenti e nelle rocce a
grana grossa, questo parametro si può stimare confrontando il campione con i COMPARATORI riportati nella Figura 2. Se nel sedimento o nella roccia sono presenti DUE FRAZIONI clastiche a
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Appendice 1 – Schemi per le esercitazioni
granulometria differente, la più FINE delle due prende il nome di “MATRICE”. La frazione più
grossolana viene detta “SCHELETRO” quando i clasti grossolani SONO A CONTATTO fra loro e
sostengono il sedimento. In caso contrario si parla di “clasti grossolani DISPERSI”, e il sedimento è
sostenuto dalla matrice. I clasti grossolani dispersi indicano che l’ultima fase di TRASPORTO del
sedimento è avvenuta IN MASSA, mentre lo scheletro indica un trasporto SELETTIVO. Se la granulometria dello scheletro è ASSORTITA, il trasporto è stato poco selettivo e/o CORTO. Se la granulometria dello scheletro è CERNÌTA, il trasporto è stato molto selettivo e/o LUNGO. Queste indicazioni sul trasporto s’integrano con quelle fornite dall’arrotondamento e dalla composizione.
Figura 2
(2) ARROTONDAMENTO: se il trasporto del sedimento avviene per ROTOLAMENTO gli spigoli
dei clasti si smussano, a causa degli URTI con altri clasti. L’arrotondamento rappresenta questa
SMUSSATURA e non va confuso con la SFERICITÀ, che invece dipende dalla FORMA INIZIALE dei clasti. I sedimenti e le rocce sedimentarie con granulometria maggiore di 2 mm hanno NOMI DIVERSI se i clasti sono spigolosi anziché arrotondati (Figura 1). L’arrotondamento dipende
dalle DIMENSIONI dei clasti, dalla loro RESISTENZA agli urti e dalla LUNGHEZZA del trasporto. A parità di lunghezza e resistenza, i clasti più arrotondati sono quelli PIÙ GRANDI (Figura 3,
comparatore 1); a parità di lunghezza e dimensioni, i clasti più arrotondati sono quelli MENO RESISTENTI (Figura 3, comparatore 2); a parità di dimensioni e resistenza, i clasti più arrotondati sono quelli che hanno subito il trasporto PIÙ LUNGO.
Figura 3
(3.1) COMPOSIZIONE DEI CLASTI: l’analisi inizia dalla componente clastica prevalente, che può
essere POLIMICTICA (= clasti di diverse rocce) oppure MONOMICTICA (= clasti di una sola
roccia). Dato che al calare della granulometria aumenta la probabilità che un singolo clasto rappresenti un singolo minerale, la composizione delle frazioni clastiche a grana medio-fine può essere
approssimata a POLIMINERALICA (= clasti di diversi minerali) oppure MONOMINERALICA (=
clasti di un solo minerale). Eventuali frammenti di fossili (bio-clasti) vanno considerati a parte.
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Appendice 1 – Schemi per le esercitazioni
(3.1.1) Se la granulometria dominante è maggiore di 2 mm si descrive per esteso la COMPOSIZIONE PETROGRAFICA del campione, partendo dai litotipi più rappresentativi: per esempio, il
campione potrebbe essere: una GHIAIA polimictica calcareo-silicea (sedimento sciolto) o un CONGLOMERATO polimictico calcareo-siliceo (roccia corrispondente); un PIETRISCO monomictico
calcareo (sedimento sciolto) o una BRECCIA monomictica calcarea (roccia corrispondente). Per
descrivere in breve le rocce monomictiche si possono usare PREFISSI: es. CALCI-RUDITE, GESSO-RUDITE. Ove possibile, l’analisi va completata con la composizione della MATRICE: es.
BRECCIA CALCAREA con matrice CALCARENITICA.
(3.1.2) Se la granulometria dominante è compresa tra 1/16 mm e 2 mm si decide subito se la composizione è POLIMICTICA-POLIMINERALICA o MONOMICTICA–MONOMINERALICA. In
seguito, con la lente 10x, si descrive la composizione dei singoli clasti a partire da quelli più rappresentativi. Per inquadrare il campione tra le quattro ARENITI principali (Figura 1) è importante capire se prevalgono i frammenti di singoli MINERALI (es. quarzo, feldspati e miche, come nelle
ARENARIE), oppure i frammenti di ROCCE a grana fine (es. pasta di fondo, lutiti, serpentiniti e
filladi, come nelle ARENITI LITICHE). Si ricordi che per identificare tutti i frammenti di roccia e
descrivere in modo quantitativo la composizione delle areniti è necessario il MICROSCOPIO.
(3.1.3) Se la granulometria dominante è compresa tra 1/256 mm e 1/16 mm è indispensabile l’uso
della lente 10x, con la quale si possono distinguere le SILTITI monomineraliche da quelle polimineraliche, solitamente affini alle arenarie. L’affinità composizionale tra siltiti ed arenarie è particolarmente evidente negli affioramenti: per esempio, uno STRATO GRADATO di origine TURBIDITICA è solitamente costituito da arenaria alla base e siltite al tetto.
(3.2) COMPOSIZIONE DEL CEMENTO: il cemento è un precipitato chimico interstiziale che fa
da legante tra le particelle del sedimento. I tipi più comuni di cemento sono i seguenti:
CALCITE = CaCO3 (micro-cristallina)
SILICE = SiO2.nH2O (cripto-cristallina o amorfa)
GESSO = CaSO4.2H2O (micro-cristallino)
A volte la matrice del sedimento è costituita da miscele di minerali argillosi e/o idrossidi di alluminio e/o ossidi idrati - idrossidi di ferro. Per le loro caratteristiche pseudocoerenti, queste miscele
possono simulare la presenza di un cemento. Un conglomerato con matrice argillosa è una terra, anche se può sembrare una roccia: per disgregarlo basta essiccarlo e poi immergerlo in acqua.
(4) MATURITÀ DEL SEDIMENTO: un sedimento è maturo quando ha subito un LUNGO trasporto SELETTIVO. La maturità, che condiziona non solo le caratteristiche geotecniche e idrogeologiche, ma anche la redditività mineraria di un sedimento, si valuta in due modi differenti (Figura 5).
Figura 5
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