Roccia sedimentaria (Sedimentary rock)

Le rocce sedimentarie costituiscono una classe di formazioni rocciose risultanti dalla litificazione dei sedimenti, che sono materiali particolati derivati ​​da minerali (detriti geologici) o materia organica (detriti biologici) che si sono accumulati o sono stati depositati sulla superficie terrestre. Il processo mediante il quale queste particelle si depositano e si accumulano è chiamato sedimentazione. I detriti geologici derivano dall'erosione e dall'erosione di rocce preesistenti o dalla solidificazione dei materiali vulcanici. Questi particolati geologici vengono trasportati in ambienti deposizionali da agenti di denudazione, tra cui acqua, vento, ghiaccio e movimenti di massa. I detriti biologici comprendono resti e frammenti (principalmente conchiglie) di organismi acquatici deceduti, insieme alla loro materia fecale, che sono sospesi nell'acqua e si accumulano gradualmente sul fondo del mare, un fenomeno spesso definito neve marina. Inoltre, la sedimentazione può derivare dalla precipitazione di minerali disciolti da soluzioni acquose.

Sebbene le rocce sedimentarie ricoprano ampiamente la crosta continentale terrestre, rappresentando il 73% dell'attuale superficie terrestre, rappresentano solo circa l'8% del volume totale della crosta. Queste rocce formano uno strato superficiale relativamente sottile sovrastante una crosta composta prevalentemente da rocce ignee e metamorfiche. Le rocce sedimentarie sono tipicamente depositate in strati distinti, noti come strati, che collettivamente formano una disposizione strutturale denominata lettiera. Accumuli significativi di rocce sedimentarie si verificano spesso all'interno di grandi depressioni geologiche chiamate bacini sedimentari. Prove di rocce sedimentarie sono state identificate anche su Marte.

L'indagine sulle rocce sedimentarie e sulla loro disposizione stratigrafica produce dati cruciali sul sottosuolo, che hanno un valore inestimabile per applicazioni di ingegneria civile, come la progettazione e la costruzione di infrastrutture tra cui strade, edifici, tunnel e canali. Inoltre, le formazioni sedimentarie fungono da importanti serbatoi per varie risorse naturali, tra cui carbone, combustibili fossili, acqua potabile e minerali metallici.

L'analisi della disposizione sequenziale degli strati rocciosi sedimentari costituisce il mezzo principale per ricostruire la storia della Terra, comprendendo la paleogeografia, la paleoclimatologia e l'evoluzione della vita. Il campo scientifico dedicato all'esame delle caratteristiche e della genesi delle rocce sedimentarie è noto come sedimentologia. La sedimentologia è una componente integrale sia della geologia che della geografia fisica, mostrando una parziale sovrapposizione disciplinare con altre scienze della Terra, tra cui pedologia, geomorfologia, geochimica e geologia strutturale.

Classificazione per Genesis

Le rocce sedimentarie sono classificate in quattro gruppi principali in base ai loro processi formativi: rocce sedimentarie clastiche, rocce sedimentarie biochimiche (biogene), rocce sedimentarie chimiche e una categoria residua per "altre" rocce sedimentarie risultanti da impatti, vulcanismo e vari fenomeni geologici minori.

Rocce sedimentarie clastiche

Le rocce sedimentarie clastiche sono caratterizzate dalla loro composizione di frammenti di roccia litificata, chiamati clasti. Questi clasti sono spesso costituiti da singoli granuli minerali come quarzo, feldspato, minerali argillosi o mica. Tuttavia, è possibile incorporare una vasta gamma di tipi di minerali. Inoltre, i clasti possono manifestarsi come frammenti litici, che sono aggregati comprendenti più minerali.

La classificazione delle rocce sedimentarie clastiche si basa principalmente sulla dimensione delle particelle predominanti. La scala granulometrica Udden-Wentworth è ampiamente adottata dai geologi, classificando i sedimenti non consolidati in tre frazioni principali: ghiaia (superiore a 2 mm di diametro), sabbia (da 0,06 a 2 mm di diametro) e fango (meno di 60 μm di diametro). Il fango si differenzia ulteriormente in limo (con diametri compresi tra 60 e 4 μm) e argilla (con diametri inferiori a 4 μm). Questo schema granulometrico si rispecchia nella classificazione delle rocce sedimentarie clastiche: conglomerati e brecce sono prevalentemente composti da particelle delle dimensioni di ghiaia, le arenarie sono costituite principalmente da sabbia e le rocce fangose ​​sono in gran parte formate da fango. Storicamente, questa divisione tripartita corrisponde rispettivamente alle categorie più ampie di ruditi, areniti e lutiti, come si trova nella letteratura geologica precedente.

Un'ulteriore suddivisione all'interno di queste tre grandi categorie è determinata dalle variazioni nella forma dei clasti (per conglomerati e brecce), nelle caratteristiche compositive (per le arenarie) o nella dimensione dei grani e negli attributi strutturali (per le rocce fangose).

Conglomerati e Brecce

Le brecce sono caratterizzate da una composizione predominante di clasti di ghiaia angolari incorporati all'interno di una massa di fondo a grana più fine (matrice), mentre i conglomerati sono formati principalmente da clasti di ghiaia arrotondati.

Arenaria

Sebbene esistano vari schemi di classificazione dell'arenaria, lo schema Dott è ampiamente adottato dalla maggior parte dei geologi. Questo schema utilizza le proporzioni relative di quarzo, feldspato e grani della struttura litica, insieme alla quantità di matrice fangosa presente tra i grani più grossolani.

Composizione della grana della struttura

Il termine iniziale nella nomenclatura di un'arenaria è determinato dall'abbondanza relativa dei suoi granelli strutturali delle dimensioni di sabbia. Questa classificazione si basa sulla predominanza di tre costituenti primari: quarzo, feldspato o frammenti litici derivati ​​da altri tipi di roccia. Tutti gli altri minerali sono classificati come componenti accessori e non vengono utilizzati nella denominazione delle rocce, indipendentemente dalla loro quantità.

• Le arenarie di quarzo sono caratterizzate dal contenere oltre il 90% di granuli di quarzo.
• Le arenarie feldspatiche contengono meno del 90% di granuli di quarzo e presentano una percentuale maggiore di granuli di feldspato rispetto ai granuli litici.
• Le arenarie litiche comprendono meno del 90% di granuli di quarzo e possiedono una maggiore quantità di granuli litici rispetto ai granuli di feldspato.

L'abbondanza di materiale di matrice fangosa tra i granelli di sabbia

Dopo la deposizione di particelle delle dimensioni di sabbia, gli spazi interstiziali tra i grani persistono come pori aperti o vengono occupati dal fango, che consiste di particelle delle dimensioni di limo e/o argilla.

• Le arenarie caratterizzate come "pulite", che possiedono spazi a pori aperti che possono successivamente essere riempiti con materiale di matrice, sono designate come areniti.
• Le arenarie contenenti un'abbondante matrice fangosa, in particolare superiore al 10% in volume, sono chiamate wackes.

È possibile generare un totale di sei nomi di arenaria combinando i descrittori della composizione dei grani (quarzo, feldspatico e litico) con termini che indicano la quantità di matrice (wacke o arenite). Ad esempio, un'arenite di quarzo è costituita prevalentemente da grani di quarzo (oltre il 90%) con una matrice argillosa minima o assente tra di loro, mentre un wacke litico presenta abbondanti grani litici insieme a una sostanziale matrice fangosa.

Mentre lo schema di classificazione Dott è ampiamente utilizzato dai sedimentologi, termini convenzionali come grovacca, arkose e arenaria quarzosa rimangono prevalenti tra i non specialisti e nelle pubblicazioni generali.

Mudrocks

Le rocce fangose sono rocce sedimentarie composte principalmente da almeno il 50% di particelle delle dimensioni di limo e argilla. Questi costituenti a grana relativamente fine vengono tipicamente trasportati da correnti turbolente in ambienti acquatici o atmosferici e successivamente depositati quando la velocità del flusso diminuisce, consentendo alle particelle di depositarsi dalla sospensione.

Attualmente, il termine "mudrock" è ampiamente adottato dalla maggior parte degli autori per comprendere tutte le rocce composte prevalentemente da fango. Le rocce fangose ​​sono ulteriormente classificate in siltiti, che sono composte principalmente da particelle delle dimensioni di limo; pietre fangose, caratterizzate da una miscela quasi uguale di particelle delle dimensioni di limo e argilla; e pietre argillose, costituite prevalentemente da particelle delle dimensioni di argilla. Mentre "scisto" è generalmente utilizzato dalla maggior parte degli autori per denotare una roccia fangosa fissile, indipendentemente dalla sua dimensione dei grani, parte della letteratura storica utilizza "scisto" come sinonimo di "roccia fangosa".

Rocce sedimentarie biochimiche

Le rocce sedimentarie biochimiche si formano quando gli organismi utilizzano materiali disciolti nell'aria o nell'acqua per costruire i loro tessuti. Esempi illustrativi includono:

• La maggior parte delle varietà di calcare provengono dai resti scheletrici calcarei di organismi, inclusi coralli, molluschi e foraminiferi.
• Il carbone è formato da vegetazione che ha estratto carbonio dall'atmosfera e lo ha incorporato con altri elementi per sviluppare i suoi tessuti. Questa materia organica subisce successivamente la compressione sovrastante i sedimenti e sperimenta la trasformazione chimica.
• I depositi di selce risultano dall'accumulo di scheletri silicei derivati da organismi microscopici, come radiolari e diatomee.

Rocce sedimentarie chimiche

Le rocce sedimentarie chimiche si sviluppano quando i costituenti minerali disciolti raggiungono la sovrasaturazione e successivamente precipitano in modo inorganico. Esempi tipici di rocce sedimentarie chimiche comprendono calcare oolitico e formazioni composte da minerali evaporitici, tra cui salgemma, silvite, barite e gesso.

Altre rocce sedimentarie

Questa quarta categoria, mista, comprende il tufo vulcanico e le brecce vulcaniche, che hanno origine dalla deposizione e successiva cementazione di frammenti di lava espulsi dai vulcani, nonché le brecce da impatto, che si formano in seguito a eventi di impatto.

Classificazione basata sulla composizione

In alternativa, le rocce sedimentarie possono essere classificate in gruppi compositivi in base alla loro composizione mineralogica:

• Le rocce sedimentarie silicoclastiche sono costituite principalmente da minerali silicatici. Il sedimento costituente di queste rocce è stato trasportato tramite carico del fondo, carico sospeso o flussi di gravità dei sedimenti. Le rocce sedimentarie silicoclastiche sono ulteriormente suddivise in conglomerati e brecce, arenarie e rocce fangose.
• Le rocce sedimentarie carbonatiche sono composte principalmente da calcite (CaCO
  §89§), aragonite (CaCO
  §1920§), dolomite (CaMg(CO²⁻
  §5051§. Esempi degni di nota includono il calcare e la roccia dolomitica.
• Le rocce sedimentarie evaporitiche sono costituite da minerali precipitati attraverso l'evaporazione dell'acqua. I principali minerali dell'evaporite comprendono carbonati (come calcite e minerali correlati contenenti lo ione CO²⁻
  §89§), cloruri (compresi salgemma e altri minerali basati sullo Cl⁻
  ione) e solfati (come gesso e altri minerali contenenti lo ione SO²⁻
  §3031§ ion). I componenti caratteristici delle rocce evaporitiche presentano spesso quantità sostanziali di salgemma (salgemma), gesso e anidrite.
• Le rocce sedimentarie ricche di sostanza organica sono caratterizzate da notevoli quantità di materia organica, che in genere superano il 3% di carbonio organico totale. Esempi illustrativi comprendono carbone, scisti bituminosi e formazioni che fungono da rocce madri per petrolio e gas naturale.
• Le rocce sedimentarie silicee sono costituite prevalentemente da silice (SiO
  §89§), che si manifesta comunemente come selce, opale, calcedonio o altri polimorfi microcristallini.
• Le rocce sedimentarie ricche di ferro contengono più del 15% di ferro in peso; i tipi predominanti includono formazioni di ferro fasciato e pietre di ferro.
• Le rocce sedimentarie fosfatiche sono costituite da minerali fosfatici e presentano un contenuto di fosforo superiore al 6,5%; gli esempi includono depositi di noduli di fosfato, letti ossei e rocce fangose ​​fosfatiche.

Deposizione e trasformazione post-deposizionale

Trasporto e accumulo di sedimenti

Le rocce sedimentarie hanno origine dalla deposizione di materiale particolato sospeso in vari mezzi, tra cui aria, ghiaccio, vento, gravità o correnti d'acqua. Questo sedimento è spesso il risultato degli agenti atmosferici e della disintegrazione erosiva della roccia madre in materiale non consolidato all'interno di una regione sorgente. Successivamente tale materiale viene convogliato dalla sorgente ad un bacino deposizionale. Le caratteristiche del sedimento trasportato dipendono dalla composizione geologica dell'entroterra, che costituisce la provenienza del sedimento. Al contrario, alcune rocce sedimentarie, come gli evaporiti, sono formate da materiali che precipitano direttamente nel loro ambiente di deposizione. Di conseguenza, le proprietà fondamentali di una roccia sedimentaria sono determinate non solo dall'apporto di sedimenti disponibile ma anche dallo specifico ambiente deposizionale sedimentario in cui è avvenuta la sua formazione.

Trasformazione post-deposizionale (Diagenesis)

Dopo l'accumulo all'interno di un ambiente deposizionale, i sedimenti più vecchi vengono progressivamente sepolti da strati più giovani, dando inizio al processo di diagenesi. La diagenesi comprende tutte le alterazioni chimiche, fisiche e biologiche, escluse le alterazioni superficiali, che un sedimento subisce successivamente alla sua deposizione iniziale. Tali alterazioni comportano la compattazione e la litificazione del materiale sedimentario. Le fasi iniziali della diagenesi, chiamate eogenesi, si verificano a profondità basse (tipicamente poche decine di metri) e sono caratterizzate da bioturbazione e trasformazioni mineralogiche all'interno dei sedimenti, accompagnate solo da una lieve compattazione. Si presume che la caratteristica ematite rossa responsabile della colorazione delle arenarie del letto rosso si formi durante l'eogenesi. Inoltre, alcuni processi biochimici, come l’attività batterica, possono influenzare i minerali che formano le rocce e sono quindi considerati parte integrante della diagenesi. La dolomitazione di rocce come il calcare rappresenta un ulteriore esempio di diagenesi sedimentaria.

Con l'aumentare della profondità di sepoltura, i sedimenti subiscono la mesogenesi, una fase caratterizzata dalla maggior parte di compattazione e litificazione. La compattazione avviene quando i sedimenti sono soggetti a una crescente pressione di sovraccarico (litostatica) da parte degli strati sovrastanti. Durante questo processo, i grani dei sedimenti adottano configurazioni più compatte, i grani minerali duttili (ad esempio, la mica) subiscono deformazione e lo spazio dei pori interstiziali diminuisce. I sedimenti inizialmente depositati sono comunemente saturi di acque sotterranee o di mare; man mano che lo spazio dei pori diminuisce, una parte significativa di questi fluidi connati viene espulsa. Oltre alla compattazione fisica, la compattazione chimica può avvenire anche attraverso una soluzione sotto pressione. I punti di contatto tra i grani subiscono la massima tensione, rendendo il minerale stressato più solubile rispetto alle porzioni non deformate del grano. Di conseguenza, questi punti di contatto si dissolvono, facilitando una maggiore vicinanza tra i grani. Pressione e temperatura elevate catalizzano ulteriormente le reazioni chimiche, comprese quelle responsabili della trasformazione del materiale organico in lignite o carbone.

La litificazione segue immediatamente la compattazione, con elevate temperature del sottosuolo che accelerano la precipitazione degli agenti cementanti che uniscono i grani. La soluzione sotto pressione facilita ulteriormente questa cementazione ridepositando i minerali, disciolti dai punti di contatto stressati, negli spazi dei pori non stressati. Questo processo di conseguenza diminuisce la porosità e migliora la compattezza e l'integrità strutturale della roccia.

L'esumazione della roccia sedimentaria sepolta avvia la telogenesi, che rappresenta la terza e conclusiva fase della diagenesi. Poiché i processi erosivi riducono la profondità di seppellimento, la successiva esposizione all'acqua meteorica induce ulteriori alterazioni all'interno della roccia sedimentaria, inclusa la dissoluzione di alcuni materiali cementizi, generando così porosità secondaria.

In condizioni di temperatura e pressione sufficientemente elevate, la fase diagenetica passa al metamorfismo, il processo geologico responsabile della formazione della roccia metamorfica.

Proprietà

Colore

La colorazione delle rocce sedimentarie è spesso influenzata prevalentemente dal ferro, un elemento caratterizzato da due ossidi primari: ossido di ferro (II) e ossido di ferro (III). L'ossido di ferro (II) (FeO) si sviluppa esclusivamente in condizioni di basso ossigeno (anossiche), conferendo alla roccia una tonalità grigia o verdastra. Al contrario, l'ossido di ferro (III) (Fe₂O₃), prevalente in ambienti ricchi di ossigeno, si manifesta comunemente come minerale ematite, conferendo una colorazione da rossastra a brunastra. Nei climi continentali aridi, le rocce sono direttamente esposte all'atmosfera, dove l'ossidazione gioca un ruolo significativo, determinando la colorazione rossa o arancione. Vasti strati di rocce sedimentarie rosse originarie di climi aridi sono designati come letti rossi. Tuttavia, una colorazione rossa non indica in modo definitivo la formazione in un ambiente climatico continentale o arido.

L'inclusione di materia organica può conferire a una roccia un colore nero o grigio. Il materiale organico proviene da organismi deceduti, principalmente piante. Tipicamente questo materiale subisce una decomposizione per ossidazione o azione batterica. Tuttavia, in condizioni anossiche, la materia organica resiste al decadimento, con conseguente accumulo di sedimenti scuri e ricchi di sostanza organica. Questo fenomeno può verificarsi, ad esempio, nelle zone abissali dei mari profondi e dei laghi, dove la limitata circolazione dell'acqua impedisce il trasporto verso il basso dell'ossigeno dalle acque superficiali. Di conseguenza, il sedimento depositato è tipicamente un'argilla fine e scura. Pertanto, le rocce scure caratterizzate da un elevato contenuto organico sono spesso scisti.

Trama

La struttura di un sedimento è definita dalla dimensione, dalla morfologia e dalla disposizione spaziale dei suoi clasti costituenti (frammenti di roccia originali). Sebbene la struttura rappresenti una caratteristica su microscala di una roccia, influenza in modo significativo numerose proprietà su macroscala, tra cui densità, porosità e permeabilità.

L'orientamento tridimensionale dei clasti all'interno di una roccia è definito il suo tessuto. Le dimensioni e la morfologia dei clasti forniscono informazioni cruciali sulla velocità e la direzione delle correnti all'interno dell'ambiente sedimentario responsabile del loro trasporto dalla sorgente. Ad esempio, il fango fine e calcareo si deposita tipicamente in acque quiescenti, mentre la ghiaia e i clasti più grandi vengono mobilitati esclusivamente da correnti ad alta velocità. La dimensione dei grani delle rocce viene convenzionalmente quantificata utilizzando la scala Wentworth, sebbene occasionalmente vengano utilizzate scale alternative. La dimensione dei grani può essere rappresentata come diametro o volume e riflette costantemente un valore medio, dato che le rocce comprendono clasti di dimensioni variabili. La distribuzione statistica delle dimensioni dei grani varia tra i diversi tipi di roccia ed è caratterizzata da una proprietà nota come smistamento della roccia. Una roccia è definita "ben classificata" quando i suoi clasti mostrano una dimensione relativamente uniforme, mentre un ampio intervallo di dimensioni dei grani indica una roccia "scarsamente classificata".

La morfologia dei clasti può indicare la provenienza della roccia. Ad esempio, la coquina, una roccia composta da clasti di conchiglie frammentate, si forma esclusivamente in ambienti acquatici ad alta energia. La forma di un clasto può essere caratterizzata da quattro parametri distinti:

• tessitura superficiale si riferisce al grado di rilievo su scala minuscola sulla superficie di un grano, che non è sufficiente a influenzare la sua forma macroscopica complessiva. Ad esempio, i grani smerigliati, caratterizzati da numerose fratture su piccola scala, sono indicativi di arenarie eoliche.
L'
• arrotondamento quantifica la levigatezza complessiva della morfologia di un grano.
La
• Sfericità misura la misura in cui la forma di un grano si avvicina a quella di una sfera perfetta.
La
• Forma del grano caratterizza la configurazione tridimensionale del grano.

Le rocce sedimentarie chimiche presentano una struttura non clastica, composta interamente da strutture cristalline. Per caratterizzare una tale trama sono necessari solo la dimensione media dei cristalli e il tessuto.

Mineralogia

La maggior parte delle rocce sedimentarie sono caratterizzate dalla presenza di quarzo (nelle varietà silicoclastiche) o calcite (nei tipi carbonatici). A differenza delle rocce ignee e metamorfiche, le rocce sedimentarie presentano tipicamente una diversità limitata di minerali primari. Tuttavia, la genesi dei minerali all’interno delle rocce sedimentarie presenta spesso una maggiore complessità rispetto alle loro controparti ignee. I minerali presenti nelle rocce sedimentarie possono provenire dai sedimenti iniziali o attraverso processi di precipitazione durante la diagenesi. In quest’ultimo scenario, un precipitato minerale potrebbe essersi sviluppato sopra uno strato di cemento preesistente. L'intricata evoluzione diagenetica di queste rocce può essere chiarita attraverso la mineralogia ottica, utilizzando un microscopio petrografico.

Le rocce carbonatiche sono composte principalmente da minerali carbonatici, tra cui calcite, aragonite e dolomite. All'interno di una roccia sedimentaria carbonatica, sia la matrice cementante che i componenti clastici, come fossili e ooidi, comprendono tipicamente minerali carbonatici. La composizione mineralogica di una roccia clastica dipende dal contributo materiale dell'area di origine, dai meccanismi di trasporto al sito di deposizione e dalla stabilità intrinseca dei minerali specifici coinvolti.

La serie di dissoluzione Goldich quantifica la resistenza dei minerali che formano le rocce ai processi atmosferici. All'interno di questa serie, il quarzo dimostra la massima stabilità, seguito da feldspato, miche e, successivamente, altri minerali meno stabili che persistono solo in condizioni atmosferiche minime. L’entità dell’alterazione è influenzata prevalentemente dalla vicinanza all’area sorgente, dalle condizioni climatiche locali prevalenti e dalla durata del trasporto dei sedimenti al luogo di deposizione. Nella maggior parte delle rocce sedimentarie, minerali come mica, feldspato e altri costituenti meno stabili hanno subito agenti atmosferici, trasformandosi in minerali argillosi come caolinite, illite o smectite.

Fossili

Tra le tre principali classificazioni delle rocce, i fossili si incontrano più frequentemente all'interno degli strati sedimentari. A differenza della maggior parte delle rocce ignee e metamorfiche, le rocce sedimentarie si sviluppano in regimi di temperatura e pressione che preservano i resti organici. Spesso, queste strutture fossilizzate richiedono un ingrandimento per una corretta osservazione.

Negli ambienti naturali, gli organismi deceduti vengono generalmente decomposti rapidamente da spazzini, batteri, decadimento e forze erosive; tuttavia, in specifiche condizioni eccezionali, questi processi naturali vengono inibiti, facilitando così la fossilizzazione. La probabilità di fossilizzazione aumenta con un'elevata velocità di sedimentazione, che garantisce una rapida sepoltura dei resti, in ambienti anossici dove l'attività batterica è minima o quando l'organismo possiede una struttura scheletrica robusta. I fossili grandi ed eccezionalmente conservati sono relativamente rari.

I fossili comprendono sia i resti fisici diretti o le impressioni degli organismi sia i loro componenti scheletrici. Gli elementi più frequentemente conservati sono le parti più durevoli degli organismi, comprese le ossa, i gusci e i tessuti lignificati delle piante. I tessuti molli mostrano una propensione alla fossilizzazione significativamente inferiore, essendo estremamente rara la conservazione dei tessuti molli animali con un'età superiore a 40 milioni di anni. Le impronte create dagli organismi durante la loro vita sono chiamate tracce fossili, esemplificate da tane e impronte.

Integrati nella roccia sedimentaria, i fossili sono soggetti agli stessi processi diagenetici del materiale ospite circostante. Ad esempio, un guscio calcitico può dissolversi, con il vuoto risultante successivamente riempito da un cemento siliceo. Allo stesso modo, i minerali precipitanti possono riempire cavità precedentemente occupate da vasi sanguigni, tessuto vascolare o altri tessuti molli. Questo processo, noto come permineralizzazione, preserva la morfologia dell'organismo alterandone la composizione chimica. I minerali più frequentemente implicati nella permineralizzazione includono varie forme di silice amorfa (come calcedonio, selce e selce), carbonati (in particolare calcite) e pirite.

In condizioni di pressione e temperatura elevate, la materia organica di un organismo deceduto subisce trasformazioni chimiche, espellendo composti volatili come acqua e anidride carbonica. In definitiva, il fossile comprende una sottile pellicola di carbonio puro o del suo allotropo mineralizzato, la grafite. Questa specifica modalità di fossilizzazione è chiamata carbonizzazione e riveste un significato particolare per i fossili vegetali. Lo stesso processo spiega anche la genesi dei combustibili fossili, tra cui la lignite e il carbone.

Strutture sedimentarie primarie

Le strutture delle rocce sedimentarie sono classificate in strutture primarie, che hanno origine durante il processo di deposizione, e strutture secondarie, che si sviluppano dopo la deposizione. A differenza delle texture, le strutture si manifestano costantemente come caratteristiche macroscopiche facilmente osservabili in situ. Le strutture sedimentarie forniscono informazioni sull'ambiente deposizionale o funzionano come indicatori dell'orientamento stratigrafico originale in casi di inclinazione o inversione tettonica.

Le rocce sedimentarie si accumulano in strati distinti, chiamati letti o strati. Nello specifico, un letto costituisce uno strato roccioso che presenta proprietà litologiche e tessiturali coerenti. I letti risultano dall'accumulo sequenziale di strati di sedimenti. Questo caratteristico modello di stratificazione nelle rocce sedimentarie viene definito lettiera. Lo spessore dei letti singoli può variare da pochi centimetri a diversi metri. Gli strati più delicati e meno prominenti sono designati come lamine e la caratteristica strutturale risultante all'interno della roccia è chiamata laminazione. Tipicamente, le lamine presentano spessori inferiori a pochi centimetri. Sebbene la biancheria da letto e la laminazione abbiano spesso origine in senso orizzontale, questo orientamento non è mantenuto universalmente. Alcune impostazioni deposizionali facilitano la formazione di letti con un'inclinazione (tipicamente minore). Occasionalmente, una singola unità rocciosa può contenere più serie di strati con orientamenti divergenti, una configurazione nota come stratificazione incrociata. La stratificazione incrociata è indicativa di processi deposizionali guidati da mezzi fluidi, come vento o acqua.

A differenza della stratificazione incrociata, la laminazione parallela comporta una stratificazione sedimentaria completamente parallela. Le variazioni nei modelli di laminazione derivano tipicamente da fluttuazioni cicliche nell’ingresso dei sedimenti, attribuibili, ad esempio, a cambiamenti stagionali nelle precipitazioni, nella temperatura o nei processi biochimici. Le lamine che riflettono le variazioni stagionali, analoghe agli anelli degli alberi, sono chiamate varve. Qualsiasi roccia sedimentaria caratterizzata da strati su scala millimetrica o più fine può essere generalmente classificata come laminite. Le rocce sedimentarie completamente prive di laminazione presentano una caratteristica strutturale nota come lettiera massiccia.

La lettiera graduata descrive una struttura sedimentaria in cui strati con granulometria più fine si sovrappongono a strati composti da grani più grossolani. Questa configurazione si sviluppa quando l'acqua che scorre rapidamente decelera e cessa il movimento. Di conseguenza, inizialmente si depositano clasti in sospensione più grandi e densi, seguiti da clasti progressivamente più piccoli. Sebbene il sedimento graduale possa manifestarsi in diversi contesti deposizionali, è particolarmente diagnostico delle correnti di torbidità.

La morfologia della superficie di un letto, nota come forma del letto, può anche significare ambienti sedimentari specifici. Esempi importanti di forme del letto comprendono dune e segni di increspature. I segni delle suole, compresi i segni di utensili e i calchi di flauti, rappresentano solchi di erosione su una superficie successivamente preservata da ulteriore sedimentazione. Queste strutture spesso allungate servono come preziosi indicatori per determinare la direzione della paleocorrente durante la deposizione.

I segni di increspature hanno origine in modo simile nell'acqua corrente. Possono essere classificati come simmetrici o asimmetrici. Increspature asimmetriche si sviluppano in ambienti di corrente unidirezionale, esemplificati dai fiumi. Il fianco più esteso di queste increspature è costantemente rivolto verso la direzione a monte della corrente. Le increspature simmetriche delle onde sono caratteristiche degli ambienti in cui le correnti mostrano un flusso bidirezionale, come le piane di marea.

Le fratture di fango costituiscono una forma di fondo risultante dall'essiccazione dei sedimenti periodicamente esposti sopra la superficie dell'acqua. Queste strutture sono frequentemente osservate in ambienti come piane di marea o barre puntuali adiacenti ai fiumi.

Strutture sedimentarie secondarie

Le strutture sedimentarie secondarie sono definite come quelle che si sviluppano successivamente all'evento deposizionale iniziale. Queste strutture hanno origine attraverso processi chimici, fisici e biologici che si verificano all'interno del corpo del sedimento. Servono come indicatori diagnostici delle condizioni post-deposizionali. Alcune strutture secondarie possono funzionare come criteri "superiori" per l'orientamento stratigrafico.

La materia organica all'interno dei sedimenti può lasciare tracce che vanno oltre i semplici fossili del corpo. Tracce e tane conservate esemplificano tracce fossili, note anche come ichnofossili. Queste tracce sono relativamente rare. La maggior parte delle tracce fossili rappresentano tane create da molluschi o artropodi. I sedimentologi chiamano questa attività di scavo bioturbazione. La bioturbazione può fornire preziose informazioni sulle condizioni biologiche ed ecologiche prevalenti dopo la deposizione dei sedimenti. Al contrario, le azioni di scavo degli organismi possono cancellare altre strutture sedimentarie (primarie), complicando così le ricostruzioni paleoambientali.

Le strutture secondarie possono anche svilupparsi attraverso la diagenesi o la pedogenesi (formazione del suolo) quando i sedimenti vengono esposti a livello subaereo. Una caratteristica diagenetica prevalente osservata nelle rocce carbonatiche è la stilolite. Le stiloliti rappresentano superfici di dissoluzione irregolari dove il materiale roccioso è stato rimosso dai fluidi dei pori. Questo processo può portare alla precipitazione di specifiche specie chimiche, con conseguente colorazione e colorazione delle rocce o allo sviluppo di concrezioni. Le concrezioni sono tipicamente masse subsferiche o concentriche che possiedono una composizione distinta rispetto alla roccia ospite circostante. La loro genesi è spesso attribuita a precipitazioni localizzate influenzate da piccole variazioni nella composizione o nella porosità della roccia ospite, che si verificano frequentemente attorno ai fossili, all'interno di tane o adiacenti alle radici delle piante. Concrezioni di selce o selce si trovano comunemente nelle rocce carbonatiche come calcare o gesso, mentre le arenarie terrestri occasionalmente mostrano concrezioni di ferro. Le concrezioni di calcite incastonate nell'argilla, caratterizzate da cavità angolari o fessure, sono chiamate concrezioni settarie.

Dopo la deposizione, i processi fisici possono deformare il sedimento, generando così una terza categoria di strutture secondarie. Le disparità di densità tra strati sedimentari distinti, ad esempio tra sabbia e argilla, possono portare alla formazione di strutture di fiamma o getti di carico, che derivano dal diapirismo invertito. Durante il periodo in cui il letto clastico rimane non consolidato, il diapirismo può indurre uno strato sovrastante più denso a sprofondare in uno strato sottostante meno denso. Occasionalmente, i contrasti di densità emergono o si amplificano quando una delle litologie va incontro a disidratazione. La disidratazione comprime facilmente l'argilla, mentre la sabbia mantiene il suo volume, diventando di conseguenza relativamente meno densa. Al contrario, se la pressione del fluido interstiziale all’interno di uno strato di sabbia supera una soglia critica, la sabbia può penetrare attraverso gli strati di argilla sovrastanti, formando corpi rocciosi sedimentari discordanti noti come dicchi sedimentari. Questo identico meccanismo può anche produrre vulcani di fango sulla superficie dove il materiale ha fatto breccia negli strati sovrastanti.

Dicchi sedimentari possono inoltre avere origine in climi freddi dove il terreno rimane perennemente ghiacciato per una parte significativa dell'anno. I processi di erosione del gelo sono in grado di creare crepe nel terreno che successivamente si riempiono di detriti dalla superficie. Queste strutture servono come preziosi indicatori delle condizioni climatiche passate e come indicatori "in alto" per l'orientamento stratigrafico.

Le variazioni di densità possono anche indurre faglie su piccola scala, anche in concomitanza con la sedimentazione in corso, un fenomeno chiamato fagliazione sincrona-sedimentaria. Questo tipo di faglia può derivare anche dalla deposizione di consistenti volumi di sedimenti non litificati su superfici inclinate, come fronti delta o pendii continentali. Le instabilità all'interno di questi sedimenti possono portare al cedimento del materiale depositato, generando fessure e pieghe. Le strutture rocciose risultanti sono pieghe e faglie sin-sedimentarie, che spesso presentano difficoltà nella differenziazione da pieghe e faglie generate dalle forze tettoniche che agiscono sulle rocce litificate.

Ambienti deposizionali

Il contesto geologico specifico in cui ha origine una roccia sedimentaria è denominato ambiente deposizionale. Ogni ambiente è caratterizzato da un'interazione unica di processi geologici e condizioni prevalenti. La natura del sedimento depositato è determinata non solo dal materiale di origine (provenienza), ma anche in modo significativo dalle caratteristiche dell'ambiente stesso.

Un ambiente marino indica la formazione di rocce all'interno di un mare o di un oceano. Tipicamente, viene stabilita una differenziazione tra ambienti marini profondi e poco profondi. Gli ambienti marini profondi si riferiscono generalmente ad ambienti situati a più di 200 metri sotto la superficie dell'acqua, che comprendono la pianura abissale. Gli ambienti marini poco profondi si trovano in prossimità delle coste e possono estendersi fino ai limiti della piattaforma continentale. La dinamica dell’acqua in questi ambienti mostra tipicamente una maggiore energia rispetto agli ambienti di acque profonde, dato che l’attività delle onde si attenua con l’aumentare della profondità. Di conseguenza, le particelle di sedimento più grossolane sono suscettibili di trasporto, con conseguente deposito di sedimenti più grossolani di quelli che si trovano negli ambienti più profondi. Quando viene trasportato il sedimento continentale, viene depositata una sequenza alternata di sabbia, argilla e limo. In situazioni in cui il continente è distante, il volume di tali sedimenti depositati può essere minimo, consentendo ai processi biochimici di influenzare prevalentemente il tipo di roccia risultante. In particolare nei climi caldi, gli ambienti marini poco profondi al largo sperimentano principalmente la deposizione di rocce carbonatiche. L'acqua calda e poco profonda fornisce un habitat ottimale per numerosi piccoli organismi che costruiscono scheletri di carbonato. Alla morte di questi organismi, i loro scheletri scendono sul fondo del mare, accumulandosi sotto forma di un consistente strato di fango calcareo che può successivamente litificarsi in calcare. Inoltre, gli ambienti marini caldi e poco profondi rappresentano l'ambiente ideale per le barriere coralline, dove il sedimento è composto prevalentemente da scheletri calcarei di organismi più grandi.

Negli ambienti marini profondi, le correnti d'acqua di fondo sono generalmente deboli. Di conseguenza, in questi luoghi possono essere trasportate solo polveri sottili. I sedimenti comunemente depositati sul fondo dell'oceano sono costituiti da argilla fine o minuscoli scheletri di microrganismi. Ad una profondità di circa 4 chilometri la solubilità dei carbonati aumenta notevolmente; questa specifica zona di profondità è chiamata lisoclino. Il sedimento calcareo che scende sotto il lisoclino va incontro a dissoluzione, impedendo così la formazione di calcare al di sotto di questa profondità. Al contrario, gli scheletri silicei dei microrganismi, come i radiolari, mostrano una minore solubilità e continuano a depositarsi. La radiolarite funge da esempio illustrativo di una roccia composta da scheletri di silice. Laddove il fondale marino possiede una leggera inclinazione, ad esempio sui pendii continentali, la copertura sedimentaria può diventare instabile, portando alla generazione di correnti di torbidità. Le correnti di torbidità rappresentano brusche interruzioni all’interno dell’ambiente marino profondo tipicamente quiescente, in grado di indurre la rapida deposizione di volumi sostanziali di sedimenti, tra cui sabbia e limo. La sequenza rocciosa risultante generata da una corrente di torbidità è denominata torbidite.

Gli ambienti costieri sono prevalentemente influenzati dall'azione delle onde. Sulle spiagge si depositano principalmente sedimenti più densi come sabbia o ghiaia, spesso mescolati con frammenti di conchiglie, mentre le particelle di limo e argilla rimangono in sospensione meccanica. Le piane di marea e le secche sono aree periodicamente esposte all'aria a causa delle fluttuazioni delle maree. Queste caratteristiche sono spesso incise da canaloni, dove prevalgono forti correnti, con conseguente deposizione di sedimenti a grana più grossolana. I delta possono formarsi alla confluenza di fiumi con corpi idrici più grandi, lungo la costa del mare o del lago. Queste formazioni geologiche rappresentano estesi accumuli di sedimenti continentali depositati immediatamente al largo delle foci dei fiumi. I delta sono costituiti principalmente da sedimenti clastici, in contrapposizione ai precipitati chimici.

Un ambiente sedimentario continentale si riferisce a un ambiente geologico situato all'interno di un continente. Esempi illustrativi di ambienti continentali includono lagune, laghi, paludi, pianure alluvionali e conoidi alluvionali. Nelle acque tranquille di paludi, laghi e lagune si accumulano sedimenti fini, mescolati con materia organica derivata da flora e fauna decedute. Al contrario, i sistemi fluviali possiedono un’energia idrica significativamente più elevata, consentendo il trasporto di materiale clastico più pesante. Oltre al trasporto fluviale, i sedimenti possono essere mobilitati anche dal vento o dall’azione dei ghiacciai. I sedimenti trasportati dal vento sono definiti eolici e in genere presentano un'eccellente selezione, mentre i sedimenti trasportati da un ghiacciaio sono noti come depositi glaciali ed sono caratterizzati da una selezione estremamente scarsa.

I depositi eolici possono presentare caratteristiche distintive. L'ambiente deposizionale della Formazione Touchet, situata negli Stati Uniti nordoccidentali, ha vissuto periodi aridi intermittenti, che hanno portato alla formazione di una sequenza di strati di ritmite. Successivamente alla loro formazione, le fessure erosive sono state riempite con strati di materiale terroso, in particolare quelli derivati ​​da processi eolici. Queste sezioni tamponate creavano inclusioni verticali all'interno degli strati stratificati orizzontalmente, fornendo così prove sulla sequenza cronologica degli eventi durante la deposizione dei quarantuno strati della formazione.

Facies sedimentaria

Le caratteristiche litologiche delle rocce originate da uno specifico ambiente deposizionale sono definite facies sedimentarie. Questi ambienti tipicamente si presentano in disposizioni spaziali prevedibili. Ad esempio, una spiaggia, caratterizzata dalla deposizione di sabbia e ghiaia, è comunemente giustapposta ad un ambiente marino offshore più profondo dove si accumulano contemporaneamente sedimenti più fini. Nell'entroterra della spiaggia possono essere presenti dune eoliane, caratterizzate dalla deposizione di sabbia ben assortita, oppure lagune, dove si accumulano argilla fine e sostanza organica. Ogni distinto ambiente sedimentario produce depositi caratteristici unici. Man mano che gli strati sedimentari si accumulano nel corso del tempo geologico, i cambiamenti ambientali possono portare a un cambiamento verticale nella facies all’interno del sottosuolo in una data località. Viceversa, tracciando lateralmente uno strato roccioso di età consistente si rilevano eventuali alterazioni nella sua litologia e facies.

La differenziazione delle facies viene ottenuta attraverso vari metodi, principalmente basati sulla composizione litologica (ad esempio calcare, siltite o arenaria) o sul contenuto paleontologico. Ad esempio, i coralli abitano esclusivamente ambienti marini caldi e poco profondi, rendendo i loro resti fossili indicativi di facies marine poco profonde. Le facies definite dalle loro caratteristiche litologiche sono chiamate litofacies, mentre quelle definite dai loro assemblaggi fossili sono conosciute come biofacies.

Gli ambienti sedimentari sono soggetti a cambiamenti temporali nella loro distribuzione geografica. I confini costieri possono migrare verso il mare durante i periodi di abbassamento del livello del mare (regressione), o verso terra a causa del relativo innalzamento del livello del mare (trasgressione) causato dalle forze tettoniche nella crosta terrestre o attraverso la progradazione di un grande delta fluviale. All'interno del sottosuolo, questi spostamenti geografici storici degli ambienti sedimentari sono preservati come cambiamenti nella facies sedimentaria. Di conseguenza, la facies sedimentaria può mostrare variazioni parallele o perpendicolari a una superficie cronostratigrafica idealizzata, un principio incapsulato dalla legge di Walther.

Una trasgressione denota la migrazione verso terra di una costa. Durante una trasgressione, le facies marine più profonde si depositano stratigraficamente sopra le facies meno profonde, una sequenza denominata onlap. Al contrario, la regressione descrive lo spostamento verso il mare di una linea costiera. In una sequenza regressiva, le facies meno profonde si accumulano sopra facies più profonde, una configurazione nota come offlap.

La mappatura della facies di tutte le rocce corrispondenti a una specifica età geologica fornisce una rappresentazione completa della paleogeografia. Una serie cronologica di tali mappe per varie epoche offre approfondimenti sull'evoluzione della geografia regionale.

Bacini sedimentari

Bacini sedimentari

Le depressioni geologiche in cui si verifica un'estesa sedimentazione sono designate come bacini sedimentari. La capacità volumetrica di accumulo di sedimenti all'interno di un bacino è regolata dalla sua profondità, un parametro noto come spazio di alloggio. La morfologia, le dimensioni e la profondità di un bacino sono fondamentalmente controllate dai processi tettonici, in particolare dai movimenti all'interno della litosfera terrestre. Le regioni che subiscono un sollevamento tettonico, dove la litosfera risale, alla fine emergono sopra il livello del mare, trasformandosi in aree di origine per nuovi sedimenti attraverso processi di erosione. Al contrario, le aree sottoposte a subsidenza tettonica, dove la litosfera discende, facilitano la formazione di bacini e la successiva deposizione di sedimenti.

Un bacino di rift costituisce un tipo di bacino sedimentario che si sviluppa dalla separazione estensiva dei blocchi litosferici continentali. Questi bacini sono tipicamente caratterizzati da una morfologia allungata, stretta e profonda. Le forze tettoniche divergenti causano l'allungamento e l'assottigliamento della litosfera, consentendo all'astenosfera calda sottostante di ascendere e influenzare termicamente il bacino del rift sovrastante. Oltre ai sedimenti continentali, i bacini di rift contengono comunemente una percentuale significativa di depositi vulcanici all'interno del loro riempimento. Man mano che il bacino si espande attraverso l'estensione litosferica continua, la spaccatura si allarga, consentendo potenzialmente incursioni marine e la successiva deposizione di sedimenti marini.

Dopo il raffreddamento, un segmento di litosfera precedentemente riscaldato e allungato subisce un aumento di densità, portando a una subsidenza isostatica. La continuazione prolungata di questo cedimento determina la formazione di un bacino di abbassamento. I margini continentali passivi esemplificano i bacini abbassati, sebbene tali bacini siano osservati anche all'interno dei continenti. All’interno dei bacini abbassati, il carico cumulativo di sedimenti in accumulo perpetua la subsidenza in un ciclo di feedback auto-rinforzante. Di conseguenza, lo spessore totale del riempimento sedimentario all'interno di un bacino di abbassamento può facilmente superare i 10 chilometri.

Una terza categoria di bacini si forma ai confini delle placche convergenti, regioni in cui una placca tettonica scende sotto un'altra nell'astenosfera. La flessione della placca in subduzione crea un bacino di avanarco, una depressione allungata, profonda e asimmetrica situata davanti alla placca sovrastante. Questi bacini dell'avanarco accumulano notevoli depositi marini profondi e spesse successioni di torbiditi, un riempimento sedimentario collettivamente chiamato flysch. Se il movimento convergente di queste placche culmina in una collisione continentale, il bacino si abbassa ed evolve in un bacino di avampaese. Allo stesso tempo, il sollevamento tettonico genera una cintura montuosa all’interno della placca sovrastante, dalla quale volumi significativi di materiale vengono erosi e successivamente trasportati nel bacino. Questi detriti erosivi, derivati ​​da una catena montuosa in continua crescita, sono noti come molasse e presentano una facies marina poco profonda o continentale.

Contemporaneamente, la massa crescente della catena montuosa in via di sviluppo può indurre una subsidenza isostatica nella regione della placca sovrastante situata di fronte alla catena montuosa. Il tipo di bacino formato da questo cedimento è denominato bacino di retroarco, tipicamente caratterizzato dal riempimento con depositi marini poco profondi e molassa.

Influenza dei cicli astronomici

Le variazioni della facies e altre caratteristiche litologiche all'interno delle sequenze di rocce sedimentarie mostrano spesso uno schema ciclico. Questa ciclicità ha origine da fluttuazioni periodiche nell'apporto di sedimenti e nell'ambiente sedimentario prevalente. Una parte significativa di queste alterazioni cicliche sono attribuibili ai cicli astronomici. I cicli astronomici di breve periodo includono fenomeni come l'intervallo di marea giornaliero o la marea primaverile bisettimanale. Su una scala temporale più ampia, i cambiamenti ciclici del clima e del livello del mare sono guidati dai cicli di Milankovitch, che rappresentano cambiamenti periodici nell’orientamento dell’asse di rotazione della Terra e/o nella sua posizione orbitale attorno al Sole. Sono stati identificati diversi cicli Milankovitch distinti, con durate che vanno da circa 10.000 a 200.000 anni.

Anche piccole alterazioni nell'orientamento assiale della Terra o nella durata delle stagioni possono avere un impatto profondo sul clima globale. Un esempio notevole è la serie di ere glaciali verificatesi negli ultimi 2,6 milioni di anni (il periodo Quaternario), ampiamente ipotizzato che siano state innescate da cicli astronomici. I cambiamenti climatici, a loro volta, possono influenzare il livello globale del mare, influenzando così lo spazio disponibile all’interno dei bacini sedimentari, oltre ad alterare l’approvvigionamento di sedimenti da regioni specifiche. Di conseguenza, sottili variazioni nei parametri astronomici possiedono la capacità di indurre cambiamenti sostanziali negli ambienti sedimentari e nei modelli complessivi di sedimentazione.

Tassi di sedimentazione

Il tasso di deposizione dei sedimenti varia in modo significativo a seconda delle diverse posizioni geografiche. Ad esempio, un canale di marea piatta può subire l’accumulo di diversi metri di sedimenti in un solo giorno, mentre il fondale oceanico profondo vede tipicamente depositarsi solo pochi millimetri di sedimenti ogni anno. Si può fare una distinzione fondamentale tra sedimentazione normale e graduale e deposizione derivante da processi catastrofici. Quest'ultimo comprende vari eventi improvvisi ed eccezionali, come movimenti di massa, frane o estese inondazioni. I processi catastrofici sono in grado di depositare istantaneamente notevoli volumi di sedimenti. In alcuni ambienti sedimentari, la maggior parte della colonna totale di roccia sedimentaria potrebbe aver avuto origine da eventi catastrofici, anche se l'ambiente è generalmente quiescente. Al contrario, altri ambienti sedimentari sono caratterizzati prevalentemente da una sedimentazione normale e continua.

Spesso la sedimentazione procede a un ritmo lento. Negli ambienti desertici, ad esempio, il vento deposita selettivamente materiale silicoclastico (come sabbia o limo) in aree localizzate, oppure episodiche inondazioni catastrofiche di uno wadi possono portare al brusco accumulo di quantità significative di materiale detritico; tuttavia, l'erosione eolica generalmente predomina nella maggior parte di questi paesaggi. Il volume finale della roccia sedimentaria formata dipende non solo dalla quantità di materiale fornito ma anche dal suo grado di consolidamento. Inoltre, l'erosione spesso rimuove gran parte dei sedimenti depositati relativamente presto dopo il loro accumulo.

Stratigrafia

Le rocce sedimentarie sono depositate in strati distinti, noti come letti o strati, con ogni strato successivo che si accumula orizzontalmente su quelli più vecchi, in linea con il principio di sovrapposizione. La sequenza stratigrafica contiene spesso discontinuità chiamate non conformità, che indicano intervalli durante i quali non sono stati depositati nuovi sedimenti o gli strati sedimentari precedentemente formati sono stati sollevati sopra il livello del mare e successivamente erosi.

Le non conformità sono classificate in base all'orientamento degli strati immediatamente sopra e sotto la discontinuità:

• Una discordanza angolare si verifica quando gli strati sottostanti più vecchi sono stati inclinati ed erosi prima della deposizione di strati più giovani, orientati orizzontalmente.
• Una non conformità si verifica quando gli strati più vecchi, composti da rocce ignee o metamorfiche, mancano di lettiera e sono giustapposti a strati più giovani e letti.
• Una disconformità è caratterizzata da una stratificazione parallela tra gli strati rocciosi più vecchi e quelli più giovani.

Le rocce sedimentarie sono depositi cruciali dei dati storici della Terra e spesso contengono fossili, che sono i resti conservati di flora e fauna antiche. Il carbone, ad esempio, è classificato come roccia sedimentaria. La composizione costitutiva dei sedimenti offre informazioni sulle loro rocce madri originali. Le variazioni osservate tra strati sequenziali indicano trasformazioni ambientali su scale temporali geologiche. La capacità delle rocce sedimentarie di preservare i fossili deriva dalla loro formazione a temperature e pressioni insufficienti a cancellare i resti organici, caratteristica che le distingue dalla maggior parte delle rocce ignee e metamorfiche.

Provenienza

La provenienza si riferisce al processo di ricostruzione della genesi dei sedimenti. Qualsiasi roccia esposta sulla superficie terrestre subisce un'alterazione fisica o chimica, che porta alla sua disintegrazione in sedimenti a grana più fine. Tutti e tre i tipi di roccia primaria – ignea, sedimentaria e metamorfica – possono fungere da fonte di detriti sedimentari. L'obiettivo delle indagini sulla provenienza dei sedimenti è ricostruire e interpretare la storia completa dei sedimenti, tracciando il suo viaggio dalle rocce madri iniziali all'interno di un'area sorgente fino al sito di deposizione finale.

Back-stripping – Una tecnica di analisi geofisica.

• Back-stripping - Tecnica di analisi geofisica
• Deposizione (geologia) – L'accumulo naturale di materiali su una massa continentale.
• Classificazione Dunham - Uno schema di classificazione sistematico per le rocce sedimentarie carbonatiche.
• Colpa della crescita
• Elenco dei minerali
• Elenco dei tipi di roccia
• Trasporto di sedimenti: movimento di particelle solide, generalmente guidato dalla gravità e dal trascinamento di fluidi.
• Calcare conchigliare – Un tipo di calcare caratterizzato da un'elevata abbondanza di fossili.
• Vulcaniclastici – Materiali geologici composti da roccia vulcanica frammentata.
• Caprock

Riferimenti

Citazioni

Riferimenti generali e citati

Classificazione di base delle rocce sedimentarie, di Lynn S. Fichter, James Madison University, Harrisonburg, Virginia.

• Classificazione di base delle rocce sedimentarie Archiviata il 23 luglio 2011 in Internet Archive, a cura di Lynn S. Fichter, James Madison University, Harrisonburg.VI;
• Tour delle rocce sedimentarie: un'introduzione alle rocce sedimentarie, di Bruce Perry, Dipartimento di scienze geologiche, California State University a Long Beach.

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