Colore
Il colore di una roccia sedimentaria è spesso determinato principalmente dal ferro, un elemento con due ossidi principali: ossido di ferro(II) e ossido di ferro(III). L’ossido di ferro(II) (FeO) si forma solo in circostanze di basso ossigeno (anossico) e dà alla roccia un colore grigio o verdastro. L’ossido di ferro (III) (Fe2O3) in un ambiente più ricco di ossigeno si trova spesso sotto forma del minerale ematite e dà alla roccia un colore rossastro o brunastro. Nei climi continentali aridi le rocce sono in contatto diretto con l’atmosfera, e l’ossidazione è un processo importante, dando alla roccia un colore rosso o arancione. Spesse sequenze di rocce sedimentarie rosse formate in climi aridi sono chiamate letti rossi. Tuttavia, un colore rosso non significa necessariamente che la roccia si sia formata in un ambiente continentale o in un clima arido.
La presenza di materiale organico può colorare una roccia di nero o grigio. Il materiale organico è formato da organismi morti, soprattutto piante. Normalmente, tale materiale alla fine si decompone per ossidazione o attività batterica. In circostanze anossiche, tuttavia, il materiale organico non può decadere e lascia un sedimento scuro, ricco di materiale organico. Questo può avvenire, per esempio, sul fondo di mari e laghi profondi. C’è poco mescolamento dell’acqua in tali ambienti; di conseguenza, l’ossigeno dall’acqua superficiale non viene portato giù, e il sedimento depositato è normalmente un’argilla fine e scura. Le rocce scure, ricche di materiale organico, sono quindi spesso scisti.
Tessitura
Le dimensioni, forma e l’orientamento dei clasti (i pezzi originali di roccia) in un sedimento è chiamato la sua struttura. La tessitura è una proprietà su piccola scala di una roccia, ma determina molte delle sue proprietà su larga scala, come la densità, la porosità o la permeabilità.
L’orientamento 3D dei clasti è chiamato tessuto della roccia. La dimensione e la forma dei clasti può essere usata per determinare la velocità e la direzione della corrente nell’ambiente sedimentario che ha spostato i clasti dalla loro origine; il fango fine e calcareo si deposita solo in acque tranquille mentre la ghiaia e i clasti più grandi sono spostati solo da acque in rapido movimento. La granulometria di una roccia è solitamente espressa con la scala Wentworth, anche se a volte si usano scale alternative. La granulometria può essere espressa come diametro o come volume, ed è sempre un valore medio, poiché una roccia è composta da clasti con dimensioni diverse. La distribuzione statistica delle dimensioni dei grani è diversa per i diversi tipi di roccia ed è descritta in una proprietà chiamata ordinamento della roccia. Quando tutti i clasti sono più o meno della stessa dimensione, la roccia è chiamata “ben ordinata”, e quando c’è una grande diffusione nella dimensione dei grani, la roccia è chiamata “poco ordinata”.
La forma dei clasti può riflettere l’origine della roccia. Per esempio, la coquina, una roccia composta da clasti di conchiglie rotte, può formarsi solo in acqua energica. La forma di un clasto può essere descritta utilizzando quattro parametri:
- La struttura superficiale descrive la quantità di rilievo su piccola scala della superficie di un granello che è troppo piccola per influenzare la forma generale. Per esempio, i grani smerigliati, che sono coperti da fratture su piccola scala, sono caratteristici delle arenarie eoliane.
- L’arrotondamento descrive la levigatezza generale della forma di un grano.
- La sfericità descrive il grado in cui il grano si avvicina a una sfera.
- La forma del grano descrive la forma tridimensionale del grano.
Le rocce sedimentarie chimiche hanno una struttura non clastica, costituita interamente da cristalli. Per descrivere tale struttura, sono necessarie solo le dimensioni medie dei cristalli e il tessuto.
Mineralogia
La maggior parte delle rocce sedimentarie contiene quarzo (rocce siliciclastiche) o calcite (rocce carbonatiche). A differenza delle rocce ignee e metamorfiche, una roccia sedimentaria di solito contiene pochi minerali principali diversi. Tuttavia, l’origine dei minerali in una roccia sedimentaria è spesso più complessa che in una roccia ignea. I minerali in una roccia sedimentaria possono essere presenti nei sedimenti originali o possono formarsi per precipitazione durante la diagenesi. Nel secondo caso, un precipitato minerale può essere cresciuto sopra una vecchia generazione di cemento. Una complessa storia diagenetica può essere stabilita dalla mineralogia ottica, usando un microscopio petrografico.
Le rocce carbonatiche consistono principalmente in minerali carbonatici come la calcite, l’aragonite o la dolomite. Sia il cemento che i clasti (compresi i fossili e gli ooidi) di una roccia sedimentaria carbonatica consistono solitamente in minerali carbonatici. La mineralogia di una roccia clastica è determinata dal materiale fornito dall’area di origine, dal modo in cui è stato trasportato al luogo di deposizione e dalla stabilità di quel particolare minerale.
La resistenza dei minerali che formano la roccia agli agenti atmosferici è espressa dalla serie di dissoluzione di Goldich. In questa serie, il quarzo è il più stabile, seguito dal feldspato, dalla mica e infine da altri minerali meno stabili che sono presenti solo quando si sono verificati pochi agenti atmosferici. La quantità di agenti atmosferici dipende principalmente dalla distanza dall’area di origine, dal clima locale e dal tempo che il sedimento ha impiegato per essere trasportato al punto in cui si è depositato. Nella maggior parte delle rocce sedimentarie, mica, feldspato e minerali meno stabili sono stati trasformati in minerali argillosi come caolinite, illite o smectite.
Fossili
Tra i tre principali tipi di roccia, i fossili si trovano più comunemente nelle rocce sedimentarie. A differenza della maggior parte delle rocce ignee e metamorfiche, le rocce sedimentarie si formano a temperature e pressioni che non distruggono i resti fossili. Spesso questi fossili possono essere visibili solo sotto ingrandimento.
Gli organismi morti in natura sono di solito rapidamente rimossi da spazzini, batteri, decomposizione ed erosione, ma in circostanze eccezionali, questi processi naturali non sono in grado di avvenire, portando alla fossilizzazione. La possibilità di fossilizzazione è più alta quando il tasso di sedimentazione è alto (in modo che una carcassa sia rapidamente sepolta), in ambienti anossici (dove si verifica poca attività batterica) o quando l’organismo aveva uno scheletro particolarmente duro. I fossili più grandi e ben conservati sono relativamente rari.
I fossili possono essere sia i resti diretti o le impronte di organismi che i loro scheletri. Le parti più comunemente conservate sono le parti più dure degli organismi come le ossa, le conchiglie e il tessuto legnoso delle piante. I tessuti molli hanno una probabilità molto minore di essere fossilizzati, e la conservazione di tessuti molli di animali più vecchi di 40 milioni di anni è molto rara. Le impronte degli organismi fatte quando erano ancora vivi sono chiamate tracce fossili, di cui esempi sono tane, impronte, ecc.
Come parte di una roccia sedimentaria, i fossili subiscono gli stessi processi diagenetici della roccia che li ospita. Per esempio, un guscio costituito da calcite può dissolversi mentre un cemento di silice riempie la cavità. Allo stesso modo, i minerali precipitanti possono riempire cavità precedentemente occupate da vasi sanguigni, tessuto vascolare o altri tessuti molli. Questo conserva la forma dell’organismo ma cambia la composizione chimica, un processo chiamato permineralizzazione. I minerali più comuni coinvolti nella permineralizzazione sono varie forme di silice amorfa (calcedonio, pietra focaia, cerreto), carbonati (specialmente calcite), e pirite.
Ad alta pressione e temperatura, il materiale organico di un organismo morto subisce reazioni chimiche in cui vengono espulsi volatili come acqua e anidride carbonica. Il fossile, alla fine, consiste in un sottile strato di carbonio puro o della sua forma mineralizzata, la grafite. Questa forma di fossilizzazione è chiamata carbonizzazione. È particolarmente importante per i fossili vegetali. Lo stesso processo è responsabile della formazione di combustibili fossili come la lignite o il carbone.
Strutture sedimentarie primarie
Le strutture nelle rocce sedimentarie possono essere divise in strutture primarie (formate durante la deposizione) e strutture secondarie (formate dopo la deposizione). A differenza delle strutture, le strutture sono sempre caratteristiche su larga scala che possono essere facilmente studiate sul campo. Le strutture sedimentarie possono indicare qualcosa sull’ambiente sedimentario o possono servire a dire quale lato era originariamente rivolto verso l’alto dove la tettonica ha inclinato o rovesciato gli strati sedimentari.
Le rocce sedimentarie sono deposte in strati chiamati letti o strati. Un letto è definito come uno strato di roccia che ha una litologia e una struttura uniforme. I letti si formano dalla deposizione di strati di sedimenti uno sull’altro. La sequenza di letti che caratterizza le rocce sedimentarie è chiamata bedding. I singoli letti possono essere spessi da un paio di centimetri a diversi metri. Gli strati più sottili e meno pronunciati sono chiamati lamine, e la struttura che una lamina forma in una roccia è chiamata laminazione. Le lamine sono di solito meno di pochi centimetri di spessore. Anche se il letto e la laminazione sono spesso originariamente orizzontali in natura, questo non è sempre il caso. In alcuni ambienti, i letti sono depositati con un angolo (solitamente piccolo). A volte più serie di strati con orientamenti diversi esistono nella stessa roccia, una struttura chiamata cross-bedding. Il cross-bedding è caratteristico della deposizione da parte di un mezzo fluente (vento o acqua).
L’opposto del cross-bedding è la laminazione parallela, dove tutti gli strati sedimentari sono paralleli. Le differenze nelle laminazioni sono generalmente causate da cambiamenti ciclici nella fornitura di sedimenti, causati, per esempio, da cambiamenti stagionali nelle precipitazioni, nella temperatura o nell’attività biochimica. Le lamine che rappresentano i cambiamenti stagionali (simili agli anelli degli alberi) sono chiamate varve. Qualsiasi roccia sedimentaria composta da strati di scala millimetrica o più fine può essere nominata con il termine generale di laminite. Quando le rocce sedimentarie non hanno alcuna laminazione, il loro carattere strutturale è chiamato bedding massiccio.
Graded bedding è una struttura in cui i letti con una granulometria più piccola si presentano sopra i letti con grani più grandi. Questa struttura si forma quando l’acqua che scorre velocemente smette di scorrere. I clasti più grandi e pesanti in sospensione si depositano prima, poi quelli più piccoli. Anche se il letto graduato può formarsi in molti ambienti diversi, è una caratteristica delle correnti di torbidità.
La superficie di un particolare letto, chiamata forma del letto, può anche essere indicativa di un particolare ambiente sedimentario. Esempi di forme del letto includono dune e segni di increspatura. I segni di suola, come i segni di utensili e i calchi di flauto, sono scanalature erose su una superficie che sono conservate da una nuova sedimentazione. Queste sono spesso strutture allungate e possono essere usate per stabilire la direzione del flusso durante la deposizione. Possono essere simmetriche o asimmetriche. Le increspature asimmetriche si formano in ambienti dove la corrente è in una direzione, come i fiumi. Il fianco più lungo di tali increspature è sul lato a monte della corrente. Le ondulazioni simmetriche si formano in ambienti dove le correnti invertono le direzioni, come le piane di marea.
Le increspature sono una forma di letto causata dalla disidratazione del sedimento che occasionalmente arriva sopra la superficie dell’acqua. Queste strutture si trovano comunemente nelle piane di marea o nelle barre puntuali lungo i fiumi.
Strutture sedimentarie secondarie
Le strutture sedimentarie secondarie sono quelle che si sono formate dopo la deposizione. Tali strutture si formano attraverso processi chimici, fisici e biologici all’interno del sedimento. Possono essere indicatori di circostanze successive alla deposizione. Alcune possono essere usate come criteri di risalita.
I materiali organici in un sedimento possono lasciare più tracce dei soli fossili. Tracce e tane conservate sono esempi di tracce fossili (chiamate anche icnofossili). Tali tracce sono relativamente rare. La maggior parte delle tracce fossili sono tane di molluschi o artropodi. Questo scavare è chiamato dai sedimentologi bioturbazione. Può essere un prezioso indicatore dell’ambiente biologico ed ecologico che esisteva dopo che il sedimento è stato depositato. D’altra parte, l’attività di scavo degli organismi può distruggere altre strutture (primarie) nel sedimento, rendendo più difficile una ricostruzione.
Le strutture secondarie possono anche formarsi per diagenesi o per la formazione di un terreno (pedogenesi) quando un sedimento è esposto sopra il livello dell’acqua. Un esempio di struttura diagenetica comune nelle rocce carbonatiche è una stilolite. Le stiloliti sono piani irregolari dove il materiale è stato dissolto nei fluidi dei pori della roccia. Questo può risultare nella precipitazione di una certa specie chimica che produce la colorazione e le macchie della roccia, o la formazione di concrezioni. Le concrezioni sono corpi approssimativamente concentrici con una composizione diversa dalla roccia ospite. La loro formazione può essere il risultato di una precipitazione localizzata dovuta a piccole differenze nella composizione o nella porosità della roccia ospite, come intorno ai fossili, all’interno di tane o intorno alle radici delle piante. Nelle rocce carbonatiche come il calcare o il gesso, sono comuni le concrezioni di cerreto o di selce, mentre le arenarie terrestri a volte contengono concrezioni di ferro. Le concrezioni di calcite nell’argilla che contengono cavità angolari o crepe sono chiamate concrezioni settarie.
Dopo la deposizione, i processi fisici possono deformare il sedimento, producendo una terza classe di strutture secondarie. I contrasti di densità tra diversi strati sedimentari, come tra sabbia e argilla, possono dare luogo a strutture a fiamma o a calchi di carico, formati da diapirismo invertito. Mentre il letto clastico è ancora fluido, il diapirismo può far sì che uno strato superiore più denso affondi in uno strato inferiore. A volte, i contrasti di densità si verificano o sono potenziati quando una delle litologie si disidrata. L’argilla può essere facilmente compressa come risultato della disidratazione, mentre la sabbia mantiene lo stesso volume e diventa relativamente meno densa. D’altra parte, quando la pressione del fluido dei pori in uno strato di sabbia supera un punto critico, la sabbia può rompere gli strati di argilla sovrastanti e scorrere attraverso, formando corpi discordanti di roccia sedimentaria chiamati dicchi sedimentari. Lo stesso processo può formare vulcani di fango in superficie dove hanno rotto gli strati superiori.
Le dighe sedimentarie possono anche formarsi in un clima freddo dove il suolo è permanentemente congelato durante gran parte dell’anno. Il gelo può formare crepe nel terreno che si riempiono di detriti provenienti dall’alto. Queste strutture possono essere usate come indicatori climatici e come strutture di risalita.
I contrasti di densità possono anche causare faglie su piccola scala, anche mentre la sedimentazione procede (fagliazione sincrona-sedimentaria). Tali faglie possono anche verificarsi quando grandi masse di sedimenti non litificati si depositano su un pendio, come sul lato anteriore di un delta o sul versante continentale. Le instabilità in tali sedimenti possono portare il materiale depositato a slittare, producendo fessure e pieghe. Le strutture risultanti nella roccia sono pieghe e faglie sin-sedimentarie, che possono essere difficili da distinguere da pieghe e faglie formate da forze tettoniche che agiscono su rocce litificate.