Scienze della Terra per le superiori/Le rocce sedimentarie

Indice del libro

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Definizione

Le rocce sedimentarie derivano da un processo di sedimentazione fisico (se si accumulano detriti o resti di organismi) o chimico (precipitazioni da soluzione satura). Possono essere infatti:

• Rocce sedimentarie clastiche (o detritiche) se si originano dalla sedimentazione di detriti derivanti da processi di disgregazione di rocce preesistenti . I frammenti detritici (le "particelle" costituenti) si dicono clasti. Tipici esempi sono sabbie e ghiaie.
• Rocce sedimentarie organogene se derivano prevalentemente dalla sedimentazione di resti di organismi (ad esempio da gusci di organismi acquatici). La maggior parte delle rocce carbonatiche, come i calcari, sono di questo tipo.
• Rocce sedimentarie chimiche se si formano per precipitazione di sali da una soluzione satura per evaporazione (evaporiti), come ad esempio sale (salgemma) e gesso.

Le rocce sedimentarie si possono formare in diversi tipi di ambiente (ambienti sedimentari). Un ambiente sedimentario è definibile concettualmente come «l'insieme delle condizioni fisiche, chimiche e biologiche dell'area in cui un sedimento si accumula». Dal punto di vista fisico, è possibile descriverlo come una parte della superficie terrestre fisicamente, chimicamente e biologicamente distinguibile dalle aree adiacenti, contraddistinta da caratteristiche di forma e dimensioni ben definite e da processi specifici.
Ad esempio: l' ambiente fluviale è caratterizzato dall'azione di correnti unidirezionali di acque continentali incanalate in alvei. L' ambiente litorale (di spiaggia) invece è caratterizzato prevalentemente dall'azione del moto ondoso sulle coste in acque marine (quindi a salinità più elevata). Come vedremo, questi due ambienti danno origine a depositi di sedimenti molto diversi e ben distinguibili in base alle loro caratteristiche geometriche e di organizzazione interna.
Questi caratteri sono distinguibili anche nei sedimenti antichi, litificati e trasformati in rocce e possono essere utilizzati per ricostruire i paleoambienti (gli ambienti sedimentari del passato), e con essi l'evoluzione e la storia geologica di una determinata area.

Una caratteristica generale delle rocce sedimentarie è che spesso sono stratificate, si presentano cioè in strati sovrapposti, ognuno corrispondente ad un certo periodo di sedimentazione. Gli strati in genere si formano orizzontalmente, quindi se si osserva un affioramento roccioso con strati inclinati (soprattutto se ad alto angolo) significa che i movimenti tettonici della litosfera hanno modificato la posizione e l'inclinazione delle rocce. Vi possono però essere eccezioni: in determinati ambienti sedimentari si può avere stratificazione su superfici naturalmente inclinate (clinostratificazione), generalmente a basso angolo (ad esempio, come vedremo, nei delta fluviali).

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  Sabbia
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  Ghiaia vulcanica
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  ghiaia calcarea
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  Accumuli di conchiglie sulla spiaggia
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  Precipitazione di sale sul M. Morto
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  Arenaria rossa, Arizona
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  Arenarie presso Petra
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  Arenaria
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  Calcare fossilifero (a conchiglie di bivalvi)
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  Calcare con fossili di coralli (soggetti a dissoluzione), di cui rimane solo il calco esterno.
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  Dolomia stratificata a banchi. Dolomiti (Alto Adige)
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  Frammenti di argillite
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  Affioramento di argilliti rosse e verdi (ricche di ossidi di Ferro)

Formazione

Le rocce sedimentarie clastiche si formano grazie ad un processo di erosione, trasporto, sedimentazione, compattazione, cementazione.

Degradazione ed Erosione

Quando per cause diverse rocce che si sono formate in profondità vengono in affioramento sulla superficie terrestre, si trovano esposte a condizioni chimico-fisiche completamente diverse da quelle in cui si sono formate. E' perciò naturale che diversi minerali che le compongono non siano più stabili e subiscano una serie di modificazioni che tendono ad adattarli alle nuove condizioni termodinamiche. Inoltre, queste rocce vengono ad essere sottoposte all'influenza dell'atmosfera e dell'idrosfera, e alle variazioni climatiche (infiltrazione d'acqua, variazioni di temperatura, azione del gelo/disgelo, cristallizzazione e crescita di nuovi minerali...). Questi fattori contribuiscono (in diversa misura a seconda dell'esposizione, delle fasce climatiche, della disponibilità di acqua) alla degradazione (o alterazione) delle rocce. L' alterazione è un fenomeno che avviene in posto, cioè nel luogo stesso di giacitura delle rocce.

Una volta che la roccia è stata alterata i frammenti rocciosi possono essere eventualmente rimossi per opera dell' erosione da parte degli agenti morfogenetici. Con tale termine si indicano tutti quegli agenti in grado di modificare l'aspetto della superficie terrestre come il vento, le precipitazioni, i corsi d'acqua, il moto ondoso e le correnti marine, i ghiacciai e la stessa gravità, operando un trasporto del materiale detritico. Naturalmente l'erosione avviene più facilmente sulla roccia già degradata, ma può avvenire, anche se con maggior difficoltà e lentezza anche su rocce non ancora degradate.

Occorre distinguere i fenomeni di degradazione fisica da quelli di degradazione chimica, anche se le rocce possono essere sottoposte ad entrambi i fenomeni contemporaneamente.

Fenomeni di degradazione fisica

• Il crioclastismo rappresenta lo sgretolamento della roccia causato dall'aumento di volume (8.7%) dell'acqua che congela nei pori e nelle fessure della roccia.
• Il termoclastismo definisce lo sgretolamento della roccia in conseguenza di forti sbalzi termici che provocano continue dilatazioni e contrazioni differenziali tra le zone più superficiali e quelle profonde, e tra i minerali a diverso coefficiente di dilatazione.
• L' aloclastismo è la disgregazione delle rocce provocata dalla precipitazione di sali solubili nelle fratture naturali delle rocce e dalla conseguente crescita di cristalli di minerali. Sulle coste marine è diffuso l'aloclastismo da cristalli di sale.
• L' idratazione (assorbimento fisico di acqua) ha un notevole effetto sulle rocce incoerenti o poco coerenti, in particolare quelle argillose o contenenti argilla, che sono sottoposte a continue dilatazioni e contrazioni che tendono a frantumarle, quando i minerali argillosi assorbono acqua e la riperdono per essiccazione, variando di conseguenza il loro volume.

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  Una roccia fratturata a causa del fenomeno del crioclastismo
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  Alterazione di una roccia dovuta al termoclastismo
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  Crescita di cristalli di sale in una vasca prodotta dall' aloclastismo

Fenomeni di degradazione chimica

    • Idrolisi (argillificazione) - Poiché i silicati possono essere considerati sali formati da un acido debole (l'acido ortosilicico) e da ioni metallici provenienti da basi forti (metalli alcalini e alcalino-terrosi), in soluzione acquosa presentano un certa tendenza a produrre idrolisi basica. Il processo porta alla separazione degli idrossidi metallici (NaOH, KOH, Ca(OH)2, Mg(OH)2) dagli idrosilicati di alluminio, che sono acidi molto deboli. Poiché questi ultimi  costituiscono in pratica i minerali argillosi il processo è detto di argillificazione. Dall'argillificazione dei feldspati si libera il quarzo eventualmente presente nella roccia, il quale è stabile e rimane inalterato sotto forma di minuscoli cristalli che conservano il loro aspetto vitreo e trasparente e che vanno a costituire la frazione silicea del terreno, particolarmente abbondanti nei terreni sabbiosi.

    • Idratazione minerale - Alcuni minerali sono in grado di legarsi con deboli legami polari all'acqua, la quale viene incorporata come costituente in un nuovo reticolo cristallino.  Così l'anidrite (CaSO4) si trasforma in gesso (CaSO4*2H2O), l'ematite in limonite. L'idratazione porta naturalmente ad un aumento del volume dei minerali.

    • Ossidazione - L'ossigeno atmosferico è in grado di ossidare parecchi ioni metallici. Ad esempio il ferro ferroso (Fe2+) in ferro ferrico (Fe3+), lo Zolfo 2- in  Zolfo 4+ (o Zolfo 6+). L'ossidazione riveste particolare interesse proprio nel caso dello Zolfo e del Ferro, trasformando sali insolubili come i solfuri di Ferro in composti solubili come i solfati o parzialmente solubili come gli ossidi di ferro. Un esempio di ossidazione si ha nell'alterazione lateritica a carico dei silicati ferrosi (olivine e pirosseni):

    • Dissoluzione - Alcuni minerali possono essere portati in soluzione dall'acqua pura (NaCl, CaSO4, CaSO4*2H2O), altri, come il carbonato di Calcio (CaCO3) vengono sciolti dall'acqua contenente anidride carbonica (CO₂). La CO₂ reagisce infatti con l'acqua per dare acido carbonico, il quale, a sua volta reagisce con il carbonato di calcio per dare bicarbonato di calcio, sale solubile in acqua. Quest'ultimo è un processo che assume proporzioni impressionanti a carico di rocce interamente calcaree, dando luogo al fenomeno del carsismo, in cui le acque superficiali (da pioggia o da corsi d'acqua) sono in grado di infiltrarsi nella roccia allargando fratture preesistenti e scavando vere e proprie gallerie (grotte) con estensioni fino di decine di chilometri, su aree fino a centinaia di chilometri quadrati.

I materiali dei sedimenti

Gli agenti e i processi della degradazione e dell'erosione portano alla rielaborazione di materiali rocciosi in forma di particelle (clasti), che compongono i sedimenti. Nell'accezione comune si parla di ghiaie, sabbie, argille...
In realtà, questi termini hanno una caratterizzazione ben precisa sulle dimensioni delle particelle di roccia che compongono i sedimenti. La classificazione dei sedimenti in base alle dimensioni delle particelle che lo compongono prende il nome di granulometria. Le particelle sono distinte in classi granulometriche, diversamente definite a seconda del sistema classificatorio utilizzato; in generale, a prescindere dai parametri dimensionali adottati dai diversi sistemi di classificazione, le classi granulometriche principali sono appunto 4, in ordine di dimensione decrescente:

• ghiaia
• sabbia
• limo o silt
• argilla

La scala dimensionale più utilizzata è la scala di Wentworth (le dimensioni sono in mm e frazioni di mm):

Intervallo dimensionale (metrico)	Classi granulometriche (Wentworth)
> 256 mm	Massi (Boulder)
256 - 64 mm	Ciottoli (Cobble)
64 - 4 mm	Ghiaia (Pebble)
4 - 2 mm	Ghiaia molto fine (Granule)
2 - 1 mm	Sabbia molto grossolana (Very coarse sand)
1 - 1/2 mm	Sabbia grossolana (Coarse sand)
1/2 - 1/4 mm	Sabbia media (Medium sand)
1/4 - 1/8 mm	Sabbia fine (Fine sand)
1/8 – 1/16 mm	Sabbia molto fine (Very fine sand)
1/16 – 1/256 mm	Limo (Silt)
< 1/256 mm	Argilla (Clay)

Il limo (silt nella terminologia anglosassone) è un sedimento con dimensioni intermedie tra la sabbia finissima e l'argilla. E' ancora un sedimento prevalentemente granulare (cioè composto di particelle più o meno grossolanamente sferoidali/ellissoidali, ancora distinguibili con una buona lente d'ingrandimento), e si può riconoscere al tatto perché sfregandone una piccola quantità tra i polpastrelli si "sente" la presenza dei granuli microscopici, leggermente abrasivi. L' argilla vera e propria invece è composta di micro-cristalli piatti non distinguibili alla vista (nemmeno con una lente ad elevato ingrandimento), e ha al tatto una consistenza untuosa.

La determinazione della granulometria dei terreni e dei sedimenti non serve solamente per scopi descrittivi o di studio naturalistico: è infatti molto importante per analisi di tipo tecnico. Ad esempio, nelle indagini geognostiche per la progettazione di opere di ingegneria civile (edifici e infrastrutture come strade, ferrovie, ponti...). Infatti questi sedimenti sono utilizzati come componenti inerti per la fabbricazione di materiali per l'edilizia, come ad esempio il calcestruzzo (in questo caso vengono utilizzati sabbia e/o ghiaia) o i mattoni (in questo caso si usano impasti in cui l'argilla è dominante). Gli inerti costituiscono la parte portante di questi materiali (cioè quella che sopporta gli sforzi maggiori), quindi è fondamentale miscelare ai leganti (la calce o il cemento) degli inerti con caratteristiche adeguate per ottenere la massima resistenza. Anche la granulometria dei terreni in posto (quelli su cui giaceranno le strutture) è decisamente importante, perché a questa caratteristica sono collegati fattori di resistenza al peso delle strutture edilizie. Anche in altri tipi di applicazioni, come ad esempio la ceramica, è fondamentale scegliere argille con caratteristiche di plasticità corrette per il tipo di uso.

Approfondimento: le caratteristiche dei materiali dei sedimenti e il loro studio (click sul collegamento)

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  Ghiaia con clasti male arrotondati, di granito.
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  Ghiaia nel letto di un torrente.
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  Ghiaia di spiaggia con clasti ben arrotondati e di forma appiattita (questa forma deriva dall'abrasione dei clasti prodotta dal movimento verso terra e verso mare prodotto dalle onde).
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  Ghiaia destinata ad uso edilizio, caricata su un barcone.
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  Cava di sabbia e ghiaia. La sabbia (mucchio a destra) viene separata dalla ghiaia (mucchio a sinistra) mediante vibrovagli (grandi setacci vibranti), con retinatura di maglia metallica di dimensioni opportune.
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  Sabbia, in questo caso con clasti scarsamente arrotondati (a spigoli vivi) e grande varietà di composizione.
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  Sabbia con clasti ben arrotondati e di composizione uniforme (quarzo); il colore rosato è dato da ossidi di ferro.
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  Campionario di sabbie con varie caratteristiche di tessitura (granulometria, arrotondamento, assortimento delle dimensioni) e di composizione.
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  sedimento limoso (della granulometria prevalente del silt). La chiocciola dà un'idea delle dimensioni dei clasti.
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  Automobile ricoperta di limo da un'alluvione causata dalla rottura di un argine fluviale.
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  Argilla.
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  Caolinite, un tipo di argilla.

Trasporto

Una volta rimossi, i frammenti rocciosi vengono trasportati dagli stessi agenti responsabili del processo erosivo per tratti più o meno lunghi e con maggiore o minore energia. I maggiori responsabili del trasporto dei clasti sono senz'altro i corsi d'acqua, dove i frammenti rocciosi possono essere portati sia sul fondo (e sono quelli con maggiore capacità erosiva) sia in sospensione nelle acque. Ma anche il vento e i ghiacciai sono importanti nel trasportare i detriti.

Sedimentazione

affioramento roccioso composto da alternanze di strati di arenarie (che sporgono di più perché più compatte e meno erodibili) e strati più sottili di argilliti (più tenere). Le arenarie derivano da sabbie deposte in condizioni di alta energia (in questo caso frane sottomarine); le argille si sono deposte in condizioni di bassa energia, per decantazione.

Quando l'energia dell'agente di trasporto (acqua, vento, ghiaccio) diminuisce o cessa, i frammenti rocciosi in carico si depositano, o meglio, sedimentano. La maggior parte della sedimentazione avviene in ambiente subacqueo e marino, anche se abbiamo sedimentazione su vaste aree in ambiente continentale (in ambiente lacustre e alluvionale, per opera delle acque, e anche desertico, per l'azione dei venti).

Con il venir meno dell'energia di trasporto, sedimentano per primi i clasti di dimensioni maggiori e poi, via via quelli più piccoli. Si formano spesso quindi delle gradazioni nelle dimensioni dei clasti durante la deposizione.
La stratificazione si forma nella maggior parte dei casi a causa delle fluttuazioni dell'energia del mezzo di trasporto. Ad esempio: possiamo avere strati di argilla alternati a strati di sabbia. L'argilla è composta di particelle finissime (< 0.004 mm), che sedimentano quando l'energia dell'acqua è praticamente assente, quindi possono rappresentare condizioni di acqua "ferma" (per esempio, sedimenti di palude o acquitrino). Le sabbie sono composte di granuli di dimensioni da 0.06 mm fino a 2 mm, che richiedono una certa energia per essere trasportati, e possono rappresentare ad esempio depositi fluviali.
In realtà per stabilire l'origine dei sedimenti occorre considerare anche diverse altre caratteristiche (grado di arrotondamento e forma dei clasti, geometria e strutture interne degli strati...), che derivano dal tipo di mezzo di trasporto, dalle caratteristiche del flusso e dalle condizioni ambientali (chimiche, biologiche etc.)
In generale il processo di sedimentazione, con il variare delle condizioni ambientali, produce strati di sedimenti spesso con caratteristiche diverse per struttura, organizzazione interna, colore e spesso anche per composizione chimica. Le geometrie e le strutture interne degli strati riflettono pertanto gli l' ambiente di sedimentazione o ambiente deposizionale.

Inoltre assieme ai clasti si possono mescolare resti di organismi morti che in diversi casi si conservano all'interno della roccia come fossili. Poiché gli organismi viventi sono sensibili alle condizioni ambientali, e la loro distribuzione è determinata da fattori climatici, oltre che dalla distribuzione di mari e terre emerse e di altre barriere naturali come catene di montagne, anche il contenuto fossilifero riflette in molti casi gli ambienti deposizionali e la paleogeografia di un'area.

Quindi, in definitive l'analisi delle caratteristiche litologiche (tipo e organizzazione interna dei sedimenti) e paleontologiche (tipo di organismi fossili) permette di risalire all' ambiente di sedimentazione (marino, fluviale, glaciale, litorale, desertico etc.) e spesso anche alle condizioni climatiche e alla collocazione geografica dell'area in cui è avvenuta la sedimentazione (ad esempio climi aridi possono produrre evaporiti, climi caldo-umidi sono testimoniati dalla presenza di carbone). La sedimentologia è la branca della geologia che si occupa dello studio degli ambienti sedimentari e della ricostruzione dei paleoambienti.

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  Erosione di una spiaggia ad opera di una mareggiata
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  Sedimenti di spiaggia
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  Trasporto di detriti da parte di un fiume
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  Erosione e sedimentazione glaciale
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  Sedimentazione eolica (da parte del vento)

Compattazione e cementazione (diagenesi)

La semplice sedimentazione di materiale incoerente non è in grado di produrre una roccia. Sono necessari dei processi di costipamento e di cementazione dei clasti, che producono la vera e propria litificazione, il passaggio cioè da un materiale sciolto ad una roccia vera e propria.

la compattazione consiste nella progressiva diminuzione di volume del sedimento, che avviene con il seppellimento, per il peso dei sedimenti che si vanno via via accumulando negli strati più superficiali del terreno, con espulsione graduale dell'aria e dell'acqua presenti tra i clasti. Varia così anche la distribuzione spaziale dei clasti, che tendono a una configurazione (impacchettamento o packing) a densità maggiore, riducendo gli spazi intergranulari. Spesso i clasti in questo processo arrivano a deformarsi per la pressione lungo le superfici di contatto, dissolvendosi in parte e "compenetrandosi" lungo superfici irregolari (meccanismo di presso-soluzione), diminuendo ancora di più la porosità interstiziale.

La cementazione consiste nella precipitazione dei sali disciolti nell'acqua che impregna i sedimenti, mano a mano che questa viene eliminata dal processo di compattazione. Si tratta nella maggior parte dei casi di carbonato di Calcio (CaCO₃) e di silice (SiO₂), che si depositano tra gli interstizi saldando insieme i clasti. In alcuni casi, durante il processo di diagenesi, con l'aumento della pressione e della temperatura, si possono produrre delle vere e proprie reazioni chimiche tra i sali disciolti nell'acqua e i minerali che compongono i clasti con formazione di nuovi composti chimici. Tale processo è noto come metasomatismo. Un tipico esempio di metasomatismo è dato dalla formazione delle Dolomiti (nella catena alpina centro-orientale). La dolomia, il minerale di cui sono composte, è infatti un carbonato doppio di calcio e magnesio (CaMg(CO₃)₂) formatosi in questo caso a partire da sedimenti calcarei di origine organica (gusci di molluschi, frammenti di alghe calcaree, coralli ed altri) per apporto di Magnesio presente nell'acqua marina.

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  Compattazione e cementazione: notare come la pressione faccia avvicinare i clasti fino a farli in parte "compenetrare" lungo le superfici di contatto. La deposizione di cemento (in colore più chiaro) contribuisce ulteriormente a saldare i clasti.
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  Schema ideale che mostra con clasti di forma sferica la diminuzione di volume degli spazi intergranulari con l'aumento del packing ("impacchettamento") conseguente alla compattazione.

Classificazione

Questa classificazione si basa sull'origine delle rocce sedimentarie

Rocce sedimentarie clastiche

Sono le rocce che derivano dalla litificazione di sedimenti clastici (cioè dalla loro trasformazione durante la diagenesi per compattazione, cementazione e ricristallizzazione). Esempi di rocce sedimentarie clastiche sono:

• Argillite, che deriva dalla litificazione di argilla
• Siltite, derivante dalla litificazione di silt
• Arenaria, che deriva dalla litificazione di sabbia
• Conglomerato, che deriva dalla litificazione di ghiaia o ciottoli (se i clasti sono spigolosi si parla di breccia)

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  Conglomerato
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  Conglomerato (breccia)
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  Conglomerato marziano!
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  Un sasso fatto di sassi! (conglomerato)
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  Arenaria
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  Massi e ciottoli di arenaria
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  Arenaria
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  un masso composto di arenaria con strati a diverse granulometrie
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  ingrandimento di una arenaria dove si vedono i granelli di sabbia cementati.
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  Affioramento di siltite (roccia derivata da silt, un sedimento intermedio tra sabbie e argille)
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  Argillite nera, ricca di sostanza organica.
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  Argillite.
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  Argillite fossilifera a graptoliti (organismi pelagici del Paleozoico)

Rocce sedimentarie organogene

Sono rocce che derivano dalla sedimentazione di resti di animali. Contengo spesso fossili. Ad esempio:

• Calcari, originati per la maggior parte dal detrito derivato dalle parti mineralizzate di organismi viventi dopo la morte (o comunque dall'attività biologica).
  • calcari pelagici che derivano da fanghi marini che si formano per la sedimentazione post-mortem dei gusci calcarei di organismi unicellulari (foraminiferi; coccoliti). Talvolta presentano strati o noduli di selce (SiO₂, formata da resti di radiolari o diatomee, microorganismi con guscio siliceo).
  • radiolariti, diatomiti, spongoliti: talora i resti di radiolari, diatomee e spugne (poriferi) sono così abbondanti da costituire formazioni geologiche vere e proprie a composizione silicea. In Italia le radiolariti sono note anche come diaspri. Questi tipi di depositi si definiscono chert in Inglese.
  • calcari di piattaforma. Sedimenti calcarei biocostruiti, cioè derivati dall'accumulo diretto di organismi viventi, ad esempio, nei mari attuali, i coralli, che danno origine a vere e proprie scogliere (reef) crescendo direttamente gli uni sugli altri. Questi organismi danno luogo a formazioni calcaree di notevole spessore ed estensione, soprattutto in mari e oceani nella fascia tropicale: le piattaforme carbonatiche. Un esempio tipico attuale sono le Isole Bahamas (Golfo del Messico). Corpi sedimentari di questo tipo sono comuni nelle Alpi meridionali, spesso in gran parte dolomitizzati (come nelle già citate Dolomiti). Oltre ai coralli, vi sono numerosi altri gruppi di animali e alghe con scheletro calcareo che danno luogo a importanti biocostruzioni. Anche l'attività metabolica di alcuni microorganismi (alghe unicellulari, batteri) può indurre la precipitazione di carbonato di calcio. Un tipico esempio sono le stromatoliti, formazioni costituite da lamine calcaree parallele, con varia morfologia (ondulate, mammellonari, colonnari); sono la testimonianza fossile delle più antiche forme di vita conosciute, potendo risalire a 3.7 miliardi di anni fa. Molti altri gruppi di organismi, ora estinti, hanno contribuito nel passato geologico a formare importanti biocostruzioni.

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  Foraminiferi dell'isola di Pag in Croazia; profondità -60 m, ampiezza campo immagine = 5,5 mm
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  I componenti principali dei sedimenti organogeni oceanici: a) radiolari; b) alghe diatomee; c) foraminiferi; d) alghe coccolitofore (scheletro formato da placchette circolari, i coccoliti).
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  Sedimento pelagico setacciato (per rimuovere l'argilla). E' visibile un ricco campionario di microfossili: foraminiferi (i gusci bianchi, di calcite), radiolari (le sferette grigiastre traforate, di silice), spicole di spugne (le piccole sbarre trasparenti, sempre di silice).
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  Calcare organogeno composto di nummuliti (grandi foraminiferi).
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  Biocostruzioni calcaree dovute all'azione di batteri (tromboliti) su un lago australiano.
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  Stromatoliti ondulate e colonnari del Proterozoico (2.5 miliardi di anni fa).
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  Stromatoliti del Siluriano. Visibile la morfologia tridimensionale delle lamine
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  Rodoliti: concrezioni biogeniche formate da alghe rosse (fossili e un esempio attuale).
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  colonia fossile di coralli del Paleozoico.
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  Selce rossa, derivata dalla dissoluzione di gusci di radiolari; il colore rosso è dovuto a ossidi di ferro.
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  Aspetto tipico delle radiolariti (strati rossastri) alpine del Giurassico Superiore.
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  Radiolariti (California, US). Si vede bene la struttura di questi depositi: strati discontinui lateralmente, con aspetto lucido e "vetroso".
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  Spongolite, una roccia silicea formata da resti di spugne (poriferi)
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  Calcare finissimo derivato dall'accumulo di resti di alghe calcaree unicellulari (coccoliti) e foraminiferi planctonici. La selce deriva dalla dissoluzione di gusci di radiolari.
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  Conchiglie (e non solo)
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  Banco di bivalvi (ostriche). Questi molluschi cementano le proprie conchiglie tra loro e sul substrato, dando luogo a piccole biocostruzioni.
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  Conchiglie sulla sabbia di una spiaggia attuale.
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  Livello bioclastico (formato da accumuli di conchiglie di bivalvi e gasteropodi) entro strati di arenarie: è la versione fossile della spiaggia nell'immagine precedente.
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  Barriera corallina australiana in panoramica.
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  Coralli in posizione di vita.
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  Dolomiti: tre cime di Lavaredo. Una piattaforma carbonatica del passato (Triassico).
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  Le Isole Bahamas, una piattaforma carbonatica attuale.
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  Bahamas. Scogliere organogene (reef) durante la bassa marea: i "rami" che si vedono sono colonie ramificate di coralli. Si vedono anche colonie più massicce, di forma emisferica.
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  Tipico margine di piattaforma carbonatica (Isole Cook, Nuova Zelanda), che mostra la transizione tra il mare aperto (verso sinistra), la barriera corallina (reef) e la laguna (verso destra nell'immagine).

Rocce sedimentarie chimiche

Si formano per precipitazione chimica da acque sature di sali. Ad esempio:

• il travertino, si forma dalla precipitazione di calcare in sorgenti o sul letto e sulle sponde di fiumi e torrenti (con acque particolarmente ricche di calcare), spesso in ambiente carsico o vulcanico in quanto la precipitazione è favorita dalla liberazione di anidride carbonica (CO₂).
• concrezioni carsiche di grotta (ad esempio stalattiti e stalagmiti).
• evaporiti, derivano dalla precipitazione di sali solubili (principalmente carbonati, solfati e cloruri) per evaporazione di acque marine o lacustri in climi caldi e aridi. Vi possono essere calcari e dolomie di origine evaporitica (oltre che organogena, come già visto), anche se le rocce evaporitiche più comuni sono gesso (solfato di calcio idrato) e sale (cloruro di sodio, NaCl, o cloruro di potassio, KCl). I minerali evaporitici iniziano a precipitare quando la loro concentrazione nell'acqua raggiunge il livello per cui non possono più esistere come soluti. I minerali precipitano in ordine inverso rispetto alla loro solubilità. In particolare:

- Calcite (CaCO₃) e dolomite (CaMg(CO₃)₂

- Gesso (CaSO₄-2H₂O) e anidrite (CaSO₄)

- Halite (NaCl), cloruro di sodio, il cosiddetto salgemma

- Silvite un cloruro di potassio (KCl) e carnallite un cloruro idrato di potassio e magnesio

Queste sequenze sedimentarie spesso si rinvengono incomplete nei termini superiori, in particolare spesso mancanti delle serie dei cloruri (per dissoluzione successiva).

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  Deposito evaporitico di sale (Mar Morto)
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  Falesia di sale, zona del Mar Morto (Israele). Può esistere solo per l'aridità del clima locale.
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  Gesso evaporitico laminato, con pieghe tettoniche.
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  Strati di anidrite (gesso anidro), ripiegati tettonicamente.
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  Stalattiti
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  campione di travertino.
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  concrezione travertinosa di grotta.
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  Tipico aspetto "spugnoso" del travertino.
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  Il colonnato del Bernini (Basilica di S. Pietro a Roma) è in travertino.
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  Altro campione di travertino.
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