Sedimentari clastici

• Principi di base

La formazione dei depositi placer è essenzialmente un processo di separazione dei minerali leggeri da quelli pesanti durante la sedimentazione.

In natura, la concentrazione di minerali pesanti avviene a diverse scale, che vanno dai sistemi regionali (ventagli alluvionali, spiagge, ecc.), attraverso caratteristiche intermedie (la riva interna di una curva del fiume o una barra di punta), fino a caratteristiche su piccola scala (laminazioni di strato o foreset di letti incrociati).

Una simulazione sperimentale dei processi di placer è illustrata in fig. 1, dove un minerale pesante viene alimentato tramite un “affluente” nel “fiume principale”. La confluenza di due flussi ortogonali crea un vortice o un’ansa a valle della giunzione, con l’erosione del letto che rimuove le particelle leggere e concentra i minerali pesanti nella zona erosa.

Uno dei parametri utilizzati per quantificare le condizioni del moto dei fluidi è il numero di Reynolds, che è un rapporto adimensionale che identifica il flusso del fluido come laminare e stabile o turbolento e instabile, in funzione del seguente rapporto:  

Re  = ULδf /η

dove Re è il numero di Reynolds adimensionale; U è la velocità del fluido; L è la lunghezza caratteristica del fenomeno (nel caso in esame l’apertura della confluenza); δf​  è la densità del fluido; η è la viscosità (molecolare) del fluido.

Per valori bassi di Reynolds il moto è di tipo laminare (Re < 2300), per valori elevati (> 3000) è turbolento.

I tipi di flusso fluido in acqua (o aria) definiscono il carattere e il comportamento dei sedimenti.

In funzione delle sue dimensioni, forma e densità, nonché della velocità e viscosità del fluido stesso, una particella o un granulo si muoverà attraverso un fluido in uno dei tre modi seguenti:

• le particelle più pesanti (massi, ghiaia) rotolano o scivolano lungo il fondo del canale formando il carico del letto (o tappeto di trazione);

• le particelle di dimensioni intermedie (sabbia) rimbalzano efficacemente con la corrente (un processo noto come saltazione);

• Meccanismi di selezione idraulica

Si possono individuare quattro tipi di meccanismi per la selezione dei sedimenti:

• Sedimentazione

La velocità di sedimentazione di una particella perfettamente sferica in un fluido a basso numero di Reynolds (non turbolento) può essere determinata utilizzando la Legge di Stokes, che è espressa dalla seguente equazione di Stokes: 

V =  gd2(δp - δf) /18η 

dove V è la velocità di sedimentazione della particella; g è l’accelerazione di gravità; d è il diametro della particella;  δp e δf sono rispettivamente le densità della particella e del fluido; e η è la viscosità (molecolare) del fluido.

Da tale equazione si deduce che, per quanto riguarda i parametri delle particelle, la velocità di sedimentazione dipende soprattutto dalla loro dimensione (considerata al quadrato) e secondariamente dal peso specifico

In termini di Legge di Stokes, granuli di dimensioni e densità diverse possono sedimentare alla stessa velocità, una condizione che è chiamata equivalenza idraulica (o di sedimentazione), sedimentando nello stesso strato e formando una roccia come un conglomerato (fig. 2).

Tuttavia, la legge di Stokes è una solo una scarsa approssimazione (le particelle non sono perfettamente sferiche e il moto non è sempre laminare) dei complessi e dinamici meccanismi di selezione che avvengono durante la formazione effettiva dei placer e sono necessari altri processi per spiegare la situazione in natura.

Inoltre, se le concentrazioni di granuli nel fluido sono elevate (>5%), la sedimentazione non è più libera e le velocità di sedimentazione sono rallentate dalle collisioni tra granuli e dal controflusso della corrente.

L’instabilità casuale del flusso turbolento rende praticamente impossibile prevedere le velocità di sedimentazione delle particelle e non esiste un modello completamente soddisfacente per simulare questa condizione.

Allo stesso modo, la forma delle particelle ha un effetto importante sulla velocità di sedimentazione: un granulo di biotite tabulare, ad esempio, si depositerà tra 4 e 12 volte più lentamente di un granulo di quarzo di diametro equivalente.

I granuli grandi hanno elevati coefficienti di resistenza in un fluido e di conseguenza le loro velocità di sedimentazione variano in funzione, non del quadrato del diametro (equazione di Stokes), ma della radice quadrata (fig. 2). I granuli più piccoli sono, quindi, molto più efficacemente ordinati dalla sedimentazione rispetto ai granuli grandi.

La sedimentazione delle particelle in natura è, quindi, un parametro difficile da quantificare a causa della vasta gamma di variabili che possono influenzarla.

Un’espressione più realistica della velocità di sedimentazione delle particelle, che tiene conto della resistenza frizionale che deriva dalle diverse forme, è fornita dalla seguente equazione:  

V =  [4(δp - δf)gd /3 δf Cd]1/2

dove valgono le notazioni dell’equazione di Stokes, con Cd (coefficiente di resistenza) = 24/Re.

La sedimentazione gioca un ruolo nella formazione dei giacimenti, ma da sola è di scarsa utilità per comprendere i processi attraverso i quali si formano. L’esistenza di uno stato di equivalenza idraulica spiega l’accumulo non ordinato di minerali pesanti in sedimenti a grana grossa (conglomerato), ma non come i minerali detritici pesanti siano ordinati o concentrati in sistemi fluviali o costieri dinamici, dove l’elemento dominante è il flusso del mezzo fluido.

• Trascinamento

Per trascinamento s’intende la capacità di un fluido in contatto con particelle del carico di letto di dislocare certi granuli da quel letto e spostarli più a valle.

Ciò avviene perché forza del fluido (indicata come τc, lo sforzo di taglio al letto) agisce sul carico di letto. È chiaro che τ0 deve superare le forze che mantengono in posizione una data particella (cioè dimensione, massa, forma, attrito) prima che la particella possa iniziare a muoversi.

La funzione di Shields è una relazione adimensionale che lega lo sforzo di taglio esercitato dal flusso alla resistenza al movimento delle particelle sedimentarie, rappresentata dal numero di Shields :

θ  = τc /[(δp - δf)gd]

Quando θ  supera un valore critico (tipicamente tra 0.03 e 0.06), le particelle iniziano a muoversi; questo valore dipende dal numero di Reynolds del granulo (Reg), che tiene conto della viscosità cinematica del fluido (ν), della velocità di attrito (us) e della dimensione del sedimento (d):

Reg  = usd/ν

Un altro fattore che può influenzare il trascinamento è la rugosità del letto, data dal rapporto r/d, in cui r è la sporgenza della particella dal fondo.

In termini generali, comunque, si può affermare che, per un letto di dimensioni uniformi e con tutti gli altri fattori uguali, le particelle più leggere saranno efficacemente trascinate a sforzi di taglio inferiori e, quindi, allontanate, lasciando una concentrazione residua di particelle più pesanti.

I processi di trascinamento si applicano anche alla sedimentazione e alla distribuzione causate dal vento, anche se con un maggiore valore di soglia critico.

• Selezione per sforzo di taglio

La selezione per sforzo di taglio dei granuli è un processo che si applica solo al flusso concentrato di particelle sospese in un letto fluidizzato. Durante il movimento delle particelle sospese in una dispersione granulare densa, le collisioni tra i granuli creano una forza netta che è perpendicolare al piano di taglio e disperde i granuli verso la superficie libera (cioè verso l’alto).

Contrariamente a quanto ci si potrebbe aspettare, la pressione dispersiva è maggiore sui granuli grandi e densi all’interno dello stesso orizzonte di flusso, in modo che questi granuli migrano verso l’alto rispetto alle particelle più piccole e leggere.

Gli effetti della selezione per taglio è tale per cui nei sedimenti misti il rapporto delle dimensioni tra particelle pesanti (dh) e leggere (dl) è inversamente proporzionale alla radice quadrata del rapporto tra le relative densità (δh e δl):

dh = dl(δh/δl)1/2

• Selezione per trasporto

La selezione per trasporto, di gran lunga il processo di selezione più importante e quello più applicabile alla più ampia gamma di ambienti in cui si formano i depositi placer, si riferisce ai tassi di trasporto differenziali che esistono durante il movimento delle particelle in un mezzo fluido in movimento.

Incorpora due componenti distinte, ovvero i tassi variabili di movimento dei granuli sia nel carico di letto (determinato dal trascinamento), sia in sospensione (determinato dalla sedimentazione).

Nei casi reali è il flusso turbolento nei corsi d’acqua che solleva le particelle in sospensione;  solo quando la velocità di flusso diminuisce e si instaura un regime laminare le particelle in sospensione si depositano con velocità diverse (legge di Stokes) dando luogo a sedimenti stratificati dei diversi minerali (selezione per sospensione), con sostanziali arricchimenti di minerali pesanti.

• Ambiente costiero

La selezione dei sedimenti negli ambienti costieri avviene su diverse scale, che vanno dai processi lungo la costa e quelli ortogonali alle caratteristiche della zona di risacca attribuite al movimento “avanti e indietro” delle onde che si infrangono sulla riva. 

I depositi di placer legati alla spiaggia sembrano essere correlati soprattutto ai processi che avvengono nella zona di risacca.

Le spiagge rappresentano l’interazione tra l’apporto di sedimenti, l’energia delle onde e la pendenza del fondale costiero. Il trasferimento di sedimenti sulle spiagge è influenzato principalmente dalle maree e dalle correnti, mentre la selezione dei sedimenti è dominata dalle onde e dai processi di risacca.

La fig. 4 illustra lo spettro dei tipi di linea di costa dominati dalle onde, sottolineando le differenze tra una spiaggia a bassa energia e con un gradiente poco profondo composta da fango e limo, e un ambiente ripido e altamente energetico in cui si depositano spiagge di ghiaia. Una situazione intermedia riflette l’ambiente in cui è probabile che si formino spiagge dominate dalla sabbia.

In molti casi, quando l’energia del moto ondoso è elevata, gli studi sulle dinamiche della zona di risacca mostrano che né la sedimentazione, per il basso battente, né il trascinamento, per gli elevati sforzi di taglio esercitati in quella zona in grado di mobilitare di mobilitare tutti i sedimenti, sono importanti nella concentrazione dei minerali pesanti.

Il processo dominante sembra piuttosto essere stato la selezione per sforzo di taglio, dove le pressioni dispersive (verso l’alto) agenti su grandi granuli densi in movimento in un flusso concentrato sono maggiori di quelle applicabili a granuli più piccoli e meno densi.

In altri casi, invece, la selezione per trascinamento può giocare un ruolo importante, trasportando altrove i granuli più leggeri e aumentando la concentrazione in situ dei granuli più densi e piccoli.

• Trasporto eolico dei sedimenti

Il trasporto di sedimenti da parte del vento, sebbene simile in linea di principio a quello da parte dell’acqua, differisce nei dettagli a causa della viscosità e densità molto più basse dell’aria e delle energie cinetiche generalmente più elevate del trasporto eolico.

I granuli trasportati dal vento sono soggetti a criteri di trascinamento diversi rispetto a quelli mossi dalle acque e sono anche soggetti a effetti balistici maggiori a causa del loro movimento energetico.

Poiché la densità relativa di un granulo in acqua è minore di quella in aria, dato l’ effetto di galleggiamento nullo di quest’ultima, e che la spinta del vento, sempre per la sua bassissima densità, è molto minore di quella dell’acqua, il traporto eolico dei granuli superiori a una certa dimensione (0.06 mm) è molto più difficoltoso di quello idraulico.

Questo spiega l’abbondanza di depositi residuali grossolani e diffusi in ambienti desertici e costieri.

Tali depositi si formano per erosione di una superficie inizialmente composta da particelle di diverse dimensioni, eliminando il materiale fine e lasciando il residuo di ghiaia. Le caratteristiche del trasporto di sedimenti legati al vento sono mostrate in fig. 5.

• Ambiente morenico

Il trasporto morenico si riferisce al modo in cui i ghiacciai erodono, raccolgono, muovono e depositano i sedimenti. Questi sedimenti, chiamati genericamente morena, possono variare da fango finissimo a massi di grandi dimensioni e sono caratterizzati dall'essere non selezionati e non stratificati.

Il sedimento può essere trasportato in tre modi principali all'interno o lungo il ghiacciaio:

• trasporto sopraglaciale, riferito ai sedimenti detritici che cadono sul ghiacciaio della pareti circostanti e che vengono trasportati galleggiando sul ghiacciaio stesso;

• trasporto endoglaciale, riferito ai detriti inglobati nel ghiacciaio, provenienti dalla superficie, e poi sepolti dalle nevicate, o dal fondo, sollevati dal movimento del ghiacciaio;

• trasporto basale, che riguarda i sedimenti erosi direttamente dal letto roccioso sottostante il ghiacciaio.

Questi sedimenti vengono trascinati alla base del ghiacciaio, spesso in uno strato di ghiaccio ricco di detriti o in una melma (detta till) che si deforma.

Quando il ghiacciaio fonde, o quando il suo movimento rallenta, i detriti vengono depositati.

La deposizione morenica produce corpi sedimentari distinti, che prendono il nome dalla loro posizione (fig. 6):

• morena di fondo, costituita dai detriti depositati direttamente sul letto roccioso al di sotto del ghiacciaio in movimento. Forma depositi non stratificati, non selezionati, con clasti striati;

• morena laterale, consistente in accumuli di detriti depositati ai lati del ghiacciaio dai distacchi dalle pareti circostanti. Dà luogo a terrazze ai fianchi della valle;

• Minerali tipici dei giacimenti sedimentari clastici

In funzione dell’ambiente di formazione (idraulico, glaciale, eolico o costiero), i principali minerali dei giacimenti sedimentari clastici sono (fig. 7) :

• in ambiente idraulico: Oro (Au), Platino (Pt), Cassiterite (SnO2), Ilmenite (FeTiO3), Rutilo (TiO2), Magnetite (Fe3O4), Terre rare (REE), Diamante, Zircone (ZrSiO4), Granato;

• in ambiente morenico(*): Oro, Diamante, Granato, Zircone, Magnetite;

• in ambiente eolico: Ilmenite (FeTiO3), Rutilo, (TiO2), Magnetite (Fe3O4), Cromite (FeCr2O4), REE, Diamante, Zircone (ZrSiO4), Granato;

• in ambiente costiero: Ilmenite (FeTiO3), Rutilo, (TiO2), Magnetite (Fe3O4), Cromite (FeCr2O4), REE, Zircone, (ZrSiO4), Granato.

Come si può  osservare, i minerali si ripetono (con qualche eccezione) nei vari ambienti poiché con le dovute diversità ed efficienza i processi di trasporto e sedimentazione sono gli stessi  e il parametro che incide di più è la densità del minerale.