Roca sedimentaria

Middle Triassic marginal marine sequence of siltstones (reddish layers at the Cliff base) and limestones (brown rocks above), Virgin Formation, southwestern Utah, U.S.

Rocas sedimentarias son tipos de roca que se forman por la acumulación o deposición de partículas minerales u orgánicas en la superficie de la Tierra, seguida de cementación. La sedimentación es el nombre colectivo de los procesos que hacen que estas partículas se asienten en su lugar. Las partículas que forman una roca sedimentaria se denominan sedimentos, y pueden estar compuestas por detritos geológicos (minerales) o detritos biológicos (materia orgánica). Los detritos geológicos se originaron por la meteorización y la erosión de las rocas existentes, o por la solidificación de las gotas de lava fundida provocadas por los volcanes. Los detritos geológicos son transportados al lugar de deposición por el agua, el viento, el hielo o el movimiento de masas, a los que se les denomina agentes de denudación. Los detritos biológicos estaban formados por cuerpos y partes (principalmente conchas) de organismos acuáticos muertos, así como su masa fecal, suspendidos en el agua y apilándose lentamente en el suelo de los cuerpos de agua (nieve marina). La sedimentación también puede ocurrir cuando los minerales disueltos se precipitan de la solución de agua.

La cubierta de roca sedimentaria de los continentes de la corteza terrestre es extensa (73 % de la superficie terrestre actual de la Tierra), pero se estima que la roca sedimentaria es solo el 8 % del volumen de la corteza. Las rocas sedimentarias son sólo una fina capa sobre una corteza formada principalmente por rocas ígneas y metamórficas. Las rocas sedimentarias se depositan en capas como estratos, formando una estructura llamada lecho. Las rocas sedimentarias a menudo se depositan en grandes estructuras llamadas cuencas sedimentarias. También se han encontrado rocas sedimentarias en Marte.

El estudio de rocas sedimentarias y estratos rocosos proporciona información sobre el subsuelo que es útil para la ingeniería civil, por ejemplo, en la construcción de carreteras, casas, túneles, canales u otras estructuras. Las rocas sedimentarias también son fuentes importantes de recursos naturales, como el carbón, los combustibles fósiles, el agua potable y los minerales.

El estudio de la secuencia de los estratos de rocas sedimentarias es la principal fuente para comprender la historia de la Tierra, incluida la paleogeografía, la paleoclimatología y la historia de la vida. La disciplina científica que estudia las propiedades y el origen de las rocas sedimentarias se llama sedimentología. La sedimentología es parte tanto de la geología como de la geografía física y se superpone en parte con otras disciplinas de las ciencias de la Tierra, como la pedología, la geomorfología, la geoquímica y la geología estructural.

Clasificación basada en el origen

Uluru (Ayers Rock) es una gran formación de arenisca en el Territorio del Norte, Australia.

Las rocas sedimentarias se pueden subdividir en cuatro grupos según los procesos responsables de su formación: rocas sedimentarias clásticas, rocas sedimentarias bioquímicas (biogénicas), rocas sedimentarias químicas y una cuarta categoría para "otros" rocas sedimentarias formadas por impactos, vulcanismo y otros procesos menores.

Rocas sedimentarias clásticas

Claystone depositó en Glacial Lake Missoula, Montana, Estados Unidos. Tenga en cuenta la ropa de cama muy fina y plana, común para depósitos provenientes de camas de lago más lejos de la fuente de sedimento.

Las rocas sedimentarias clásticas están compuestas por fragmentos de roca (clastos) que se han cementado entre sí. Los clastos son comúnmente granos individuales de cuarzo, feldespato, minerales arcillosos o mica. Sin embargo, cualquier tipo de mineral puede estar presente. Los clastos también pueden ser fragmentos líticos compuestos por más de un mineral.

Las rocas sedimentarias clásticas se subdividen según el tamaño de partícula dominante. La mayoría de los geólogos utilizan la escala de tamaño de grano de Udden-Wentworth y dividen el sedimento no consolidado en tres fracciones: grava (>2 mm de diámetro), arena (1/16 a 2 mm de diámetro) y lodo (<1/16 mm de diámetro). El lodo se divide a su vez en limo (1/16 a 1/256 mm de diámetro) y arcilla (<1/256 mm de diámetro). La clasificación de las rocas sedimentarias clásticas es paralela a este esquema; los conglomerados y las brechas están hechos principalmente de grava, las areniscas están compuestas principalmente de arena y las rocas de barro están compuestas principalmente de lodo. Esta subdivisión tripartita se refleja en las amplias categorías de ruditas, arenitas y lutitas, respectivamente, en la literatura más antigua.

La subdivisión de estas tres amplias categorías se basa en las diferencias en la forma de los clastos (conglomerados y brechas), la composición (areniscas) o el tamaño o textura de los granos (mudrocks).

Conglomerados y brechas

Los conglomerados se componen principalmente de grava redondeada, mientras que las brechas se componen de grava predominantemente angular.

Areniscas

Piedra sedimentaria con arenisca en Malta

Bajo Antelope Canyon fue tallado fuera de la arenisca circundante por el clima mecánico y el clima químico. El viento, la arena y el agua de las inundaciones son los principales agentes de climatización.

Los esquemas de clasificación de las areniscas varían ampliamente, pero la mayoría de los geólogos han adoptado el esquema de Dott, que utiliza la abundancia relativa de granos de marco de cuarzo, feldespato y líticos y la abundancia de una matriz fangosa entre los granos más grandes.

Composición de los granos marco

La relativa abundancia de granos marco de tamaño arena determina la primera palabra en un nombre de arenisca. Naming depende del dominio de los tres componentes más abundantes cuarzo, feldspar o los fragmentos líticos que se originaron de otras rocas. Todos los demás minerales son considerados accesorios y no utilizados en el nombre de la roca, independientemente de la abundancia.

• Las areniscas de cuarzo tienen un 0 % de granos de cuarzo
• Las piedras de arena Feldspathic tienen un 0 % de granos de cuarzo y más granos de feldespato que granos líticos
• Las areniscas liticas tienen un 0 % de granos de cuarzo y granos más líticos que los granos de feldespato

Abundancia de material matricioso entre granos de arena

Cuando se depositan partículas de tamaño de arena, el espacio entre los granos permanece abierto o está lleno de barro (partículas de grano y/o tamaño de arcilla).

• Las areniscas "Clean" con espacio abierto poro (que puede ser rellenado con material de matriz) se llaman aretes.
• Piedras de arena de peluche con abundante matriz barrosa (< 10%) se llaman vacas.

Seis nombres de arenisca son posibles utilizando los descriptores de la composición del grano (cuarzo, feldespático y lítico) y la cantidad de matriz (wacke o arenita). Por ejemplo, una arenita de cuarzo estaría compuesta principalmente (>90%) de granos de cuarzo y tendría poca o ninguna matriz arcillosa entre los granos, una wacke lítica tendría abundantes granos líticos y abundante matriz fangosa, etc.

Aunque los sedimentólogos utilizan ampliamente el esquema de clasificación de Dott, los nombres comunes como grauvaca, arcosa y arenisca de cuarzo siguen siendo ampliamente utilizados por no especialistas y en la literatura popular.

Mudrocks

Los mudrocks son rocas sedimentarias compuestas por al menos un 50 % de partículas del tamaño de limo y arcilla. Estas partículas de grano relativamente fino son comúnmente transportadas por un flujo turbulento en el agua o el aire, y se depositan cuando el flujo se calma y las partículas se asientan fuera de la suspensión.

La mayoría de los autores utilizan actualmente el término "mudrock" para referirse a todas las rocas compuestas predominantemente de barro. Las rocas de barro se pueden dividir en limolitas, compuestas predominantemente de partículas del tamaño de limo; lutitas con una mezcla inferior de partículas del tamaño de limo y arcilla; y arcillas, compuestas principalmente de partículas del tamaño de la arcilla. La mayoría de los autores utilizan "shale" como un término para una roca de barro fisible (independientemente del tamaño del grano), aunque alguna literatura más antigua usa el término "lutita" como sinónimo de mudrock.

Rocas sedimentarias bioquímicas

Afloramiento de la afeitada de aceite ordoviciano (kukersite), en el norte de Estonia

Las rocas sedimentarias bioquímicas se crean cuando los organismos utilizan materiales disueltos en el aire o el agua para construir su tejido. Ejemplos incluyen:

• La mayoría de los tipos de piedra caliza se forman de los esqueletos calcáreos de organismos como corales, moluscos y foraminifera.
• Carbón, formado a partir de plantas que han eliminado el carbono de la atmósfera y combinado con otros elementos para construir su tejido.
• Depósitos de la farmacia formados a partir de la acumulación de esqueletos siliceos de organismos microscópicos como la radiolaria y los diatomías.

Rocas sedimentarias químicas

La roca sedimentaria química se forma cuando los constituyentes minerales en solución se sobresaturan y precipitan inorgánicamente. Las rocas sedimentarias químicas comunes incluyen piedra caliza oolítica y rocas compuestas de minerales evaporíticos, como halita (sal de roca), silvita, barita y yeso.

Otras rocas sedimentarias

Esta cuarta categoría miscelánea incluye toba volcánica y brechas volcánicas formadas por la deposición y posterior cementación de fragmentos de lava erupcionados por volcanes, y brechas de impacto formadas después de eventos de impacto.

• 

  Piedras sedimentarias en Marte, investigadas por la Curiosidad Marte Rover de la NASA

• 

  Estratos sedimentarios de roca a lo largo de la carretera calumnia en el norte de Irán

• 

  Restos estratificados de Puu Mahana cinder cone.

Clasificación basada en la composición

Fossils of Nerinea marine gastropods of Late Cretaceous (Cenomanian) age, in limestone in Lebanon

Alternativamente, las rocas sedimentarias se pueden subdividir en grupos de composición según su mineralogía:

• Piedras sedimentarias silícitas, se componen dominantemente de minerales silicatos. El sedimento que compone estas rocas fue transportado como carga de cama, carga suspendida o por flujos de gravedad de sedimentos. Las rocas sedimentarias silícitas se subdividen en conglomerados y breccias, arenisca y rocas de barro.
• Carbonate sedimentary rocks están compuestos de calcita (rhombohedral CaCO
  ₃), aragonita (orthorhombic CaCO
  ₃, dolomitaCaMg(CO
  ₃)
  ₂), y otros minerales de carbonato basados en el CO^{2 - 2}
  ₃ ion. Ejemplos comunes incluyen piedra caliza y dolomita de roca.
• Piedras sedimentarias evaporadas están compuestos de minerales formados por la evaporación del agua. Los minerales evaporitos más comunes son carbonatos (calcite y otros basados en CO^{2 - 2}
  ₃), cloruros (halita y otros construidos sobre Cl⁻
  ), y sulfatos (gipsum y otros construidos sobre SO^{2 - 2}
  ₄). Las rocas evaporitas suelen incluir halite abundante (sal de roca), yeso y anhídrido.
• Piedras sedimentarias ricas en orgánico tienen cantidades significativas de material orgánico, generalmente superiores al 3% de carbono orgánico total. Ejemplos comunes incluyen carbón, esquisto de aceite y rocas de origen para el petróleo y el gas natural.
• Siliceous sedimentary rocks están casi completamente compuestos de sílice (SiO
  ₂), típicamente como masticar, opal, chalcedony u otras formas microcrystalline.
• Piedras sedimentarias ricas en hierro están compuestos de hierro Ø15%; las formas más comunes son formaciones de hierro y hierro.
• Piedras sedimentarias fosfatas están compuestos de minerales fosfatos y contienen más del 6,5% de fósforo; los ejemplos incluyen depósitos de nódulos fosfatos, camas óseas y loros fosfatos.

Deposición y transformación

Transporte y depósito de sedimentos

Boda cruzada y escoria en una fina arenisca; la formación de Logan (Mississippian) del condado de Jackson, Ohio

Las rocas sedimentarias se forman cuando los sedimentos se depositan a partir del aire, el hielo, el viento, la gravedad o los flujos de agua que transportan las partículas en suspensión. Este sedimento a menudo se forma cuando la meteorización y la erosión descomponen una roca en material suelto en un área de origen. Luego, el material se transporta desde el área de origen hasta el área de depósito. El tipo de sedimento transportado depende de la geología del interior (el área de origen del sedimento). Sin embargo, algunas rocas sedimentarias, como las evaporitas, están compuestas de material que se forma en el lugar de depósito. La naturaleza de una roca sedimentaria, por lo tanto, no solo depende del suministro de sedimentos, sino también del ambiente de depósito sedimentario en el que se formó.

Transformación (Diagénesis)

Solución de presión en el trabajo en una roca clastica. Mientras el material se disuelve en lugares donde los granos están en contacto, ese material puede recrearse de la solución y actuar como cemento en espacios poros abiertos. Como resultado, hay un flujo neto de material de áreas bajo alto estrés a las que están bajo estrés, produciendo una roca sedimentaria que es más difícil y más compacta. La arena se puede convertir en arenisca de esta manera.

A medida que los sedimentos se acumulan en un ambiente depositacional, los sedimentos más antiguos son enterrados por sedimentos más jóvenes y experimentan diagénesis. La diagénesis incluye todos los cambios químicos, físicos y biológicos, exclusivos de la meteorización de la superficie, que sufre un sedimento después de su depósito inicial. Esto incluye la compactación y litificación de los sedimentos. Las primeras etapas de la diagénesis, descritas como eogénesis, tienen lugar a poca profundidad (unas pocas decenas de metros) y se caracterizan por bioturbación y cambios mineralógicos en los sedimentos, con solo una ligera compactación. La hematita roja que da su color a las areniscas de lecho rojo probablemente se formó durante la eogénesis. Algunos procesos bioquímicos, como la actividad de las bacterias, pueden afectar a los minerales de una roca y, por lo tanto, se consideran parte de la diagénesis.

El enterramiento más profundo se acompaña de mesogénesis, durante la cual tiene lugar la mayor parte de la compactación y litificación. La compactación tiene lugar a medida que los sedimentos se someten a una presión de sobrecarga (litostática) creciente de los sedimentos suprayacentes. Los granos de sedimento se mueven en disposiciones más compactas, los granos de minerales dúctiles (como la mica) se deforman y el espacio poroso se reduce. Los sedimentos suelen estar saturados con agua subterránea o agua de mar cuando se depositan originalmente y, a medida que se reduce el espacio poroso, se expulsa gran parte de estos fluidos connatos. Además de esta compactación física, la compactación química puede tener lugar a través de una solución a presión. Los puntos de contacto entre los granos están sometidos a la mayor tensión y el mineral filtrado es más soluble que el resto del grano. Como resultado, los puntos de contacto se disuelven, lo que permite que los granos entren en contacto más cercano. El aumento de la presión y la temperatura estimula más reacciones químicas, como las reacciones por las que la materia orgánica se convierte en lignito o carbón.

La litificación sigue de cerca a la compactación, ya que el aumento de las temperaturas en profundidad acelera la precipitación del cemento que une los granos. La solución a presión contribuye a este proceso de cementación, ya que el mineral disuelto en los puntos de contacto tensos se vuelve a depositar en los espacios porosos no tensos. Esto reduce aún más la porosidad y hace que la roca sea más compacta y competente.

El destechamiento de rocas sedimentarias enterradas se acompaña de telogénesis, la tercera y última etapa de la diagénesis. A medida que la erosión reduce la profundidad del entierro, la exposición renovada al agua meteórica produce cambios adicionales en la roca sedimentaria, como la lixiviación de parte del cemento para producir una porosidad secundaria.

A temperatura y presión suficientemente altas, el reino de la diagénesis da paso al metamorfismo, el proceso que forma la roca metamórfica.

Propiedades

Un pedazo de formación de hierro forjado, un tipo de roca que consiste en capas alternas con óxido de hierro(III) y óxido de hierro(II) (gris). Los BIF se formaron principalmente durante el precambrio, cuando la atmósfera aún no era rica en oxígeno. Moodies Group, Barberton Greenstone Belt, South Africa

Color

El color de una roca sedimentaria suele estar determinado principalmente por el hierro, un elemento con dos óxidos principales: óxido de hierro (II) y óxido de hierro (III). El óxido de hierro (II) (FeO) solo se forma en circunstancias con poco oxígeno (anóxico) y le da a la roca un color gris o verdoso. El óxido de hierro (III) (Fe₂O₃) en un ambiente más rico en oxígeno se encuentra a menudo en forma de mineral hematita y le da a la roca un color rojizo a marrón. En climas continentales áridos las rocas están en contacto directo con la atmósfera, y la oxidación es un proceso importante, dando a la roca un color rojo o naranja. Las secuencias gruesas de rocas sedimentarias rojas formadas en climas áridos se denominan lechos rojos. Sin embargo, un color rojo no significa necesariamente que la roca se haya formado en un ambiente continental o un clima árido.

La presencia de material orgánico puede teñir una roca de negro o gris. La materia orgánica se forma a partir de organismos muertos, en su mayoría plantas. Normalmente, dicho material eventualmente se descompone por oxidación o actividad bacteriana. Sin embargo, bajo circunstancias anóxicas, el material orgánico no puede descomponerse y deja un sedimento oscuro, rico en material orgánico. Esto puede ocurrir, por ejemplo, en el fondo de mares y lagos profundos. Hay poca mezcla de agua en tales ambientes; como resultado, el oxígeno del agua superficial no baja y el sedimento depositado es normalmente una arcilla fina y oscura. Por lo tanto, las rocas oscuras, ricas en materia orgánica, suelen ser lutitas.

Textura

Diagrama mostrando granos bien surtidos (izquierda) y mal ordenados (derecha)

El tamaño, la forma y la orientación de los clastos (las piezas originales de roca) en un sedimento se denomina textura. La textura es una propiedad a pequeña escala de una roca, pero determina muchas de sus propiedades a gran escala, como la densidad, la porosidad o la permeabilidad.

La orientación 3D de los clastos se denomina estructura de la roca. El tamaño y la forma de los clastos se pueden usar para determinar la velocidad y la dirección de la corriente en el ambiente sedimentario que movió los clastos desde su origen; el lodo fino y calcáreo solo se asienta en aguas tranquilas, mientras que la grava y los clastos más grandes solo se mueven con agua que se mueve rápidamente. El tamaño de grano de una roca generalmente se expresa con la escala de Wentworth, aunque a veces se usan escalas alternativas. El tamaño de grano se puede expresar como un diámetro o un volumen, y siempre es un valor medio, ya que una roca está compuesta por clastos de diferentes tamaños. La distribución estadística de los tamaños de grano es diferente para los diferentes tipos de roca y se describe en una propiedad denominada clasificación de la roca. Cuando todos los clastos tienen más o menos el mismo tamaño, la roca se denomina "bien clasificada", y cuando hay una gran dispersión en el tamaño de grano, la roca se denomina "mal clasificada".;.

Diagrama mostrando el redondeo y la esfericidad de los granos

La forma de los clastos puede reflejar el origen de la roca. Por ejemplo, la coquina, una roca compuesta por clastos de conchas rotas, solo puede formarse en agua energética. La forma de un clasto se puede describir utilizando cuatro parámetros:

• Textura superficial describe la cantidad de alivio a pequeña escala de la superficie de un grano que es demasiado pequeño para influir en la forma general. Por ejemplo, granos congelados, que están cubiertos con fracturas a pequeña escala, son características de areniscas eolianas.
• Ronda describe la suavidad general de la forma de un grano.
• Sphericity describe el grado en que el grano se aproxima a una esfera.
• Forma de grava describe la forma tridimensional del grano.

Las rocas sedimentarias químicas tienen una textura no clástica y consisten enteramente en cristales. Para describir tal textura, solo son necesarios el tamaño promedio de los cristales y la tela.

Mineralogía

Collage global de muestras de arena. Hay un centímetro cuadrado de arena en cada foto de muestra. Muestras de arena hileras de izquierda a derecha: 1. Arena de vidrio de Kauai, Hawai 2. Arena de Dunas del Desierto de Gobi 3. Arena de cuarzo con glauconita verde de Estonia 4. Arena volcánica con basalto rojizo de Maui, Hawai 5. Arena de coral biógena de Molokai, Hawai 6. Coral dunas de arena rosa de Utah 7. Arena de vidrio volcánico de California 8. Arena de granate de Esmerald Creek, Idaho 9. Olivine sand de Papakolea, Hawaii. [1]

La mayoría de las rocas sedimentarias contienen cuarzo (rocas siliciclásticas) o calcita (rocas carbonatadas). A diferencia de las rocas ígneas y metamórficas, una roca sedimentaria generalmente contiene muy pocos minerales principales diferentes. Sin embargo, el origen de los minerales en una roca sedimentaria suele ser más complejo que en una roca ígnea. Los minerales en una roca sedimentaria pueden haber estado presentes en los sedimentos originales o pueden formarse por precipitación durante la diagénesis. En el segundo caso, un precipitado mineral puede haber crecido sobre una generación anterior de cemento. Se puede establecer una historia diagenética compleja mediante mineralogía óptica, utilizando un microscopio petrográfico.

Las rocas carbonatadas consisten predominantemente en minerales carbonatados como la calcita, el aragonito o la dolomita. Tanto el cemento como los clastos (incluidos los fósiles y los ooides) de una roca sedimentaria carbonatada suelen consistir en minerales carbonatados. La mineralogía de una roca clástica está determinada por el material suministrado por el área de origen, la forma de su transporte al lugar de depósito y la estabilidad de ese mineral en particular.

La resistencia a la intemperie de los minerales formadores de rocas se expresa mediante la serie de disolución de Goldich. De esta serie, el cuarzo es el más estable, seguido del feldespato, las micas y, finalmente, otros minerales menos estables que solo están presentes cuando se ha producido poca meteorización. La cantidad de meteorización depende principalmente de la distancia al área de origen, el clima local y el tiempo que tardó en transportarse el sedimento hasta el punto donde se depositó. En la mayoría de las rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables se han degradado a minerales arcillosos como la caolinita, la ilita o la esmectita.

Fósiles

Estratos ricos en fósiles en una roca sedimentaria, Reserva Estatal Año Nuevo, California

Entre los tres tipos principales de rocas, los fósiles se encuentran con mayor frecuencia en las rocas sedimentarias. A diferencia de la mayoría de las rocas ígneas y metamórficas, las rocas sedimentarias se forman a temperaturas y presiones que no destruyen los restos fósiles. A menudo, estos fósiles solo pueden ser visibles con aumento.

Los organismos muertos en la naturaleza suelen ser eliminados rápidamente por los carroñeros, las bacterias, la descomposición y la erosión, pero en circunstancias excepcionales, estos procesos naturales no pueden tener lugar y conducen a la fosilización. La posibilidad de fosilización es mayor cuando la tasa de sedimentación es alta (de modo que un cadáver se entierra rápidamente), en ambientes anóxicos (donde ocurre poca actividad bacteriana) o cuando el organismo tenía un esqueleto particularmente duro. Los fósiles más grandes y bien conservados son relativamente raros.

Burrows in a turbidite, made by crustaceans, San Vincente Formation (early Eocene) of the Ainsa Basin, southern foreland of the Pyrenees

Los fósiles pueden ser tanto restos directos como huellas de organismos y sus esqueletos. Las partes más duras de los organismos, como los huesos, las conchas y el tejido leñoso de las plantas, se conservan con mayor frecuencia. El tejido blando tiene una probabilidad mucho menor de fosilizarse, y la preservación de tejido blando de animales mayores de 40 millones de años es muy rara. Las huellas de organismos hechas mientras aún estaban vivos se denominan trazas fósiles, ejemplos de las cuales son madrigueras, huellas, etc.

Como parte de una roca sedimentaria, los fósiles se someten a los mismos procesos diagenéticos que la roca huésped. Por ejemplo, una capa que consiste en calcita puede disolverse mientras que un cemento de sílice llena la cavidad. De la misma manera, los minerales que precipitan pueden llenar cavidades anteriormente ocupadas por vasos sanguíneos, tejido vascular u otros tejidos blandos. Esto preserva la forma del organismo pero cambia la composición química, un proceso llamado permineralización. Los minerales más comunes involucrados en la permineralización son varias formas de sílice amorfa (calcedonia, pedernal, pedernal), carbonatos (especialmente calcita) y pirita.

A alta presión y temperatura, el material orgánico de un organismo muerto sufre reacciones químicas en las que se expulsan volátiles como el agua y el dióxido de carbono. El fósil, al final, consiste en una fina capa de carbono puro o su forma mineralizada, grafito. Esta forma de fosilización se llama carbonización. Es particularmente importante para los fósiles de plantas. El mismo proceso es responsable de la formación de combustibles fósiles como el lignito o el carbón.

Estructuras sedimentarias primarias

Boda cruzada en una arenisca fluvial, Middle Old Red Sandstone (Devonian) en Bressay, Islas Shetland

Fundas Flutas, un tipo de marca única en la base de una capa vertical de piedra arenisca Triassic en España

Marcas de Ripple formadas por una corriente en una arenisca que fue posteriormente inclinada (Haßberge, Baviera)

Las estructuras de las rocas sedimentarias se pueden dividir en estructuras primarias (formadas durante la deposición) y estructuras secundarias (formadas después de la deposición). A diferencia de las texturas, las estructuras son siempre características a gran escala que pueden estudiarse fácilmente en el campo. Las estructuras sedimentarias pueden indicar algo sobre el entorno sedimentario o pueden servir para decir qué lado se enfrentó originalmente donde la tectónica ha inclinado o volcado las capas sedimentarias.

Las rocas sedimentarias se depositan en capas llamadas lechos o estratos. Un lecho se define como una capa de roca que tiene una litología y textura uniforme. Los lechos se forman por la deposición de capas de sedimento una encima de la otra. La secuencia de lechos que caracteriza a las rocas sedimentarias se denomina estratificación. Las camas individuales pueden tener un par de centímetros a varios metros de espesor. Las capas más finas y menos pronunciadas se llaman láminas, y la estructura que forma una lámina en una roca se llama laminación. Las láminas suelen tener menos de unos pocos centímetros de espesor. Aunque la ropa de cama y la laminación a menudo son originalmente de naturaleza horizontal, no siempre es así. En algunos entornos, los lechos se depositan en un ángulo (generalmente pequeño). A veces existen múltiples conjuntos de capas con diferentes orientaciones en la misma roca, una estructura llamada estratificación cruzada. El lecho cruzado es característico de la deposición por un medio fluido (viento o agua).

Lo opuesto a la estratificación cruzada es la laminación paralela, donde todas las capas sedimentarias son paralelas. Las diferencias en las laminaciones generalmente son causadas por cambios cíclicos en el suministro de sedimentos, causados, por ejemplo, por cambios estacionales en las precipitaciones, la temperatura o la actividad bioquímica. Las láminas que representan cambios estacionales (similares a los anillos de los árboles) se denominan varvas. Cualquier roca sedimentaria compuesta por capas milimétricas o de escala más fina puede denominarse con el término general laminita. Cuando las rocas sedimentarias no tienen ningún tipo de laminación, su carácter estructural se denomina lecho masivo.

La ropa de cama graduada es una estructura donde las camas con un tamaño de grano más pequeño se encuentran encima de las camas con granos más grandes. Esta estructura se forma cuando el agua que fluye rápidamente deja de fluir. Los clastos más grandes y pesados en suspensión se asientan primero, luego los clastos más pequeños. Aunque se puede formar un lecho graduado en muchos ambientes diferentes, es una característica de las corrientes de turbidez.

La superficie de un lecho particular, llamada forma de lecho, también puede ser indicativa de un ambiente sedimentario particular. Los ejemplos de formas de cama incluyen dunas y marcas onduladas. Las marcas de las suelas, como las marcas de herramientas y los moldes de flauta, son surcos erosionados en una superficie que se conservan gracias a la sedimentación renovada. Suelen ser estructuras alargadas y se pueden utilizar para establecer la dirección del flujo durante la deposición.

Las marcas onduladas también se forman en el agua que fluye. Puede haber simétrica o asimétrica. Las ondas asimétricas se forman en entornos donde la corriente va en una dirección, como los ríos. El flanco más largo de tales ondas está en el lado de aguas arriba de la corriente. Las ondas de ondas simétricas se producen en entornos donde las corrientes invierten su dirección, como las planicies de marea.

Las grietas de lodo son una forma de cama causada por la deshidratación del sedimento que ocasionalmente sale por encima de la superficie del agua. Tales estructuras se encuentran comúnmente en planicies de marea o barras puntuales a lo largo de los ríos.

Estructuras sedimentarias secundarias

Molde de cristal halato en dolomita, formación de paadla (silurian), Saaremaa, Estonia

Las estructuras sedimentarias secundarias son aquellas que se formaron después de la deposición. Tales estructuras se forman por procesos químicos, físicos y biológicos dentro del sedimento. Pueden ser indicadores de circunstancias posteriores a la deposición. Algunos se pueden utilizar como criterios ascendentes.

Los materiales orgánicos en un sedimento pueden dejar más rastros que solo fósiles. Las huellas y madrigueras conservadas son ejemplos de fósiles traza (también llamados icnofósiles). Estos rastros son relativamente raros. La mayoría de las huellas fósiles son madrigueras de moluscos o artrópodos. Los sedimentólogos llaman a esta excavación bioturbación. Puede ser un indicador valioso del entorno biológico y ecológico que existió después de que se depositó el sedimento. Por otro lado, la actividad de excavación de los organismos puede destruir otras estructuras (primarias) en el sedimento, lo que dificulta la reconstrucción.

Concreciones de cereza en tiza, formación de Lefkara media (paleoceno superior al eoceno medio), Chipre

Las estructuras secundarias también pueden formarse por diagénesis o la formación de un suelo (pedogénesis) cuando un sedimento queda expuesto por encima del nivel del agua. Un ejemplo de una estructura diagenética común en las rocas carbonatadas es una estilolita. Las estilolitas son planos irregulares donde el material se disolvió en los fluidos de los poros de la roca. Esto puede resultar en la precipitación de ciertas especies químicas que producen coloración y tinción de la roca, o la formación de concreciones. Las concreciones son cuerpos aproximadamente concéntricos con una composición diferente a la de la roca huésped. Su formación puede ser el resultado de precipitaciones localizadas debido a pequeñas diferencias en la composición o porosidad de la roca huésped, como alrededor de fósiles, dentro de madrigueras o alrededor de raíces de plantas. En las rocas carbonatadas como la piedra caliza o la creta, las concreciones de pedernal o sílex son comunes, mientras que las areniscas terrestres a veces contienen concreciones de hierro. Las concreciones de calcita en arcilla que contienen cavidades angulares o grietas se denominan concreciones septarianas.

Después de la deposición, los procesos físicos pueden deformar el sedimento, produciendo una tercera clase de estructuras secundarias. Los contrastes de densidad entre diferentes capas sedimentarias, como entre arena y arcilla, pueden dar como resultado estructuras de llamas o moldes de carga, formados por diapirismo invertido. Si bien el lecho clástico aún es fluido, el diapirismo puede hacer que una capa superior más densa se hunda en una capa inferior. En ocasiones, los contrastes de densidad se producen o se potencian cuando una de las litologías se deshidrata. La arcilla se puede comprimir fácilmente como resultado de la deshidratación, mientras que la arena retiene el mismo volumen y se vuelve relativamente menos densa. Por otro lado, cuando la presión del fluido intersticial en una capa de arena supera un punto crítico, la arena puede atravesar las capas de arcilla superpuestas y fluir, formando cuerpos discordantes de roca sedimentaria llamados diques sedimentarios. El mismo proceso puede formar volcanes de lodo en la superficie donde rompieron las capas superiores.

Los diques sedimentarios también se pueden formar en un clima frío donde el suelo está permanentemente congelado durante gran parte del año. La intemperie helada puede formar grietas en el suelo que se llenan de escombros desde arriba. Estas estructuras se pueden utilizar como indicadores climáticos, así como estructuras ascendentes.

Los contrastes de densidad también pueden causar fallas a pequeña escala, incluso mientras progresa la sedimentación (fallas sedimentarias sincrónicas). Este tipo de fallas también puede ocurrir cuando se depositan grandes masas de sedimentos no litificados en un talud, como en el lado frontal de un delta o en el talud continental. Las inestabilidades en tales sedimentos pueden resultar en que el material depositado se desplome, produciendo fisuras y plegamiento. Las estructuras resultantes en la roca son pliegues y fallas sin-sedimentarias, que pueden ser difíciles de distinguir de los pliegues y fallas formados por fuerzas tectónicas que actúan sobre rocas litificadas.

Ambientes deposicionales

Tipos comunes de entornos deposición

Los estribos de bronceado, verde, azul y blanco son sedimentos en las aguas poco profundas del Golfo de México frente a la península de Yucatán. La nube verde azul en esta imagen coincide aproximadamente con la extensión de la plataforma continental poco profunda al oeste de la península. Este es un ejemplo perfecto de un medio marino deposición poco profundo.

El entorno en el que se forma una roca sedimentaria se denomina entorno de depósito. Cada entorno tiene una combinación característica de procesos geológicos y circunstancias. El tipo de sedimento que se deposita no solo depende del sedimento que se transporta a un lugar (procedencia), sino también del medio ambiente mismo.

Un entorno marino significa que la roca se formó en un mar u océano. A menudo, se hace una distinción entre ambientes marinos profundos y poco profundos. Marino profundo generalmente se refiere a entornos a más de 200 m por debajo de la superficie del agua (incluida la llanura abisal). Existen ambientes marinos poco profundos adyacentes a las costas y pueden extenderse hasta los límites de la plataforma continental. Los movimientos del agua en tales ambientes tienen una energía generalmente más alta que en ambientes profundos, ya que la actividad de las olas disminuye con la profundidad. Esto significa que se pueden transportar partículas de sedimento más gruesas y que el sedimento depositado puede ser más grueso que en ambientes más profundos. Cuando el sedimento es transportado desde el continente, se deposita una alternancia de arena, arcilla y limo. Cuando el continente está lejos, la cantidad de sedimentos depositados puede ser pequeña y los procesos bioquímicos dominan el tipo de roca que se forma. Especialmente en climas cálidos, los ambientes marinos poco profundos lejos de la costa ven principalmente la deposición de rocas carbonatadas. El agua tibia y poco profunda es un hábitat ideal para muchos organismos pequeños que construyen esqueletos de carbonato. Cuando estos organismos mueren, sus esqueletos se hunden hasta el fondo, formando una gruesa capa de lodo calcáreo que puede litificarse en piedra caliza. Los ambientes marinos cálidos y poco profundos también son ambientes ideales para los arrecifes de coral, donde el sedimento consiste principalmente en esqueletos calcáreos de organismos más grandes.

En ambientes marinos profundos, la corriente de agua que trabaja en el fondo del mar es pequeña. Solo las partículas finas pueden transportarse a esos lugares. Por lo general, los sedimentos que se depositan en el fondo del océano son arcilla fina o pequeños esqueletos de microorganismos. A 4 km de profundidad, la solubilidad de los carbonatos aumenta drásticamente (la zona de profundidad donde esto sucede se llama lisoclina). Se disuelve el sedimento calcáreo que se hunde debajo de la lisoclina; como resultado, no se puede formar piedra caliza por debajo de esta profundidad. Los esqueletos de microorganismos formados por sílice (como los radiolarios) no son tan solubles y todavía se depositan. Un ejemplo de roca formada por esqueletos de sílice es la radiolarita. Cuando el fondo del mar tiene una pequeña inclinación, por ejemplo, en los taludes continentales, la cubierta sedimentaria puede volverse inestable, provocando corrientes de turbidez. Las corrientes de turbidez son perturbaciones repentinas del ambiente marino profundo normalmente tranquilo y pueden causar la deposición casi instantánea de grandes cantidades de sedimentos, como arena y limo. La secuencia de rocas formada por una corriente de turbidez se denomina turbidita.

La costa es un entorno dominado por la acción de las olas. En una playa, se depositan sedimentos predominantemente más densos, como arena o grava, a menudo mezclados con fragmentos de conchas, mientras que el material del tamaño de limo y arcilla se mantiene en suspensión mecánica. Las marismas y los bajíos son lugares que a veces se secan a causa de la marea. A menudo están atravesados por barrancos, donde la corriente es fuerte y el tamaño de grano del sedimento depositado es mayor. Donde los ríos ingresan al cuerpo de agua, ya sea en la costa de un mar o de un lago, se pueden formar deltas. Se trata de grandes acumulaciones de sedimentos transportados desde el continente a lugares frente a la desembocadura del río. Los deltas están predominantemente compuestos de sedimentos clásticos (en lugar de químicos).

Un ambiente sedimentario continental es un ambiente en el interior de un continente. Ejemplos de ambientes continentales son lagunas, lagos, pantanos, llanuras aluviales y abanicos aluviales. En las tranquilas aguas de los pantanos, lagos y lagunas se depositan sedimentos finos mezclados con materia orgánica de plantas y animales muertos. En los ríos, la energía del agua es mucho mayor y puede transportar material clástico más pesado. Además del transporte por agua, los sedimentos pueden ser transportados por el viento o los glaciares. Los sedimentos transportados por el viento se denominan eólicos y casi siempre se clasifican muy bien, mientras que los sedimentos transportados por un glaciar se denominan sedimentos glaciales y se caracterizan por una clasificación muy deficiente.

Los depósitos eólicos pueden ser bastante llamativos. El ambiente depositacional de la Formación Touchet, ubicada en el noroeste de los Estados Unidos, tuvo períodos intermedios de aridez que resultaron en una serie de capas de ritmita. Las grietas de erosión se rellenaron más tarde con capas de material del suelo, especialmente de procesos eólicos. Las secciones rellenas formaron inclusiones verticales en las capas depositadas horizontalmente y, por lo tanto, proporcionaron evidencia de la secuencia de eventos durante la deposición de las cuarenta y una capas de la formación.

Facies sedimentarias

El tipo de roca formada en un ambiente depositacional particular se denomina facies sedimentaria. Los ambientes sedimentarios suelen existir uno al lado del otro en ciertas sucesiones naturales. Una playa, donde se deposita arena y grava, suele estar delimitada por un entorno marino más profundo un poco mar adentro, donde se depositan sedimentos más finos al mismo tiempo. Detrás de la playa puede haber dunas (donde el depósito dominante es arena bien seleccionada) o una laguna (donde se deposita arcilla fina y materia orgánica). Cada ambiente sedimentario tiene sus propios depósitos característicos. Cuando los estratos sedimentarios se acumulan a lo largo del tiempo, el medio ambiente puede cambiar, formando un cambio de facies en el subsuelo en un lugar. Por otro lado, cuando se sigue lateralmente una capa de roca con cierta edad, la litología (el tipo de roca) y las facies eventualmente cambian.

Cambio de las facultades sedimentarias en el caso de la transgresión (arriba) y la regresión del mar (bajo)

Las facies se pueden distinguir de varias maneras: las más comunes son por la litología (por ejemplo: caliza, limolita o arenisca) o por el contenido fósil. El coral, por ejemplo, solo vive en ambientes marinos cálidos y poco profundos y, por lo tanto, los fósiles de coral son típicos de las facies marinas poco profundas. Las facies determinadas por la litología se denominan litofacies; las facies determinadas por fósiles son biofacies.

Los entornos sedimentarios pueden cambiar sus posiciones geográficas a lo largo del tiempo. Las líneas costeras pueden cambiar en la dirección del mar cuando el nivel del mar desciende (regresión), cuando la superficie sube (transgresión) debido a fuerzas tectónicas en la corteza terrestre o cuando un río forma un gran delta. En el subsuelo, tales cambios geográficos de ambientes sedimentarios del pasado se registran en cambios en las facies sedimentarias. Esto significa que las facies sedimentarias pueden cambiar de forma paralela o perpendicular a una capa imaginaria de roca con una edad fija, un fenómeno descrito por la Ley de Walther.

La situación en la que las costas se desplazan en dirección al continente se denomina transgresión. En el caso de transgresión, las facies marinas más profundas se depositan sobre facies menos profundas, una sucesión denominada onlap. La regresión es la situación en la que una línea de costa se desplaza en dirección al mar. Con la regresión, las facies menos profundas se depositan encima de las facies más profundas, una situación denominada superposición.

Las facies de todas las rocas de una determinada edad se pueden trazar en un mapa para dar una visión general de la paleogeografía. Una secuencia de mapas para diferentes edades puede dar una idea del desarrollo de la geografía regional.

Galería de facies sedimentarias

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  Facies regresivas mostradas en una columna estratigráfica

Cuencas sedimentarias

Diagrama de tectónica de placa que muestra convergencia de una placa oceánica y una placa continental. Tenga en cuenta la cuenca del arco trasero, la cuenca del antebrazo y la cuenca oceánica.

Los lugares donde tiene lugar la sedimentación a gran escala se denominan cuencas sedimentarias. La cantidad de sedimento que se puede depositar en una cuenca depende de la profundidad de la misma, el llamado espacio de alojamiento. La profundidad, la forma y el tamaño de una cuenca dependen de la tectónica, los movimientos dentro de la litosfera de la Tierra. Donde la litosfera se mueve hacia arriba (levantamiento tectónico), la tierra finalmente se eleva sobre el nivel del mar y el área se convierte en una fuente de nuevos sedimentos a medida que la erosión elimina el material. Donde la litosfera se mueve hacia abajo (hundimiento tectónico), se forma una cuenca y se depositan sedimentos.

Un tipo de cuenca formada por la separación de dos partes de un continente se denomina cuenca de rift. Las cuencas del Rift son cuencas alargadas, estrechas y profundas. Debido al movimiento divergente, la litosfera se estira y adelgaza, de modo que la astenosfera caliente asciende y calienta la cuenca del rift suprayacente. Aparte de los sedimentos continentales, las cuencas de rift normalmente también tienen parte de su relleno que consiste en depósitos volcánicos. Cuando la cuenca crece debido al continuo estiramiento de la litosfera, la grieta crece y el mar puede entrar, formando depósitos marinos.

Cuando un trozo de litosfera que se calentó y estiró se enfría de nuevo, su densidad aumenta y provoca un hundimiento isostático. Si este hundimiento continúa el tiempo suficiente, la cuenca se denomina cuenca hundida. Ejemplos de cuencas hundidas son las regiones a lo largo de los márgenes continentales pasivos, pero las cuencas hundidas también se pueden encontrar en el interior de los continentes. En las cuencas hundidas, el peso adicional de los sedimentos recién depositados es suficiente para mantener el hundimiento en un círculo vicioso. El espesor total del relleno sedimentario en una cuenca hundida puede exceder los 10 km.

Existe un tercer tipo de cuenca a lo largo de los límites de las placas convergentes: lugares donde una placa tectónica se mueve debajo de otra hacia la astenosfera. La placa de subducción se dobla y forma una cuenca de antearco frente a la placa superior, una cuenca asimétrica alargada y profunda. Las cuencas de antearco están llenas de depósitos marinos profundos y gruesas secuencias de turbiditas. Tal relleno se llama flysch. Cuando el movimiento convergente de las dos placas da como resultado una colisión continental, la cuenca se vuelve menos profunda y se convierte en una cuenca de antepaís. Al mismo tiempo, el levantamiento tectónico forma un cinturón montañoso en la placa superior, desde el cual se erosionan y transportan grandes cantidades de material a la cuenca. Tal material erosivo de una cadena montañosa en crecimiento se llama melaza y tiene una facies marina poco profunda o continental.

Al mismo tiempo, el peso creciente del cinturón montañoso puede provocar un hundimiento isostático en el área de la placa superior al otro lado del cinturón montañoso. El tipo de cuenca resultante de este hundimiento se denomina cuenca de arco posterior y generalmente está llena de depósitos marinos poco profundos y melaza.

Alternación cíclica de camas competentes y menos competentes en los Lias Azules en Lyme Regis, al sur de Inglaterra

Influencia de los ciclos astronómicos

En muchos casos, los cambios de facies y otras características litológicas en secuencias de rocas sedimentarias tienen una naturaleza cíclica. Esta naturaleza cíclica fue causada por cambios cíclicos en el suministro de sedimentos y el ambiente sedimentario. La mayoría de estos cambios cíclicos son causados por ciclos astronómicos. Los ciclos astronómicos cortos pueden ser la diferencia entre las mareas o la marea viva cada dos semanas. En una escala de tiempo mayor, los cambios cíclicos en el clima y el nivel del mar son causados por los ciclos de Milankovitch: cambios cíclicos en la orientación y/o posición del eje de rotación de la Tierra y la órbita alrededor del Sol. Se conocen varios ciclos de Milankovitch, que duran entre 10.000 y 200.000 años.

Los cambios relativamente pequeños en la orientación del eje de la Tierra o la duración de las estaciones pueden tener una gran influencia en el clima de la Tierra. Un ejemplo son las glaciaciones de los últimos 2,6 millones de años (el período Cuaternario), que se supone que fueron causadas por ciclos astronómicos. El cambio climático puede influir en el nivel global del mar (y, por lo tanto, en la cantidad de espacio de alojamiento en las cuencas sedimentarias) y en el suministro de sedimentos de una determinada región. Eventualmente, pequeños cambios en los parámetros astronómicos pueden causar grandes cambios en el ambiente sedimentario y la sedimentación.

Tasas de sedimentación

La velocidad a la que se depositan los sedimentos difiere según la ubicación. Un canal en una llanura de marea puede ver la deposición de unos pocos metros de sedimento en un día, mientras que en el fondo del océano profundo cada año solo se acumulan unos pocos milímetros de sedimento. Se puede hacer una distinción entre la sedimentación normal y la sedimentación causada por procesos catastróficos. Esta última categoría incluye todo tipo de procesos excepcionales repentinos como movimientos en masa, deslizamientos de rocas o inundaciones. Los procesos catastróficos pueden ver la deposición repentina de una gran cantidad de sedimentos a la vez. En algunos ambientes sedimentarios, la mayor parte de la columna total de roca sedimentaria se formó por procesos catastróficos, aunque el ambiente suele ser un lugar tranquilo. Otros ambientes sedimentarios están dominados por la sedimentación normal y continua.

En muchos casos, la sedimentación ocurre lentamente. En un desierto, por ejemplo, el viento deposita material siliciclástico (arena o limo) en algunos lugares, o la inundación catastrófica de un wadi puede causar depósitos repentinos de grandes cantidades de material detrítico, pero en la mayoría de los lugares domina la erosión eólica. La cantidad de roca sedimentaria que se forma no solo depende de la cantidad de material suministrado, sino también de qué tan bien se consolida el material. La erosión elimina la mayoría de los sedimentos depositados poco después de la deposición.

El Permian a través de la estratigrafía jurásica de la zona de Colorado Plateau del sureste de Utah que compone gran parte de las famosas formaciones rocosas prominentes en áreas protegidas como el Parque Nacional Capitol Reef y el Parque Nacional Canyonlands. De arriba a abajo: Domas de bronce redondeadas de la arenisca Navajo, formación de Kayenta roja, formada por acantilados, articulada verticalmente, rojo Wingate Sandstone, formación de pendiente, purplish Chinle Formation, capas, forma de Moenkopi de rojo más ligero, y piedra arenisca de formación de cortador blanco y capa. Imagen de Glen Canyon National Recreation Area, Utah.

Estratigrafía

Que las capas de rocas nuevas están por encima de las capas de rocas más antiguas se establece en el principio de superposición. Por lo general, hay algunas lagunas en la secuencia denominadas discordancias. Estos representan períodos en los que no se depositaron nuevos sedimentos, o cuando las capas sedimentarias anteriores se elevaron sobre el nivel del mar y se erosionaron.

Las rocas sedimentarias contienen información importante sobre la historia de la Tierra. Contienen fósiles, los restos preservados de plantas y animales antiguos. El carbón se considera un tipo de roca sedimentaria. La composición de los sedimentos nos proporciona pistas sobre la roca original. Las diferencias entre capas sucesivas indican cambios en el entorno a lo largo del tiempo. Las rocas sedimentarias pueden contener fósiles porque, a diferencia de la mayoría de las rocas ígneas y metamórficas, se forman a temperaturas y presiones que no destruyen los restos fósiles.

Procedencia

Distribución del detritus

La procedencia es la reconstrucción del origen de los sedimentos. Toda la roca expuesta en la superficie de la Tierra está sujeta a meteorización física o química y se descompone en sedimentos de grano más fino. Los tres tipos de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas) pueden ser fuente de detritos sedimentarios. El propósito de los estudios de procedencia sedimentaria es reconstruir e interpretar la historia del sedimento desde las rocas madre iniciales en un área de origen hasta los detritos finales en un lugar de entierro.