Las rocas sedimentarias son tipos de rocas que se forman por la acumulación o deposición de partículas minerales u orgánicas en la superficie terrestre , seguida de una 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 sedimento , y pueden estar compuestas por detritos geológicos (minerales) o detritos biológicos (materia orgánica). Los detritos geológicos se originaron por la erosión de las rocas existentes, o por la solidificación de masas de lava fundida provocadas por 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 denomina agentes de denudación . Los detritos biológicos estaban formados por cuerpos y partes (principalmente conchas) de organismos acuáticos muertos, así como por su masa fecal, suspendidos en el agua y amontonándose lentamente en el suelo de los cuerpos de agua ( nieve marina ). La sedimentación también puede ocurrir cuando los minerales disueltos precipitan de la solución acuosa .
La cubierta de roca sedimentaria de los continentes de la corteza terrestre es extensa (73% de la superficie terrestre actual de la Tierra), [1] pero se estima que la roca sedimentaria representa solo el 8% del volumen de la corteza. [2] 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 a modo de estratos , formando una estructura llamada lecho . Las rocas sedimentarias suelen depositarse en grandes estructuras llamadas cuencas sedimentarias . En Marte también se han encontrado rocas sedimentarias .
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 , incluidos carbón , combustibles fósiles , agua potable y 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 origen de las rocas sedimentarias se llama sedimentología . La sedimentología forma parte tanto de la geología como de la geografía física y se superpone parcialmente con otras disciplinas de las ciencias de la Tierra , como la pedología , la geomorfología , la geoquímica y la geología estructural .
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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 "otras" rocas sedimentarias formadas por impactos, vulcanismo y otras procesos menores.
Las rocas sedimentarias clásticas están compuestas de fragmentos de roca ( clastos ) que han sido cementados entre sí. Los clastos suelen ser granos individuales de cuarzo , feldespato , minerales arcillosos o mica . Sin embargo, puede estar presente cualquier tipo de mineral. 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 los sedimentos no consolidados 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 (de 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 brechas están hechos principalmente de grava, las areniscas están hechas principalmente de arena y las rocas de barro están hechas principalmente de barro. 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 categorías amplias se basa en diferencias en la forma de los clastos (conglomerados y brechas), composición (areniscas) o tamaño o textura del grano (rocas fangosas).
Los conglomerados están compuestos predominantemente de grava redondeada, mientras que las brechas están compuestas de grava predominantemente angular.
Los esquemas de clasificación de las areniscas varían ampliamente, pero la mayoría de los geólogos han adoptado el esquema Dott, [3] que utiliza la abundancia relativa de cuarzo, feldespato y granos de estructura lítica y la abundancia de una matriz fangosa entre los granos más grandes.
Son posibles seis nombres de arenisca utilizando los descriptores de 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 el esquema de clasificación Dott [3] es ampliamente utilizado por los sedimentólogos, los nombres comunes como grauvaca , arcosa y arenisca de cuarzo todavía son ampliamente utilizados por los no especialistas y en la literatura popular.
Las rocas de lodo son rocas sedimentarias compuestas por al menos un 50% de partículas del tamaño de limo y arcilla. Estas partículas de grano relativamente fino se transportan comúnmente mediante un flujo turbulento en agua o aire y se depositan a medida que el flujo se calma y las partículas salen de la suspensión .
La mayoría de los autores utilizan actualmente el término "mudrock" para referirse a todas las rocas compuestas predominantemente de barro. [4] [5] [6] [7] Las rocas de lodo se pueden dividir en limolitas, compuestas predominantemente de partículas del tamaño de un limo; lutitas con una mezcla subigual de partículas del tamaño de limo y arcilla; y arcillas, compuestas en su mayoría por partículas del tamaño de arcilla. [4] [5] La mayoría de los autores utilizan " esquisto " como término para una roca de barro fisible (independientemente del tamaño del grano), aunque alguna literatura más antigua utiliza el término "esquisto" como sinónimo de roca de barro.
Las rocas sedimentarias bioquímicas se crean cuando los organismos utilizan materiales disueltos en el aire o el agua para construir sus tejidos. Ejemplos incluyen:
La roca sedimentaria química se forma cuando los componentes 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 gema), silvita , barita y yeso .
Esta cuarta categoría miscelánea incluye toba volcánica y brechas volcánicas formadas por deposición y posterior cementación de fragmentos de lava provocados por volcanes, y brechas de impacto formadas después de eventos de impacto .
Alternativamente, las rocas sedimentarias se pueden subdividir en grupos compositivos según su mineralogía:
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 erosión y la erosión descomponen una roca en material suelto en un área de origen. Luego, el material se transporta desde el área de origen al área de deposición. El tipo de sedimento transportado depende de la geología del interior (la zona de origen del sedimento). Sin embargo, algunas rocas sedimentarias, como las evaporitas , están compuestas de material que se forma en el lugar de deposición. La naturaleza de una roca sedimentaria, por lo tanto, no sólo depende del suministro de sedimentos, sino también del ambiente de depósito sedimentario en el que se formó.
A medida que los sedimentos se acumulan en un ambiente deposicional, los sedimentos más viejos son enterrados por sedimentos más jóvenes y sufren diagénesis. La diagénesis incluye todos los cambios químicos, físicos y biológicos, excluyendo la erosión superficial, que sufre un sedimento después de su deposición inicial. Esto incluye la compactación y litificación de los sedimentos. [8] Las primeras etapas de la diagénesis, descrita como eogénesis , tienen lugar a poca profundidad (unas pocas decenas de metros) y se caracterizan por bioturbación y cambios mineralógicos en los sedimentos, con sólo una ligera compactación. [9] La hematita roja que da su color a las areniscas de lecho rojo probablemente se formó durante la eogénesis. [10] [8] Algunos procesos bioquímicos , como la actividad de las bacterias , pueden afectar los minerales de una roca y, por lo tanto, se consideran parte de la diagénesis. [11]
El entierro más profundo va acompañado 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 ven sometidos a una presión de sobrecarga (litostática) creciente de los sedimentos suprayacentes. Los granos de sedimento se mueven hacia 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, gran parte de estos fluidos connatos se expulsan. Además de esta compactación física, la compactación química puede tener lugar mediante una solución a presión . Los puntos de contacto entre los granos están bajo mayor tensión y el mineral tenso es más soluble que el resto del grano. Como resultado, los puntos de contacto se disuelven, permitiendo que los granos entren en contacto más estrecho. [8] El aumento de presión y temperatura estimula nuevas reacciones químicas, como las reacciones por las cuales el material orgánico se convierte en lignito o carbón. [12]
La litificación sigue de cerca a la compactación, ya que el aumento de las temperaturas en las profundidades 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 . [8]
El destechado de rocas sedimentarias enterradas se acompaña de la telogénesis , la tercera y última etapa de la diagénesis. [9] 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 porosidad secundaria . [8]
A temperatura y presión suficientemente altas, el ámbito de la diagénesis da paso al metamorfismo , el proceso que forma la roca metamórfica . [13]
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) sólo se forma en circunstancias con poco oxígeno ( anóxico ) y le da a la roca un color gris o verdoso. El óxido de hierro (III) (Fe 2 O 3 ) en un ambiente más rico en oxígeno se encuentra a menudo en forma de hematita mineral y le da a la roca un color de rojizo a marrón. En los climas continentales áridos las rocas están en contacto directo con la atmósfera y la oxidación es un proceso importante que da 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 en un clima árido. [14]
La presencia de material orgánico puede colorear una roca de negro o gris. La materia orgánica se forma a partir de organismos muertos, principalmente plantas. Normalmente, dicho material eventualmente se descompone por oxidación o actividad bacteriana. Sin embargo, en 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. En tales ambientes hay poca mezcla de agua; 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. [14] [15]
El tamaño , la forma y la orientación de los clastos (los trozos 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 . [dieciséis]
La orientación tridimensional de los clastos se denomina estructura de la roca. El tamaño y la forma de los clastos se pueden utilizar 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 sólo se deposita en aguas tranquilas, mientras que la grava y los clastos más grandes sólo se mueven con agua que se mueve rápidamente. [17] [18] El tamaño de grano de una roca generalmente se expresa con la escala de Wentworth, aunque a veces se utilizan escalas alternativas. El tamaño de grano se puede expresar como diámetro o 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 llamada clasificación de la roca. Cuando todos los clastos son más o menos del mismo tamaño, la roca se llama "bien clasificada", y cuando hay una gran dispersión en el tamaño de los granos, la roca se llama "mal clasificada". [19] [20]
La forma de los clastos puede reflejar el origen de la roca. Por ejemplo, la coquina , una roca compuesta por clastos de conchas rotas, sólo puede formarse en agua energética. La forma de un clasto se puede describir utilizando cuatro parámetros: [21] [22]
Las rocas sedimentarias químicas tienen una textura no clástica y están compuestas enteramente de cristales. Para describir tal textura, sólo son necesarios el tamaño medio de los cristales y la tela.
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 suele contener muy pocos minerales importantes 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 haberse formado por precipitación durante la diagénesis. En el segundo caso, es posible que haya crecido un precipitado mineral sobre una generación anterior de cemento. [24] Se puede establecer una historia diagenética compleja mediante mineralogía óptica , utilizando un microscopio petrográfico .
Las rocas carbonatadas se componen predominantemente de minerales carbonatados como calcita, aragonita o dolomita . Tanto el cemento como los clastos (incluidos los fósiles y los ooides ) de una roca sedimentaria carbonatada suelen estar formados por 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 deposición y la estabilidad de ese mineral en particular.
La resistencia de los minerales formadores de rocas a la intemperie se expresa mediante la serie de disolución de Goldich . En esta serie, el cuarzo es el más estable, seguido del feldespato , las micas y finalmente otros minerales menos estables que sólo están presentes cuando se ha producido poca meteorización. [25] La cantidad de meteorización depende principalmente de la distancia al área de origen, el clima local y el tiempo que tardó el sedimento en ser transportado hasta el punto donde se deposita. En la mayoría de las rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables se han erosionado hasta convertirse en minerales arcillosos como la caolinita , la illita o la esmectita .
Entre los tres tipos principales de rocas, los fósiles se encuentran con mayor frecuencia en 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 sólo pueden ser visibles con un aumento .
Los organismos muertos en la naturaleza suelen ser eliminados rápidamente por los carroñeros , las bacterias , la putrefacción y la erosión, pero en circunstancias excepcionales estos procesos naturales no pueden tener lugar, lo que conduce 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 se produce poca actividad bacteriana) o cuando el organismo tenía un esqueleto particularmente duro. Los fósiles más grandes y bien conservados son relativamente raros.
Los fósiles pueden ser tanto restos directos o huellas de organismos como sus esqueletos. Las partes más comúnmente conservadas son las partes más duras de los organismos, como los huesos, las conchas y el tejido leñoso de las plantas. El tejido blando tiene muchas menos posibilidades de fosilizarse, y la conservación de tejido blando de animales de más de 40 millones de años es muy rara. [26] Las huellas de organismos hechas mientras aún estaban vivos se llaman rastros fósiles , ejemplos de los cuales son madrigueras , huellas , etc.
Como parte de una roca sedimentaria, los fósiles pasan por los mismos procesos diagenéticos que la roca huésped. Por ejemplo, una cáscara de calcita puede disolverse mientras que un cemento de sílice llena la cavidad. Del mismo modo, los minerales precipitantes 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 . [27] [28] 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 compuestos volátiles como agua y dióxido de carbono . El fósil, al final, está formado por una fina capa de carbono puro o su forma mineralizada, el grafito . Esta forma de fosilización se llama carbonización . Es particularmente importante para los fósiles de plantas. [29] El mismo proceso es responsable de la formación de combustibles fósiles como el lignito o el carbón.
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 ambiente sedimentario o pueden servir para indicar qué lado estaba originalmente hacia arriba 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 uniformes. Los lechos se forman por la deposición de capas de sedimentos unas sobre otras. La secuencia de lechos que caracteriza a las rocas sedimentarias se denomina lecho . [30] [31] Las camas individuales pueden tener desde un par de centímetros hasta varios metros de grosor. Las capas más finas y menos pronunciadas se denominan 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. [32] Aunque la ropa de cama y la laminación suelen ser originalmente de naturaleza horizontal, este no es siempre el caso. En algunos entornos, los lechos se depositan en un ángulo (normalmente pequeño). A veces existen múltiples conjuntos de capas con diferentes orientaciones en la misma roca, una estructura llamada estratificación cruzada . [33] El lecho cruzado es característico de la deposición por un medio que fluye (viento o agua).
Lo opuesto al lecho cruzado es la laminación paralela, donde todas las capas sedimentarias son paralelas. [34] 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 de escala milimétrica o más fina puede denominarse con el término general laminita . Cuando las rocas sedimentarias no tienen ninguna laminación, su carácter estructural se denomina estratificación masiva.
El lecho graduado es una estructura en la que lechos con un tamaño de grano más pequeño se encuentran encima de lechos 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 lecho graduado en muchos ambientes diferentes, es una característica de las corrientes de turbidez . [35]
La superficie de un lecho particular, llamada forma de lecho , también puede ser indicativa de un ambiente sedimentario particular. Ejemplos de formas de lecho incluyen dunas y marcas de ondas . Las marcas de suela, como marcas de herramientas y moldes de flauta, son surcos erosionados en una superficie que se conservan mediante una nueva sedimentación. Suelen ser estructuras alargadas y pueden utilizarse para establecer la dirección del flujo durante la deposición. [36] [37]
Las ondulaciones también se forman en el agua que fluye. Puede ser simétrico o asimétrico. Las ondas asimétricas se forman en entornos donde la corriente va en una dirección, como los ríos. El flanco más largo de tales ondas se encuentra en el lado aguas arriba de la corriente. [38] [39] [40] Las ondas de onda simétricas ocurren en entornos donde las corrientes invierten direcciones, como las marismas.
Las grietas de lodo son una forma de lecho causada por la deshidratación del sedimento que ocasionalmente sale de la superficie del agua. Estas estructuras se encuentran comúnmente en marismas o barras puntuales a lo largo de ríos.
Las estructuras sedimentarias secundarias son aquellas que se formaron después de la deposición. Estas estructuras se forman mediante procesos químicos, físicos y biológicos dentro del sedimento. Pueden ser indicadores de circunstancias posteriores a la deposición. Algunos pueden usarse como criterios de subida .
Los materiales orgánicos en un sedimento pueden dejar más rastros que solo fósiles. Las huellas y madrigueras conservadas son ejemplos de rastros de fósiles (también llamados icnofósiles). [41] Estos rastros son relativamente raros. La mayoría de los rastros de 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 existía después de que se depositara el sedimento. Por otro lado, la actividad excavadora de los organismos puede destruir otras estructuras (primarias) en el sedimento, dificultando la reconstrucción.
Las estructuras secundarias también pueden formarse por diagénesis o formación de un suelo ( pedogénesis ) cuando un sedimento queda expuesto por encima del nivel del agua. Un ejemplo de estructura diagenética común en las rocas carbonatadas es la estilolita . [42] 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 una determinada especie química produciendo 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. [43] En las rocas carbonatadas como la piedra caliza o la tiza , las concreciones de pedernal o pedernal 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 distintas capas sedimentarias, como por ejemplo entre arena y arcilla, pueden dar lugar a estructuras de llama o coladas de carga , formadas por diapirismo invertido . [44] Mientras que el lecho clástico todavía está líquido, 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 conserva 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 a través de ellas, formando cuerpos discordantes de roca sedimentaria llamados diques sedimentarios . El mismo proceso puede formar volcanes de lodo en la superficie donde atravesaron las capas superiores.
Los diques sedimentarios también pueden formarse en climas fríos donde el suelo está permanentemente congelado durante gran parte del año. La erosión por heladas puede formar grietas en el suelo que se llenan de escombros desde arriba. Estas estructuras pueden utilizarse como indicadores climáticos, así como como estructuras de ascenso. [45]
Los contrastes de densidad también pueden provocar fallas a pequeña escala , incluso mientras avanza la sedimentación (fallas sincrónicas-sedimentarias). [46] Este tipo de fallas también puede ocurrir cuando grandes masas de sedimentos no litificados se depositan en un talud, como en la parte frontal de un delta o en el talud continental . Las inestabilidades en dichos sedimentos pueden provocar que el material depositado se desplome , produciendo fisuras y plegamientos. Las estructuras resultantes en la roca son pliegues y fallas sinsedimentarias , que pueden ser difíciles de distinguir de los pliegues y fallas formados por fuerzas tectónicas que actúan sobre rocas litificadas.
El entorno en el que se forma una roca sedimentaria se denomina ambiente deposicional . Cada entorno tiene una combinación característica de procesos y circunstancias geológicos. El tipo de sedimento que se deposita no sólo depende del sedimento que se transporta a un lugar ( procedencia ), sino también del entorno mismo. [47]
Un ambiente 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 suele referirse a ambientes 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 generalmente una energía mayor 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 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 sedimento depositado 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 cálida 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 hasta convertirse 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. [48]
En ambientes marinos profundos, la corriente de agua que trabaja en el fondo del mar es pequeña. A estos lugares sólo se pueden transportar partículas finas. Normalmente, 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 dramáticamente (la zona de profundidad donde esto sucede se llama lisoclina ) . El sedimento calcáreo que se hunde por debajo de la lisoclina se disuelve; Como resultado, no se puede formar piedra caliza por debajo de esta profundidad. Los esqueletos de microorganismos formados de sílice (como los radiolarios ) no son tan solubles y aún así se depositan. Un ejemplo de roca formada a partir de 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 turbiedad . Las corrientes de turbidez son perturbaciones repentinas del entorno marino profundo, normalmente tranquilo, y pueden provocar la deposición casi instantánea de grandes cantidades de sedimentos, como arena y limo. La secuencia de rocas formada por una corriente de turbidez se llama turbidita . [49]
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 debido a 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 compuestos predominantemente 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 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. El sedimento transportado por el viento se llama eólico y casi siempre está muy bien clasificado , mientras que el sedimento transportado por un glaciar se llama labranza glacial y se caracteriza por una clasificación muy deficiente. [50]
Los depósitos eólicos pueden ser bastante llamativos. El ambiente deposicional de la Formación Touchet , ubicada en el noroeste de Estados Unidos , tuvo períodos intermedios de aridez que resultaron en una serie de capas de ritmita . Posteriormente, las grietas erosivas se rellenaron con capas de material del suelo, especialmente procedente 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. [51]
El tipo de roca formada en un ambiente deposicional particular se llama facies sedimentaria . Los ambientes sedimentarios suelen coexistir entre sí en determinadas sucesiones naturales. Una playa, donde se deposita arena y grava, suele estar limitada por un entorno marino más profundo un poco mar adentro, donde al mismo tiempo se depositan sedimentos más finos. Detrás de la playa puede haber dunas (donde la deposición dominante es arena bien seleccionada) o una laguna (donde se deposita arcilla fina y material orgánico). 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 la facies eventualmente cambian. [52]
Las facies se pueden distinguir de varias formas: las más comunes son por la litología (por ejemplo: caliza, limolita o arenisca) o por el contenido fósil . El coral , por ejemplo, sólo vive en ambientes marinos cálidos y poco profundos, por lo que los fósiles de coral son típicos de facies marinas poco profundas. Las facies determinadas por la litología se denominan litofacies ; Las facies determinadas por fósiles son biofacies . [53]
Los ambientes sedimentarios pueden cambiar sus posiciones geográficas a través del tiempo. Las líneas costeras pueden desplazarse en dirección al mar cuando el nivel del mar baja ( 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, estos cambios geográficos de los 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, fenómeno descrito por la Ley de Walther . [54]
Se denomina transgresión a la situación en la que las costas se desplazan en dirección al continente . En el caso de la 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 llamada offlap . [55]
Las facies de todas las rocas de una determinada edad se pueden representar en un mapa para ofrecer una visión general de la paleogeografía . Una secuencia de mapas de diferentes edades puede dar una idea del desarrollo de la geografía regional.
Los lugares donde se produce una 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 acomodación . La profundidad, forma y tamaño de una cuenca dependen de la tectónica , movimientos dentro de la litosfera terrestre . Cuando la litosfera se mueve hacia arriba ( levantamiento tectónico ), la tierra eventualmente 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. Cuando la litosfera desciende ( 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 llama 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 se eleva y calienta la cuenca del rift suprayacente. Además de los sedimentos continentales, las cuencas de rift normalmente también tienen una parte de su relleno formado por depósitos volcánicos . Cuando la cuenca crece debido al continuo estiramiento de la litosfera, el rift crece y el mar puede entrar formando depósitos marinos.
Cuando un trozo de litosfera que fue calentado y estirado se enfría nuevamente, su densidad aumenta, provocando 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 también se pueden encontrar cuencas hundidas 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 . Por tanto, el espesor total del relleno sedimentario en una cuenca hundida puede superar los 10 km.
Un tercer tipo de cuenca existe 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 subductora se dobla y forma una cuenca de antearco delante de la placa superior: una cuenca asimétrica profunda y alargada. Las cuencas del antearco están llenas de depósitos marinos profundos y gruesas secuencias de turbiditas. Este relleno se llama flysch . Cuando el movimiento convergente de las dos placas produce 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 donde se erosionan grandes cantidades de material y se transportan a la cuenca. Este 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 de la zona montañosa puede provocar un hundimiento isostático en la zona de la placa superior al otro lado de la zona montañosa. 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. [56]
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 marcar la diferencia entre las mareas o la marea viva cada dos semanas. En una escala de tiempo más amplia, 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 su órbita alrededor del Sol. Se conocen varios ciclos de Milankovitch, que duraron entre 10.000 y 200.000 años. [57]
Cambios relativamente pequeños en la orientación del eje de la Tierra o en la duración de las estaciones pueden tener una influencia importante 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. [58] [59] El cambio climático puede influir en el nivel global del mar (y, por tanto, en la cantidad de espacio de alojamiento en las cuencas sedimentarias) y en el suministro de sedimentos de una determinada región. Con el tiempo, pequeños cambios en los parámetros astronómicos pueden causar grandes cambios en el ambiente sedimentario y la sedimentación.
La velocidad a la que se depositan los sedimentos varía según la ubicación. En un canal en una llanura mareal se pueden depositar unos pocos metros de sedimento en un día, mientras que en el fondo del océano profundo cada año sólo se acumulan unos pocos milímetros de sedimento. Se puede distinguir entre sedimentación normal y sedimentación causada por procesos catastróficos. Esta última categoría incluye todo tipo de procesos excepcionales repentinos como movimientos de masas , desprendimientos de rocas o inundaciones . Los procesos catastróficos pueden provocar 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 mediante procesos catastróficos, aunque el ambiente suele ser un lugar tranquilo. Otros ambientes sedimentarios están dominados por una sedimentación normal y continua. [60]
En muchos casos, la sedimentación se produce lentamente. En un desierto , por ejemplo, el viento deposita material siliciclástico (arena o limo) en algunos lugares, o una inundación catastrófica de un wadi puede provocar 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 sólo depende de la cantidad de material suministrado, sino también de qué tan bien se consolida el material. La erosión elimina la mayor parte de los sedimentos depositados poco después de la deposición. [60]
El principio de superposición establece que las nuevas capas de roca están por encima de las más antiguas . Generalmente existen algunos vacíos en la secuencia llamados inconformidades . Estos representan períodos en los que no se depositaron nuevos sedimentos, o en los que 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, restos conservados 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 medio ambiente 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.
La procedencia es la reconstrucción del origen de los sedimentos. Toda roca expuesta en la superficie de la Tierra está sujeta a erosión física o química y se descompone en sedimentos de grano más fino. Los tres tipos de rocas ( rocas ígneas , sedimentarias y metamórficas ) pueden ser la fuente de detritos sedimentarios. El propósito de los estudios de procedencia sedimentaria es reconstruir e interpretar la historia de los sedimentos desde las rocas madre iniciales en un área fuente hasta los detritos finales en un lugar de enterramiento. [61]
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