Las 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 depositen en el lugar. Las partículas que forman una roca sedimentaria se denominan sedimento y pueden estar compuestas de detritos geológicos (minerales) o detritos biológicos (materia orgánica). Los detritos geológicos se originaron por la meteorización y erosión de rocas existentes, o por la solidificación de manchas de lava fundida erupcionadas por volcanes. Los detritos geológicos son transportados al lugar de deposición por el agua, el viento, el hielo o el movimiento de masas , que se denominan agentes de denudación . Los detritos biológicos se formaron por cuerpos y partes (principalmente conchas) de organismos acuáticos muertos, así como su masa fecal, suspendidos en agua y amontonándose lentamente en el fondo 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 solo una fina capa sobre una corteza que consiste principalmente en rocas ígneas y metamórficas . Las rocas sedimentarias se depositan en capas como estratos , formando una estructura llamada estratificación . Las rocas sedimentarias a menudo se depositan en grandes estructuras llamadas cuencas sedimentarias . También se han encontrado rocas sedimentarias en Marte .
El estudio de las rocas sedimentarias y de los estratos rocosos proporciona información sobre el subsuelo que resulta 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 las rocas sedimentarias es la principal fuente para comprender la historia de la Tierra , incluyendo 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 denomina sedimentología . La sedimentología forma 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 .
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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 otros procesos menores.
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, 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 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 brechas están compuestos principalmente de grava, las areniscas están compuestas principalmente de arena y las lutitas 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 diferencias en la forma de los clastos (conglomerados y brechas), la composición (areniscas) o el tamaño o la textura del grano (lutitas).
Los conglomerados están compuestos predominantemente de grava redondeada, mientras que las brechas están compuestas predominantemente de grava angular.
Los esquemas de clasificación de arenisca 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.
Se pueden dar seis nombres a la arenisca 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, un wacke lítico tendría abundantes granos líticos y abundante matriz fangosa, etc.
Aunque el esquema de clasificación Dott [3] es ampliamente utilizado por los sedimentólogos, nombres comunes como grauvaca , arcosa y arenisca de cuarzo todavía son ampliamente utilizados por los no especialistas y en la literatura popular.
Las lutitas son rocas sedimentarias compuestas por al menos un 50 % de partículas de tamaño limoso y arcilloso. Estas partículas de grano relativamente fino suelen transportarse mediante flujo turbulento en el agua o el aire y se depositan cuando el flujo se calma y las partículas se sedimentan y se liberan de la suspensión .
La mayoría de los autores utilizan actualmente el término "mudrock" para referirse a todas las rocas compuestas predominantemente de lodo. [4] [5] [6] [7] Los mudrocks se pueden dividir en limolitas, compuestas predominantemente de partículas de tamaño de limo; limolitas con una mezcla subigual de partículas de tamaño de limo y arcilla; y arcillositas, compuestas principalmente de partículas de tamaño de arcilla. [4] [5] La mayoría de los autores utilizan " shale " como término para un mudrock fisible (independientemente del tamaño del grano) aunque alguna literatura más antigua utiliza el término "shale" como sinónimo de mudrock.
Las rocas sedimentarias bioquímicas se crean cuando los organismos utilizan materiales disueltos en el aire o el agua para construir sus tejidos. Algunos ejemplos son:
Las rocas sedimentarias químicas se forman cuando los componentes minerales en solución se sobresaturan y precipitan de forma inorgánica . Las rocas sedimentarias químicas más comunes incluyen la caliza oolítica y las rocas compuestas de minerales evaporíticos , como la halita (sal de roca), la silvita , la barita y el yeso .
Esta cuarta categoría miscelánea incluye tobas volcánicas y brechas volcánicas formadas por deposición y posterior cementación de fragmentos de lava erupcionados por volcanes, y brechas de impacto formadas después de eventos de impacto .
Alternativamente, las rocas sedimentarias pueden subdividirse en grupos de composición según su mineralogía:
Las rocas sedimentarias se forman cuando el sedimento se deposita a partir del aire, el hielo, el viento, la gravedad o los flujos de agua que transportan las partículas en suspensión . Este sedimento se forma a menudo 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 deposición. 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 deposición. La naturaleza de una roca sedimentaria, por lo tanto, no solo depende del suministro de sedimentos, sino también del entorno de deposición sedimentaria en el que se formó.
A medida que los sedimentos se acumulan en un entorno deposicional, los sedimentos más antiguos quedan enterrados por sedimentos más jóvenes y experimentan diagénesis. La diagénesis incluye todos los cambios químicos, físicos y biológicos, excluyendo la erosión superficial, que experimenta un sedimento después de su deposición inicial. Esto incluye la compactación y litificación de los sedimentos. [8] Las primeras etapas de la diagénesis, descritas como eogénesis , tienen lugar a profundidades poco profundas (unas pocas decenas de metros) y se caracterizan por bioturbación y cambios mineralógicos en los sedimentos, con solo una ligera compactación. [9] La hematita roja que da a las areniscas de lecho rojo su color probablemente se forma durante la eogénesis. [10] [8] 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. [11]
El enterramiento más profundo se acompaña de mesogénesis , durante la cual tiene lugar la mayor parte de la compactación y litificación. La compactación se produce a medida que los sedimentos se someten a una presión de sobrecarga (litostática) cada vez mayor 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 a través de la solución de presión . Los puntos de contacto entre los granos están bajo 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. [8] El aumento de la presión y la temperatura estimulan otras reacciones químicas, como las reacciones por las que el material orgánico se convierte en lignito o carbón. [12]
La litificación sigue de cerca 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 de los puntos de contacto deformados se vuelve a depositar en los espacios porosos no deformados. Esto reduce aún más la porosidad y hace que la roca sea más compacta y competente . [8]
El desprendimiento de la roca sedimentaria enterrada se acompaña de telogénesis , la tercera y última etapa de la diagénesis. [9] A medida que la erosión reduce la profundidad del enterramiento, 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 una temperatura y presión suficientemente altas, el reino de la diagénesis deja 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) solo se forma en circunstancias de bajo oxígeno ( anóxicas ) y le da a la roca un color gris o verdoso. El óxido de hierro (III) (Fe 2 O 3 ) en un entorno más rico en oxígeno se encuentra a menudo en forma del 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, que le 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 entorno continental o en un clima árido. [14]
La presencia de materia orgánica puede teñir una roca de negro o gris. La materia orgánica se forma a partir de organismos muertos, principalmente plantas. Normalmente, dicha materia acaba descomponiéndose por oxidación o actividad bacteriana. Sin embargo, en circunstancias anóxicas, la materia orgánica no puede descomponerse y deja un sedimento oscuro, rico en materia orgánica. Esto puede ocurrir, por ejemplo, en el fondo de mares y lagos profundos. En tales entornos hay poca mezcla de agua; como resultado, el oxígeno del agua superficial no desciende y el sedimento depositado es normalmente una arcilla fina y oscura. Por lo tanto, las rocas oscuras, ricas en materia orgánica, suelen ser pizarras. [14] [15]
El tamaño , la forma y la orientación de los clastos (los fragmentos 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 . [16]
La orientación 3D 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 entorno sedimentario que movió los clastos desde su origen; el lodo calcáreo fino solo se deposita en agua tranquila, mientras que la grava y los clastos más grandes se mueven solo por el agua que se mueve rápidamente. [17] [18] El tamaño de grano de una roca se expresa generalmente con la escala de Wentworth, aunque a veces se utilizan escalas alternativas. El tamaño de grano se puede expresar como un diámetro o un volumen, y siempre es un valor promedio, ya que una roca está compuesta de clastos con 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 grano, 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, solo se puede formar 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, formada íntegramente por cristales. Para describir dicha textura, sólo son necesarios el tamaño medio de los cristales y la composición.
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 es a menudo 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. [24] Una historia diagenética compleja se puede establecer mediante mineralogía óptica , utilizando un microscopio petrográfico .
Las rocas carbonatadas se componen predominantemente de minerales carbonatados como la calcita, la aragonita o la dolomita . Tanto el cemento como los clastos (incluidos los fósiles y ooides ) de una roca sedimentaria carbonatada suelen estar compuestos de minerales carbonatados. La mineralogía de una roca clástica está determinada por el material suministrado por la zona de origen, la forma de su transporte hasta el lugar de deposición y la estabilidad de ese mineral en particular.
La resistencia de los minerales formadores de rocas a la meteorización 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 solo 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 transportarse hasta el punto donde se deposita. En la mayoría de las rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables se han meteorizado hasta convertirse en minerales arcillosos como la caolinita , la ilita o la esmectita .
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 verse con aumento .
Los organismos muertos en la naturaleza suelen ser rápidamente eliminados por carroñeros , bacterias , descomposición y erosión, pero en circunstancias excepcionales, estos procesos naturales no pueden tener lugar, lo que conduce a la fosilización. La probabilidad de fosilización es mayor cuando la tasa de sedimentación es alta (de modo que un cadáver queda enterrado rápidamente), en entornos anóxicos (donde se produce poca actividad bacteriana) o cuando el organismo tenía un esqueleto particularmente duro. Los fósiles de mayor tamaño y bien conservados son relativamente raros.
Los fósiles pueden ser tanto restos directos como huellas de organismos y sus esqueletos. Lo más común es que se conserven las partes más duras de los organismos, como los huesos, las conchas y el tejido leñoso de las plantas. El tejido blando tiene una probabilidad mucho menor de fosilizarse, y la conservación del 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 denominan fósiles traza , ejemplos de los cuales son madrigueras , huellas , etc.
Como parte de una roca sedimentaria, los fósiles experimentan los mismos procesos diagenéticos que la roca huésped. Por ejemplo, una concha que consiste en calcita puede disolverse mientras que un cemento de sílice llena la cavidad. De la misma manera, los minerales precipitados 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 , sílex , pedernal ), carbonatos (especialmente calcita) y pirita .
A alta presión y temperatura, la materia orgánica de un organismo muerto sufre reacciones químicas en las que se expulsan sustancias 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, 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 se pueden estudiar fácilmente en el campo. Las estructuras sedimentarias pueden indicar algo sobre el entorno sedimentario o pueden servir para indicar qué lado estaba originalmente orientado 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 sedimento una sobre otra. La secuencia de lechos que caracteriza a las rocas sedimentarias se llama estratificación . [30] [31] Los lechos individuales pueden tener un par de centímetros a varios metros de espesor. 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 estratificación y la laminación suelen ser originalmente de naturaleza horizontal, este no siempre es el caso. En algunos entornos, los lechos se depositan en un ángulo (normalmente pequeño). A veces existen varios conjuntos de capas con diferentes orientaciones en la misma roca, una estructura llamada estratificación cruzada . [33] La estratificación cruzada es característica 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. [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 laminación en absoluto, su carácter estructural se denomina estratificación masiva.
La estratificación gradada es una estructura en la que capas con un tamaño de grano más pequeño se forman sobre capas 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 sedimentan primero, luego los clastos más pequeños. Aunque la estratificación gradada puede formarse en muchos entornos diferentes, es una característica de las corrientes de turbidez . [35]
La superficie de un lecho en particular, llamada forma de lecho , también puede ser indicativa de un entorno sedimentario particular. Ejemplos de formas de lecho incluyen dunas y marcas de ondulación . Las marcas de suela, como marcas de herramientas y moldes de flauta, son surcos erosionados en una superficie que se conservan mediante sedimentación renovada. Estas suelen ser estructuras alargadas y se pueden utilizar para establecer la dirección del flujo durante la deposición. [36] [37]
Las marcas de ondulación también se forman en el agua que fluye. Pueden ser simétricas o asimétricas. Las ondulaciones asimétricas se forman en entornos donde la corriente es en una dirección, como los ríos. El flanco más largo de dichas ondulaciones está en el lado aguas arriba de la corriente. [38] [39] [40] Las ondulaciones de onda simétricas se producen en entornos donde las corrientes invierten sus direcciones, como las marismas.
Las grietas de lodo son una formación de lecho causada por la deshidratación de sedimentos que ocasionalmente salen a la superficie del agua. Estas estructuras se encuentran comúnmente en marismas o en barras de marea a lo largo de los ríos.
Las estructuras sedimentarias secundarias son aquellas que se forman después de la deposición. Dichas estructuras se forman por procesos químicos, físicos y biológicos dentro del sedimento. Pueden ser indicadores de circunstancias posteriores a la deposición. Algunas pueden usarse como criterios de ascenso .
Los materiales orgánicos en un sedimento pueden dejar más rastros que solo fósiles. Las huellas y madrigueras preservadas son ejemplos de fósiles traza (también llamados icnofósiles). [41] Tales rastros son relativamente raros. La mayoría de los fósiles traza son madrigueras de moluscos o artrópodos . Esta excavación se llama bioturbación por los sedimentólogos. Puede ser un indicador valioso del entorno biológico y ecológico que existía después de que se depositara 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.
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 rocas carbonatadas es una estilolita . [42] Las estilolitas son planos irregulares donde el material se disolvió en los fluidos de los poros de la roca. Esto puede dar lugar a la precipitación de una determinada especie química que produce coloración y tinción de la roca, o la formación de concreciones . Las concreciones son cuerpos aproximadamente concéntricos con una composición diferente de la roca huésped. Su formación puede ser el resultado de una precipitación localizada 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 rocas carbonatadas como la caliza o la tiza , las concreciones de sílex 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 diferentes capas sedimentarias, como entre arena y arcilla, pueden dar lugar a estructuras de llama o coladas de carga , formadas por diapirismo invertido . [44] Mientras el lecho clástico todavía es fluido, el diapirismo puede hacer que una capa superior más densa se hunda en una capa inferior. A veces, 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 suprayacentes 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 se rompieron a través de las capas superiores.
Los diques sedimentarios también pueden formarse en un clima frío 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 usarse como indicadores climáticos, así como estructuras elevadas. [45]
Los contrastes de densidad también pueden causar fallas de pequeña escala , incluso mientras progresa la sedimentación (fallas sedimentarias sincrónicas). [46] Dichas fallas también pueden ocurrir cuando grandes masas de sedimentos no litificados se depositan en una pendiente, como en el lado frontal de un delta o 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 entorno deposicional . 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 propio entorno. [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. El marino profundo generalmente se refiere a entornos a más de 200 m por debajo de la superficie del agua (incluida la llanura abisal ). Los ambientes marinos poco profundos existen adyacentes a las costas y pueden extenderse hasta los límites de la plataforma continental . Los movimientos del agua en tales entornos tienen una energía generalmente más alta que en los entornos 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 entornos más profundos. Cuando el sedimento se transporta desde el continente, se deposita una alternancia de arena , arcilla y limo . Cuando el continente está lejos, la cantidad de dicho 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 alejados 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 carbonatados. Cuando estos organismos mueren, sus esqueletos se hunden hasta el fondo, formando una gruesa capa de lodo calcáreo que puede litificarse y convertirse en piedra caliza. Los ambientes marinos cálidos y poco profundos también son entornos ideales para los arrecifes de coral , donde el sedimento consiste principalmente en los esqueletos calcáreos de organismos más grandes. [48]
En los ambientes marinos profundos, la corriente de agua que trabaja el fondo del mar es pequeña. Solo las partículas finas pueden ser transportadas 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 ). El sedimento calcáreo que se hunde por debajo de la lisoclina se disuelve; como resultado, no se puede formar caliza por debajo de esta profundidad. Los esqueletos de microorganismos formados de sílice (como los radiolarios ) no son tan solubles y aún se depositan. Un ejemplo de una 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, causando 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 sedimento, como arena y limo. La secuencia de rocas formada por una corriente de turbidez se denomina 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 de tamaño limo y arcilla se mantiene en suspensión mecánica. Las planicies y bancos de arena mareales son lugares que a veces se secan debido a la marea . A menudo están atravesados por cárcavas , donde la corriente es fuerte y el tamaño del grano del sedimento depositado es mayor. Donde los ríos ingresan al cuerpo de agua, ya sea en la costa del 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 de inundación y abanicos aluviales . En el agua tranquila de pantanos, lagos y lagunas, se deposita sedimento fino, mezclado con material orgánico 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 till glacial y se caracteriza por una clasificación muy pobre. [50]
Los depósitos eólicos pueden ser bastante sorprendentes. El entorno de deposición de la Formación Touchet , ubicada en el noroeste de los Estados Unidos , tuvo períodos intermedios de aridez que dieron lugar a una serie de capas de ritmita . Las grietas erosivas se rellenaron posteriormente 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. [51]
El tipo de roca que se forma en un ambiente deposicional particular se denomina facies sedimentaria . Los ambientes sedimentarios suelen coexistir en ciertas sucesiones naturales. Una playa, donde se deposita arena y grava, suele estar delimitada por un ambiente marino más profundo un poco más alejado de la costa, donde se depositan al mismo tiempo sedimentos más finos. Detrás de la playa, puede haber dunas (donde la deposición dominante es arena bien clasificada) 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 través del tiempo, el 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 una cierta edad, la litología (el tipo de roca) y las facies eventualmente cambian. [52]
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 los fósiles son biofacies . [53]
Los ambientes sedimentarios pueden cambiar sus posiciones geográficas a través del tiempo. Las líneas costeras pueden cambiar en la dirección del mar cuando el nivel del mar baja ( regresión ), cuando la superficie se eleva ( transgresión ) debido a fuerzas tectónicas en la corteza terrestre o cuando un río forma un gran delta . En el subsuelo, tales cambios geográficos de los ambientes sedimentarios del pasado se registran en cambios en las facies sedimentarias. Esto significa que las facies sedimentarias pueden cambiar paralelas o perpendiculares a una capa imaginaria de roca con una edad fija, un fenómeno descrito por la Ley de Walther . [54]
La situación en la que las líneas de costa se desplazan en dirección al continente se denomina transgresión . En el caso de la transgresión, las facies marinas más profundas se depositan sobre las facies más superficiales, una sucesión llamada onlap . La regresión es la situación en la que una línea de costa se desplaza en dirección al mar. Con la regresión, las facies más superficiales se depositan sobre 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 para distintas edades puede ofrecer una idea del desarrollo de la geografía regional.
Los lugares donde se produce 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 cuenca, el llamado espacio de acomodación . 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 ( elevación tectónica ), la tierra finalmente se eleva por encima del nivel del mar y el área se convierte en una fuente de nuevos sedimentos a medida que la erosión elimina material. Donde la litosfera se mueve hacia abajo ( subsidencia tectónica ), se forma una cuenca y se depositan sedimentos.
Un tipo de cuenca formada por el movimiento de separación de dos partes de un continente se llama cuenca de rift . Las cuencas de rift son cuencas alargadas, estrechas y profundas. Debido al movimiento divergente, la litosfera se estira y se adelgaza, de modo que la astenosfera caliente se eleva y calienta la cuenca de rift suprayacente. Además de los sedimentos continentales, las cuencas de rift normalmente también tienen parte de su relleno consistente en depósitos volcánicos . Cuando la cuenca crece debido al estiramiento continuo de la litosfera, el rift crece y el mar puede entrar, formando depósitos marinos.
Cuando un trozo de litosfera que se ha calentado y estirado se enfría de nuevo, su densidad aumenta, lo que provoca un hundimiento isostático . Si este hundimiento continúa durante el tiempo suficiente, la cuenca se denomina cuenca de hundimiento. Ejemplos de cuencas de hundimiento son las regiones a lo largo de los márgenes continentales pasivos , pero también se pueden encontrar cuencas de hundimiento en el interior de los continentes. En las cuencas de hundimiento, 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 de hundimiento puede superar 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 que subduce 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 secuencias gruesas de turbiditas. Este relleno se llama flysch . Cuando el movimiento convergente de las dos placas da como resultado una colisión continental , la cuenca se vuelve más superficial y se desarrolla en una cuenca de antepaís . Al mismo tiempo, el levantamiento tectónico forma un cinturón montañoso en la placa superior, desde el cual se erosionan grandes cantidades de material y se transportan a la cuenca. Este material erosivo de una cadena montañosa en crecimiento se llama molasa y tiene una facies marina poco profunda o continental.
Al mismo tiempo, el peso creciente del cinturón montañoso puede provocar un hundimiento isostático en la zona de la placa superior del otro lado del cinturón montañoso. El tipo de cuenca resultante de este hundimiento se denomina cuenca de arco posterior y suele estar rellena de depósitos marinos poco profundos y molasa. [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 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. [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 eras de hielo 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 lo tanto, en la cantidad de espacio de acomodación en las cuencas sedimentarias) y en el suministro de sedimentos de una determinada región. Finalmente, pequeños cambios en los parámetros astronómicos pueden causar grandes cambios en el entorno sedimentario y la sedimentación.
La velocidad a la que se depositan los sedimentos varía según la ubicación. En un canal de una zona intermareal se pueden depositar unos pocos metros de sedimentos en un día, mientras que en el fondo del océano profundo solo se acumulan unos pocos milímetros de sedimentos cada año. Se puede hacer una distinción entre sedimentación normal y sedimentación causada por procesos catastróficos. La última categoría incluye todo tipo de procesos excepcionales repentinos como movimientos de masas , deslizamientos de rocas o inundaciones . Los procesos catastróficos pueden ver la deposición repentina de una gran cantidad de sedimentos a la vez. En algunos entornos sedimentarios, la mayor parte de la columna total de roca sedimentaria se formó por procesos catastróficos, aunque el entorno suele ser un lugar tranquilo. Otros entornos sedimentarios están dominados por la 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 puntos, o una inundación catastrófica de un wadi puede causar depósitos repentinos de grandes cantidades de material detrítico, pero en la mayoría de los lugares predomina la erosión eólica. La cantidad de roca sedimentaria que se forma no solo depende de la cantidad de material suministrado, sino también de lo bien que se consolide el material. La erosión elimina la mayor parte de los sedimentos depositados poco después de su depósito. [60]
El principio de superposición establece que las nuevas capas de roca se encuentran por encima de las capas de roca más antiguas . Normalmente, hay algunos huecos en la secuencia, denominados discordancias , que representan períodos en los que no se depositaron nuevos sedimentos o en los que las capas sedimentarias anteriores se elevaron por encima del 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 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 la erosión física o química y se descompone en sedimentos de grano más fino. Los tres tipos de 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 progenitoras iniciales en un área de origen hasta los detritos finales en un lugar de enterramiento. [61]
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