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Roca sedimentaria

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Secuencia marina marginal del Triásico Medio de limolitas (capas rojizas en la base del acantilado) y calizas (rocas marrones arriba), Formación Virgen, suroeste de Utah, EE. UU.

Las rocas sedimentarias son tipos de rocas que se forman por la acumulación o deposición de partículas minerales u orgánicas en la superficie de la Tierra, seguidas de la 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 biológicos (materia orgánica). Los detritos geológicos se originaron a partir de la meteorización y la erosión de rocas existentes, o de 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 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 se precipitan de la solución acuosa.

La cubierta de rocas sedimentarias de los continentes de la corteza terrestre es extensa (73% de la superficie terrestre actual de la Tierra), pero se estima que las rocas sedimentarias representan solo el 8% del volumen de la corteza. 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 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 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 el origen de las rocas sedimentarias se denomina 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.

Parte de una serie sobre
Sedimentos
Channel-StellartonFm-CoalburnPit.JPG
Por origen
  • Cosmógeno
  • Hidrogenado
Por textura
Por composición
Por proceso
Por estructura
Sedimento del suelo
Sedimento marino
Sedimentos biológicos
Ecología sedimentaria
Carbono sedimentario
Roca sedimentaria
Relacionado
  • v
  • t
  • mi
Contenido
  • 1 Clasificación basada en origen
    • 1.1 Rocas sedimentarias clásticas
      • 1.1.1 Conglomerados y brechas
      • 1.1.2 Piedras areniscas
      • 1.1.3 Rocas de barro
    • 1.2 Rocas sedimentarias bioquímicas
    • 1.3 Rocas sedimentarias químicas
    • 1.4 Otras rocas sedimentarias
  • 2 Clasificación basada en composición
  • 3 Deposición y transformación
    • 3.1 Transporte y deposición de sedimentos
    • 3.2 Transformación (diagénesis)
  • 4 propiedades
    • 4.1 Color
    • 4.2 Textura
    • 4.3 Mineralogía
    • 4.4 Fósiles
    • 4.5 Estructuras sedimentarias primarias
    • 4.6 Estructuras sedimentarias secundarias
  • 5 Ambientes deposicionales
    • 5.1 Facies sedimentarias
      • 5.1.1 Galería de facies sedimentarias
  • 6 cuencas sedimentarias
    • 6.1 Influencia de los ciclos astronómicos
  • 7 Tasas de sedimentación
  • 8 Estratigrafía
  • 9 Procedencia
  • 10 Véase también
  • 11 referencias
    • 11.1 Notas
    • 11.2 Bibliografía
  • 12 Enlaces externos

Clasificación basada en 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 "otras" rocas sedimentarias formadas por impactos, vulcanismo y otros. Procesos menores.

Rocas sedimentarias clásticas

Artículo principal: Roca clástica Claystone depositado en Glacial Lake Missoula, Montana, Estados Unidos. Tenga en cuenta el lecho muy fino y plano, común para los depósitos que provienen de los lechos de los lagos más alejados de la fuente de sedimentos.

Las rocas sedimentarias clásticas están compuestas por fragmentos de roca ( clastos) que se han cementado juntos. 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 de acuerdo con 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 (gt; 2 mm de diámetro), arena (1/16 a 2 mm de diámetro) y lodo (lt;1/16 mm de diámetro). El lodo se divide además en limo (1/16 a 1/256 mm de diámetro) y arcilla (lt;1/256 mm de diámetro). La clasificación de 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 de grano ( rocas de barro ).

Conglomerados y brechas

Artículo principal: Conglomerado (geología)

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

Areniscas

Roca sedimentaria con arenisca en Malta Lower Antelope Canyon fue tallado en la piedra arenisca circundante por meteorización mecánica y química. El viento, la arena y el agua de las inundaciones repentinas son los principales agentes meteorológicos. Artículo principal: Arenisca

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

Composición de los granos de estructura
La abundancia relativa de granos de estructura del tamaño de la arena determina la primera palabra en un nombre de arenisca. La denominación depende del dominio de los tres componentes más abundantes, el cuarzo, el feldespato o los fragmentos líticos que se originaron en otras rocas. Todos los demás minerales se consideran accesorios y no se utilizan en el nombre de la roca, independientemente de su abundancia.
  • Las areniscas de cuarzo tienengt; 90% de granos de cuarzo
  • Las areniscas feldespáticas tienen lt;90% de granos de cuarzo y más granos de feldespato que los granos líticos.
  • Las areniscas líticas tienen lt;90% de granos de cuarzo y más granos líticos que los granos de feldespato.
Abundancia de material de matriz fangoso entre granos de arena
Cuando se depositan partículas del tamaño de arena, el espacio entre los granos permanece abierto o se llena de lodo (partículas del tamaño de limo y / o arcilla).
  • Las areniscas "limpias" con espacio poroso abierto (que luego pueden rellenarse con material de matriz) se denominan arenitas.
  • Las areniscas fangosas con abundante (gt; 10%) matriz fangosa se denominan wackes.

Son posibles seis nombres de areniscas usando los descriptores para la composición del grano (cuarzo, feldespático y lítico) y la cantidad de matriz (wacke o arenita). Por ejemplo, una arenita de cuarzo estaría compuesta mayoritariamente (gt; 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 es ampliamente utilizado por sedimentólogos, nombres comunes como greywacke, arcosa, y arenisca de cuarzo están siendo ampliamente utilizados por los no especialistas y en la literatura popular.

Mudrocks

Artículo principal: Mudrock

Las rocas de barro son rocas sedimentarias compuestas por al menos un 50% de limo y partículas del tamaño de 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 se asientan fuera de la suspensión.

La mayoría de los autores utilizan actualmente el término "roca de barro" para referirse a todas las rocas compuestas predominantemente de barro. Las rocas de barro se pueden dividir en limolitas, compuestas predominantemente por partículas del tamaño de limo; lutitas con mezcla subigual de partículas del tamaño de limo y arcilla; y arcillas, compuestas principalmente por partículas del tamaño de arcilla. La mayoría de los autores utilizan " lutita " como término para una roca de barro fisionable (independientemente del tamaño de grano), aunque algunas publicaciones más antiguas utilizan el término "pizarra" como sinónimo de roca de barro.

Rocas sedimentarias bioquímicas

Afloramiento de esquisto bituminoso del Ordovícico ( kukersita ), en el norte de Estonia

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

  • La mayoría de los tipos de piedra caliza se forman a partir de esqueletos calcáreos de organismos como corales, moluscos y foraminíferos.
  • Carbón, formado a partir de plantas que han eliminado el carbono de la atmósfera y lo han combinado con otros elementos para construir su tejido.
  • Depósitos de pedernal formados por la acumulación de esqueletos silíceos de organismos microscópicos como el radiolario y las diatomeas.

Rocas sedimentarias químicas

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

Otras rocas sedimentarias

Esta cuarta categoría miscelánea incluye toba volcánica 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.

Clasificación basada en la composición.

Los fósiles de Nerinea marinos gasterópodos del Cretácico superior ( Cenomaniense ) años de edad, en piedra caliza en el Líbano

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

Deposición y transformación

Transporte y deposición de sedimentos

Revestimiento cruzado y fregado en arenisca fina ; la Formación Logan ( Mississippian ) del condado de Jackson, Ohio

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 llevan las partículas en suspensión. Este sedimento a menudo se forma cuando la intemperie 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 (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 sedimentario de depósito en el que se formó.

Transformación (diagénesis)

Solución a presión trabajando en una roca clástica. Mientras que el material se disuelve en los lugares donde los granos están en contacto, ese material puede recristalizarse de la solución y actuar como cemento en los espacios de poros abiertos. Como resultado, hay un flujo neto de material desde las áreas bajo estrés alto hacia aquellas bajo estrés bajo, produciendo una roca sedimentaria que es más dura y compacta. La arena suelta puede convertirse en arenisca de esta manera. Artículo principal: Diagénesis

A medida que los sedimentos se acumulan en un ambiente depositacional, los sedimentos más viejos son enterrados por sedimentos más jóvenes y se someten a diagénesis. La diagénesis incluye todos los cambios químicos, físicos y biológicos, sin incluir la meteorización superficial, que sufre un sedimento después de su deposición 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 color a las areniscas del lecho rojo probablemente se forma 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 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 someten a una presión de sobrecarga (litostática) cada vez mayor de los sedimentos superpuestos. Los granos de sedimento se mueven hacia arreglos más compactos, 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 de mar cuando se depositan originalmente y, a medida que se reduce el espacio poroso, se expulsan muchos 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, permitiendo que los granos entren en contacto más estrecho. El aumento de la presión y la temperatura estimulan más reacciones químicas, como las reacciones mediante las cuales el material orgánico 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 de los puntos de contacto tensos se vuelve a depositar en los espacios porosos no tensados. Esto reduce aún más la porosidad y hace que la roca sea más compacta y competente.

El destecho de la roca sedimentaria enterrada 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 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

Pieza de una formación de hierro en bandas, un tipo de roca que consta de capas alternas con óxido de hierro (III) (rojo) y óxido de hierro (II) (gris). Los BIF se formaron principalmente durante el Precámbrico, cuando la atmósfera aún no era rica en oxígeno. Moodies Group, Barberton Greenstone Belt, Sudáfrica

Color

El color de una roca sedimentaria a menudo está 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 bajo 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 ambiente más rico en oxígeno se encuentra a menudo en forma de mineral hematita y le da a la roca un color rojizo a parduzco. 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 ambiente continental o en un clima árido.

La presencia de material orgánico puede colorear una roca de negro o gris. El material orgánico se forma a partir de organismos muertos, principalmente plantas. Normalmente, tal 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. Hay poca mezcla de agua en tales ambientes; como resultado, el oxígeno del agua superficial no se reduce y el sedimento depositado es normalmente una fina arcilla oscura. Por lo tanto, las rocas oscuras, ricas en material orgánico, son a menudo lutitas.

Textura

Diagrama que muestra granos bien clasificados (izquierda) y mal clasificados (derecha)

El tamaño, la forma y la orientación de los clastos (las piezas originales de roca) en un sedimento se llama 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 tejido de la roca. El tamaño y la forma de los clastos pueden usarse para determinar la velocidad y la dirección de la corriente en el ambiente sedimentario que movió los clastos desde su origen; el barro fino y calcáreo solo se asienta en aguas tranquilas, mientras que la grava y los clastos más grandes se mueven solo por el 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 es siempre 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 rocas 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'.

Diagrama que muestra 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 enérgica. La forma de un clast se puede describir utilizando cuatro parámetros:

  • La textura de la superficie describe la cantidad de relieve a pequeña escala de la superficie de un grano que es demasiado pequeño para influir en la forma general. Por ejemplo, los granos escarchados, que están cubiertos con fracturas a pequeña escala, son característicos de las areniscas eólicas.
  • El redondeo describe la suavidad general de la forma de un grano.
  • La esfericidad describe el grado en que el grano se acerca a una esfera.
  • La forma del grano describe la forma tridimensional del grano.

Las rocas sedimentarias químicas tienen una textura no clástica, que consiste enteramente en cristales. Para describir tal textura, solo se necesita 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 fila por fila de izquierda a derecha: 1. Arena de vidrio de Kauai, Hawái 2. Arena de dunas del desierto de Gobi 3. Arena de cuarzo con glauconita verde de Estonia 4. Arena volcánica con basalto degradado rojizo de Maui, Hawái 5. Biogénico arena de coral de Molokai, Hawaii 6. Dunas de arena rosa coral de Utah 7. Arena de vidrio volcánica de California 8. Arena de granate de Emerald Creek, Idaho 9. Arena de olivina 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 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 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 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 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 el sedimento en ser transportado al punto donde se deposita. En la mayoría de las rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables se han degradado a minerales arcillosos como caolinita, illita o esmectita.

Fósiles

Capas ricas en fósiles en una roca sedimentaria, Reserva Estatal Año Nuevo, California Artículo principal: Fósil

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 solo pueden verse con un aumento.

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

Madrigueras en una turbidita, formada por crustáceos, Formación San Vicente ( Eoceno temprano) de la Cuenca del Ainsa, promontorio sur de los Pirineos

Los fósiles pueden ser tanto los restos directos como las 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. Los tejidos blandos tienen una probabilidad mucho menor de fosilizarse, y la conservación de tejidos blandos de animales de más de 40 millones de años es muy rara. Las huellas de organismos creadas mientras aún estaban vivos se denominan rastros de fósiles, ejemplos de los 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 cáscara que consiste en calcita puede disolverse mientras que un cemento de sílice llena la cavidad. De la misma manera, 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. Los minerales más comunes implicadas en permineralización son diversas formas de sílice amorfa ( calcedonia, pedernal, sílex ), carbonatos (especialmente de 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

Cross-Bedding en una arenisca fluviatile, Middle Old Red Sandstone ( Devónico ) en Bressay, Islas Shetland Moldes de flauta, un tipo de marca de suela en la base de una capa vertical de arenisca del Triásico en España Marcas de ondulación formadas por una corriente en una piedra arenisca que luego se inclinó ( 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 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 encima de la otra. La secuencia de lechos que caracteriza a las rocas sedimentarias se denomina lecho. Las camas individuales pueden tener un grosor de un par de centímetros a varios metros. 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 un grosor inferior a unos pocos centímetros. 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 que fluye (viento o agua).

Lo opuesto a las capas cruzadas 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 llaman varvas. Cualquier roca sedimentaria compuesta de capas de escamas milimétricas o más finas se puede nombrar con el término general laminita. Cuando las rocas sedimentarias no tienen laminación alguna, su carácter estructural se denomina lecho masivo.

La ropa de cama graduada es una estructura en la que 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 el lecho graduado se puede formar en muchos entornos diferentes, es una característica de las corrientes de turbidez.

La superficie de un lecho en particular, llamado lecho, también puede ser indicativo de un ambiente sedimentario particular. Ejemplos de formas de lecho incluyen dunas y marcas de ondulaciones. Las marcas de la suela, como las marcas de herramientas y los moldes de flauta, son ranuras erosionadas en una superficie que se conservan por la sedimentación renovada. A menudo se trata de estructuras alargadas y se pueden utilizar para establecer la dirección del flujo durante la deposición.

Las marcas de ondulación 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 está en el lado corriente arriba de la corriente. Las ondas simétricas se producen en entornos donde las corrientes invierten la dirección, como las planicies de marea.

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

Estructuras sedimentarias secundarias

Molde de cristal de halita en dolomita, Formación Paadla ( Silúrico ), Saaremaa, Estonia

Las estructuras sedimentarias secundarias son aquellas que se formaron después de la deposición. Estas estructuras se forman por procesos químicos, físicos y biológicos dentro del sedimento. Pueden ser indicadores de circunstancias después de 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 rastros de fósiles (también llamados icnofósiles). Estos rastros son relativamente raros. La mayoría de los rastros de fósiles son madrigueras de moluscos o artrópodos. Esta excavación es llamada 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, dificultando la reconstrucción.

Concreciones de pedernal en tiza, Formación Lefkara Medio ( Paleoceno superior al Eoceno medio), Chipre

Las estructuras secundarias también pueden formarse por diagénesis o la formación de un suelo ( pedogénesis ) cuando un sedimento se expone 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 en los que 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 anfitriona. 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. En rocas carbonatadas, tales como piedra caliza o creta, sílex o pedernal concreciones son comunes, mientras 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 resultar en estructuras de llama o moldes de carga, formados por diapirismo invertido. Mientras que 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 ocurren o se intensifican 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 poroso 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 atravesaron 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 meteorización por heladas puede formar grietas en el suelo que se llenan de escombros desde arriba. Estas estructuras se pueden utilizar como indicadores climáticos y también como estructuras ascendentes.

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

Ambientes deposicionales

Tipos comunes de ambientes depositacionales Los remolinos de color canela, verde, azul y blanco son sedimentos en las aguas poco profundas del Golfo de México frente a la Península de Yucatán. La nube azul verdosa 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 entorno de depósito marino poco profundo.

El entorno en el que se forma una roca sedimentaria se denomina entorno depositacional. 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 transporte a un lugar ( procedencia ), sino también del propio medio ambiente.

Un entorno marino significa que la roca se formó en un mar o en un océano. A menudo, se hace una distinción entre ambientes marinos profundos y poco profundos. El mar 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 generalmente una energía más alta que en ambientes profundos, ya que la actividad de las olas disminuye con la profundidad. Esto significa que las partículas de sedimento más gruesas pueden transportarse 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 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 capa gruesa de barro 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. 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 drásticamente (la zona de profundidad donde esto ocurre 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 por sílice (como los radiolarios ) no son tan solubles y todavía están depositados. 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 las laderas continentales, la cubierta sedimentaria puede volverse inestable, provocando corrientes de turbidez. 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.

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 bancos de arena 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 de grano del sedimento depositado es mayor. Donde los ríos ingresan al cuerpo de agua, ya sea en el mar o en la costa 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 por 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 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. Los sedimentos transportados por el viento se denominan eólicos y casi siempre están muy bien clasificados, mientras que los sedimentos transportados por un glaciar se denominan labranza glacial y se caracterizan por una clasificación muy deficiente.

Los depósitos eólicos pueden ser bastante llamativos. El ambiente deposicional 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 ritmitas. Posteriormente, las grietas erosivas se rellenaron 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 que se forma en un entorno de depósito particular se denomina facies sedimentaria. Los entornos sedimentarios suelen coexistir unos con otros en determinadas 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 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 cierta edad, la litología (el tipo de roca) y la facies eventualmente cambian.

Facies sedimentarias cambiantes en el caso de transgresión (arriba) y regresión del mar (abajo)

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

Los ambientes sedimentarios pueden cambiar sus posiciones geográficas a lo largo del tiempo. Las costas pueden cambiar en la dirección del mar cuando el nivel del mar baja ( regresión ), cuando la superficie sube ( transgresión ) debido a las 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, un fenómeno descrito por la Ley de Walther.

La situación en la que las costas se mueven en dirección al continente se llama transgresión. En el caso de la transgresión, las facies marinas más profundas se depositan sobre las facies menos profundas, una sucesión llamada onlap. La regresión es la situación en la que una línea de costa se mueve en dirección al mar. Con la regresión, las facies menos profundas se depositan encima de las facies más profundas, una situación llamada offlap.

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

  • Una facies regresiva mostrada en una columna estratigráfica

Cuencas sedimentarias

Artículo principal: Cuenca sedimentaria Diagrama de tectónica de placas que muestra la convergencia de una placa oceánica y una placa continental. Tenga en cuenta la cuenca trasarco, cuenca forearc y 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 cuenca, 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 por encima del 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 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. 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 una pieza de litosfera que se calentó y estiró se enfría de nuevo, su densidad aumenta, provocando un hundimiento isostático. Si este hundimiento continúa 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 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 arco de proa frente a la placa superior, una cuenca asimétrica profunda y alargada. Las cuencas del antearco están llenas de profundos depósitos marinos y espesas 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, la elevación tectónica 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 causar un hundimiento isostático en el área de la placa superior en el otro lado del cinturón montañoso. El tipo de cuenca que resulta de este hundimiento se denomina cuenca de arco posterior y generalmente se llena con depósitos marinos poco profundos y molasa.

Alternancia cíclica de lechos competentes y menos competentes en Blue Lias en Lyme Regis, 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 primaveral 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 edades de hielo 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 tanto en la cantidad de espacio de alojamiento en las cuencas sedimentarias) y 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 varía según la ubicación. Un canal en una planicie 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 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 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 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 qué tan bien se consolida el material. La erosión elimina la mayoría de los sedimentos depositados poco después de la deposición.

La estratigrafía del Pérmico al Jurásico del área de la meseta de Colorado en el sureste de Utah que constituye 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: Cúpulas redondeadas de color canela de la Arenisca Navajo, Formación Kayenta roja en capas, Arenisca Wingate roja en forma de acantilado, unida verticalmente, Formación Chinle púrpura en forma de pendiente, Formación Moenkopi en capas, rojo más claro, y Cutler en capas blancas Arenisca de formación. Imagen del área recreativa nacional de Glen Canyon, Utah.

Estratigrafía

Artículo principal: Estratigrafía

El principio de superposición establece que las capas de rocas nuevas están por encima de las capas de rocas más antiguas. Por lo general, hay algunas lagunas en la secuencia llamadas disconformidades. Estos representan períodos en los que no se depositaron nuevos sedimentos o cuando 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 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.

Procedencia

Artículo principal: Procedencia (geología) Distribución de detritos

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 la fuente de detritos sedimentarios. El propósito de los estudios de procedencias sedimentarias es reconstruir e interpretar la historia de los sedimentos desde las rocas madre iniciales en un área de origen hasta los detritos finales en un lugar de enterramiento.

Ver también

Referencias

Notas

Bibliografía

enlaces externos

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