Roca sedimentaria (Sedimentary rock)

rocas sedimentarias constituyen una clase de formaciones rocosas resultantes de la litificación de sedimentos, que son materiales particulados derivados de minerales (detritos geológicos) o de materia orgánica (detritos biológicos) que se han acumulado o depositado en la superficie terrestre. El proceso por el cual estas partículas se sedimentan y acumulan se denomina sedimentación. Los detritos geológicos surgen de la erosión y erosión de rocas preexistentes o de la solidificación de eyecciones volcánicas. Estas partículas geológicas son transportadas a ambientes de depósito por agentes de denudación, incluidos el agua, el viento, el hielo y el movimiento de masas. Los detritos biológicos comprenden los restos y fragmentos (principalmente conchas) de organismos acuáticos fallecidos, junto con su materia fecal, que quedan suspendidos en el agua y se acumulan gradualmente en el fondo marino, un fenómeno a menudo denominado nieve marina. Además, la sedimentación puede resultar de la precipitación de minerales disueltos en soluciones acuosas.

Si bien las rocas sedimentarias cubren ampliamente la corteza continental de la Tierra y representan el 73% de la superficie terrestre actual, se estima que solo representan el 8% del volumen total de la corteza. Estas rocas forman una capa superficial relativamente delgada que recubre una corteza compuesta predominantemente de rocas ígneas y metamórficas. Las rocas sedimentarias se depositan característicamente en distintas capas, conocidas como estratos, que en conjunto forman una disposición estructural denominada lecho. Con frecuencia se producen importantes acumulaciones de rocas sedimentarias dentro de grandes depresiones geológicas denominadas cuencas sedimentarias. También se han identificado evidencias de rocas sedimentarias en Marte.

La investigación de rocas sedimentarias y sus disposiciones estratigráficas produce datos cruciales del subsuelo, que son invaluables para aplicaciones de ingeniería civil, como el diseño y la construcción de infraestructura, incluidas carreteras, edificios, túneles y canales. Además, las formaciones sedimentarias sirven como reservorios importantes para diversos recursos naturales, que incluyen carbón, combustibles fósiles, agua potable y minerales metálicos.

El análisis de la disposición secuencial de los estratos de rocas sedimentarias constituye el medio principal para reconstruir la historia de la Tierra, que abarca la paleogeografía, la paleoclimatología y la evolución de la vida. El campo científico dedicado a examinar las características y génesis de las rocas sedimentarias se conoce como sedimentología. La sedimentología es un componente integral tanto de la geología como de la geografía física, y muestra una superposición disciplinaria parcial con otras ciencias de la Tierra, incluidas la pedología, la geomorfología, la geoquímica y la geología estructural.

Clasificación por Génesis

Las rocas sedimentarias se clasifican en cuatro grupos principales según sus procesos de formación: rocas sedimentarias clásticas, rocas sedimentarias bioquímicas (biogénicas), rocas sedimentarias químicas y una categoría residual para "otras" rocas sedimentarias resultantes de impactos, vulcanismo y diversos fenómenos geológicos menores.

Rocas sedimentarias clásticas

Las rocas sedimentarias clásticas se caracterizan por su composición de fragmentos de roca litificada, denominados clastos. Estos clastos suelen estar formados por granos minerales individuales como cuarzo, feldespato, minerales arcillosos o mica. Sin embargo, se puede incorporar una amplia gama de tipos de minerales. Además, los clastos pueden manifestarse como fragmentos líticos, que son agregados que comprenden múltiples minerales.

La clasificación de las rocas sedimentarias clásticas se basa principalmente en el tamaño de partícula predominante. Los geólogos adoptan ampliamente la escala de tamaño de grano de Udden-Wentworth, que clasifica los sedimentos no consolidados en tres fracciones principales: grava (que supera los 2 mm de diámetro), arena (que varía entre 0,06 y 2 mm de diámetro) y lodo (menos de 60 μm de diámetro). El lodo se diferencia además en limo (con diámetros entre 60 y 4 μm) y arcilla (con diámetros inferiores a 4 μm). Este esquema granulométrico se refleja en la clasificación de las rocas sedimentarias clásticas: los conglomerados y las brechas se componen predominantemente de partículas del tamaño de grava, las areniscas consisten principalmente en arena y las rocas fangosas se forman en gran medida a partir de lodo. Históricamente, esta división tripartita corresponde a las categorías más amplias de ruditas, arenitas y lutitas, respectivamente, como se encuentra en la literatura geológica anterior.

La subdivisión adicional dentro de estas tres amplias categorías está determinada por las variaciones en la forma de los clastos (para conglomerados y brechas), las características de composición (para areniscas) o el tamaño de grano y los atributos de textura (para rocas de fango).

Conglomerados y Brechas

Las brechas se caracterizan por una composición predominante de clastos de grava angulares incrustados dentro de una masa de suelo (matriz) de grano más fino, mientras que los conglomerados se forman principalmente a partir de clastos de grava redondeados.

Areniscas

Aunque existen varios esquemas de clasificación de arenisca, la mayoría de los geólogos adoptan ampliamente el esquema Dott. Este esquema utiliza las proporciones relativas de cuarzo, feldespato y granos de estructura lítica, junto con la cantidad de matriz fangosa presente entre los granos más gruesos.

Composición del grano del marco

El término inicial en la nomenclatura de una piedra arenisca está determinado por la abundancia relativa de sus granos estructurales del tamaño de arena. Esta clasificación se basa en el predominio de tres constituyentes principales: cuarzo, feldespato o fragmentos líticos derivados de otros tipos de rocas. Todos los demás minerales se clasifican como componentes accesorios y no se utilizan en la denominación de la roca, independientemente de su cantidad.

• Las areniscas de cuarzo se caracterizan por contener más del 90% de granos de cuarzo.
• Las areniscas feldespáticas contienen menos del 90 % de granos de cuarzo y exhiben una mayor proporción de granos de feldespato en comparación con los granos líticos.
• Las areniscas líticas comprenden menos del 90 % de granos de cuarzo y poseen una mayor cantidad de granos líticos que los granos de feldespato.

La abundancia de material de matriz fangosa entre los granos de arena

Tras la deposición de partículas del tamaño de arena, los espacios intersticiales entre los granos persisten como poros abiertos o quedan ocupados por lodo, que consiste en partículas del tamaño de limo y/o arcilla.

• Las areniscas caracterizadas como "limpias", que poseen espacios porosos abiertos que posteriormente pueden llenarse con material de matriz, se denominan arenitas.
• Las areniscas que contienen una abundante matriz fangosa, específicamente superior al 10 % en volumen, se denominan wackes.

Se puede generar un total de seis nombres de arenisca combinando descriptores de composición de grano (cuarzo, feldespático y lítico) con términos que indican la cantidad de matriz (wacke o arenita). Por ejemplo, una arenita de cuarzo se compone predominantemente de granos de cuarzo (más del 90 %) con una matriz arcillosa mínima o nula entre ellos, mientras que una wacke lítica presenta abundantes granos líticos junto con una matriz fangosa sustancial.

Si bien los sedimentólogos emplean ampliamente el esquema de clasificación de Dott, términos convencionales como grauvaca, arcosa y arenisca de cuarzo siguen prevaleciendo entre los no especialistas y en las publicaciones generales.

Rocas de barro

Las rocas fangosas son rocas sedimentarias compuestas principalmente por al menos un 50 % de partículas del tamaño de limo y arcilla. Estos componentes de grano comparativamente fino generalmente son transportados por corrientes turbulentas en ambientes acuáticos o atmosféricos y posteriormente se depositan a medida que la velocidad del flujo disminuye, lo que permite que las partículas se asienten desde la suspensión.

Actualmente, la mayoría de los autores adoptan ampliamente el término "mudrock" para abarcar todas las rocas compuestas predominantemente de lodo. Las rocas de lodo se clasifican además en limolitas, que se componen principalmente de partículas del tamaño de un limo; lutitas, caracterizadas por una mezcla casi igual de partículas del tamaño de limo y arcilla; y arcillas, que consisten predominantemente en partículas del tamaño de arcilla. Si bien la mayoría de los autores generalmente emplean "esquisto" para denotar una roca de lodo fisionable, independientemente de su tamaño de grano, cierta literatura histórica usa "esquisto" como sinónimo de "roca de lodo".

Rocas sedimentarias bioquímicas

Las rocas sedimentarias bioquímicas se forman cuando los organismos utilizan materiales disueltos del aire o el agua para construir sus tejidos. Ejemplos ilustrativos incluyen:

• La mayoría de las variedades de piedra caliza se originan a partir de restos esqueléticos calcáreos de organismos, incluidos corales, moluscos y foraminíferos.
• El carbón se forma a partir de vegetación que ha extraído carbono de la atmósfera y lo ha incorporado a otros elementos para desarrollar sus tejidos. Posteriormente, esta materia orgánica sufre compresión por los sedimentos superpuestos y experimenta transformación química.
• Los depósitos de pedernal resultan de la acumulación de esqueletos silíceos derivados de organismos microscópicos, como radiolarios y diatomeas.

Rocas sedimentarias químicas

Las rocas sedimentarias químicas se desarrollan cuando los componentes minerales disueltos alcanzan la sobresaturación y posteriormente precipitan de forma inorgánica. Los ejemplos típicos de rocas sedimentarias químicas incluyen piedra caliza oolítica y formaciones compuestas de minerales evaporíticos, como halita (sal gema), silvita, barita y yeso.

Otras rocas sedimentarias

Esta cuarta categoría miscelánea comprende la toba volcánica y las brechas volcánicas, que se originan a partir de la deposición y posterior cementación de fragmentos de lava expulsados por los volcanes, así como las brechas de impacto, que se forman después de eventos de impacto.

Clasificación basada en la composición

Alternativamente, las rocas sedimentarias se pueden clasificar en grupos compositivos según su composición mineralógica:

• rocas sedimentarias siliciclásticas están constituidas principalmente por minerales de silicato. El sedimento constituyente de estas rocas fue transportado mediante carga de fondo, carga suspendida o flujos de gravedad de sedimentos. Las rocas sedimentarias siliciclásticas se subdividen en conglomerados y brechas, areniscas y fango.
Las
• rocas sedimentarias carbonatadas están compuestas principalmente de calcita (romboédrica CaCO
  §89§), aragonita (ortorrómbica). CaCO
  §1920§), dolomita (CaMg(CO
  §3031§)
  §3940§), y varios otros minerales carbonatados, todos caracterizados por la presencia del CO²⁻
  §5051§ ion. Ejemplos notables incluyen la piedra caliza y la roca dolomita.
Las
• rocas sedimentarias evaporitas están formadas por minerales precipitados por la evaporación del agua. Los minerales clave de evaporita incluyen carbonatos (como calcita y minerales relacionados que contienen el ion CO²⁻
  §89§), cloruros (incluida la halita y otros minerales basados en el Cl⁻
  ion) y sulfatos (como el yeso y otros minerales que contienen el SO²⁻
  §3031§ ion). Los componentes característicos de las rocas evaporíticas suelen incluir cantidades sustanciales de halita (sal gema), yeso y anhidrita.
Las
• rocas sedimentarias ricas en materia orgánica se caracterizan por tener cantidades sustanciales de materia orgánica, que normalmente superan el 3% de carbono orgánico total. Los ejemplos ilustrativos incluyen carbón, esquisto bituminoso y formaciones que sirven como rocas fuente de petróleo y gas natural.
Las
• rocas sedimentarias silíceas están compuestas predominantemente de sílice (SiO
  §89§), que se manifiesta comúnmente como pedernal, ópalo, calcedonia u otros microcristalinos. polimorfos.
Las
• rocas sedimentarias ricas en hierro contienen más del 15% de hierro en peso; los tipos predominantes incluyen formaciones de hierro en bandas y piedras de hierro.
Las
• rocas sedimentarias fosfatadas están formadas por minerales de fosfato y presentan un contenido de fósforo superior al 6,5%; los ejemplos incluyen depósitos de nódulos de fosfato, lechos óseos y rocas de barro fosfatadas.

Deposición y transformación posdeposicional

Transporte y acumulación de sedimentos

Las rocas sedimentarias se originan a partir de la deposición de partículas suspendidas en diversos medios, incluidos el aire, el hielo, el viento, la gravedad o las corrientes de agua. Este sedimento frecuentemente resulta de la erosión y la erosión de la roca madre en material no consolidado dentro de una región fuente. Posteriormente, este material es transportado desde su origen a una cuenca de depósito. Las características del sedimento transportado dependen de la composición geológica del interior, que constituye la procedencia del sedimento. Por el contrario, ciertas rocas sedimentarias, como las evaporitas, se forman a partir de materiales que precipitan directamente dentro de su entorno de depósito. En consecuencia, las propiedades fundamentales de una roca sedimentaria están determinadas no sólo por el suministro de sedimentos disponible sino también por el entorno de depósito sedimentario específico donde se produjo su formación.

Transformación post-deposicional (Diagenesis)

Al acumularse dentro de un ambiente deposicional, los sedimentos más viejos quedan progresivamente enterrados por estratos más jóvenes, iniciando el proceso de diagénesis. La diagénesis abarca todas las alteraciones químicas, físicas y biológicas, excluyendo la erosión superficial, que experimenta un sedimento después de su deposición inicial. Estas alteraciones implican la compactación y litificación del material sedimentario. Las fases iniciales de la diagénesis, denominadas eogénesis, ocurren a poca profundidad (normalmente unas pocas decenas de metros) y se distinguen por bioturbación y transformaciones mineralógicas dentro de los sedimentos, acompañadas por una compactación menor. Se supone que la distintiva hematita roja responsable de la coloración de las areniscas rojas se forma durante la eogénesis. Además, ciertos procesos bioquímicos, como la actividad bacteriana, pueden influir en los minerales formadores de rocas y, por tanto, se consideran parte integral de la diagénesis. La dolomitización de rocas como la piedra caliza representa un caso adicional de diagénesis sedimentaria.

A medida que aumenta la profundidad de enterramiento, los sedimentos experimentan una mesogénesis, una fase caracterizada por la mayor parte de compactación y litificación. La compactación se produce cuando los sedimentos se someten a una creciente presión de sobrecarga (litostática) de los estratos suprayacentes. Durante este proceso, los granos de sedimento adoptan configuraciones más compactas, los granos minerales dúctiles (p. ej., mica) se deforman y el espacio poroso intersticial disminuye. Los sedimentos inicialmente depositados suelen estar saturados con agua subterránea o agua de mar; A medida que el espacio poroso disminuye, se expulsa una porción significativa de estos fluidos connatos. Más allá de la compactación física, la compactación química también puede ocurrir mediante una solución a presión. Los puntos de contacto entre los granos experimentan una tensión máxima, lo que hace que el mineral estresado sea más soluble que las porciones no tensas del grano. En consecuencia, estos puntos de contacto se disuelven, facilitando una mayor proximidad entre los granos. La presión y la temperatura elevadas catalizan aún más reacciones químicas, incluidas las responsables de la transformación de material orgánico en lignito o carbón.

La litificación sucede inmediatamente a la compactación, y las temperaturas elevadas del subsuelo aceleran la precipitación de los agentes cementantes que fusionan los granos. La solución a presión facilita aún más esta cementación al volver a depositar minerales, disueltos en los puntos de contacto estresados, en los espacios porosos no estresados. En consecuencia, este proceso disminuye la porosidad y mejora la compacidad y la integridad estructural de la roca.

La exhumación de roca sedimentaria enterrada inicia la telogénesis, que representa la tercera y última fase de la diagénesis. A medida que los procesos erosivos disminuyen la profundidad del entierro, la exposición posterior al agua meteórica induce mayores alteraciones dentro de la roca sedimentaria, incluida la disolución de ciertos materiales cementantes, generando así porosidad secundaria.

En condiciones de temperatura y presión suficientemente elevadas, la fase diagenética pasa al metamorfismo, el proceso geológico responsable de la formación de la roca metamórfica.

Propiedades

Color

La coloración de las rocas sedimentarias frecuentemente está influenciada predominantemente por el hierro, un elemento caracterizado por dos óxidos primarios: óxido de hierro (II) y óxido de hierro (III). El óxido de hierro (II) (FeO) se desarrolla exclusivamente en condiciones de bajo oxígeno (anóxicas), impartiendo un tono gris o verdoso a la roca. Por el contrario, el óxido de hierro (III) (Fe₂O₃), que prevalece en ambientes ricos en oxígeno, comúnmente se manifiesta como el mineral hematita, otorgando una coloración de rojiza a pardusca. En los climas continentales áridos, las rocas están directamente expuestas a la atmósfera, donde la oxidación juega un papel importante, dando como resultado una coloración roja o naranja. Los estratos extensos de rocas sedimentarias rojas originarias de climas áridos se denominan lechos rojos. Sin embargo, una coloración roja no indica definitivamente una formación dentro de un entorno climático continental o árido.

La inclusión de materia orgánica puede impartir un color negro o gris a una roca. La materia orgánica procede de organismos fallecidos, principalmente plantas. Normalmente, este material sufre descomposición por oxidación o acción bacteriana. Sin embargo, en condiciones anóxicas, la materia orgánica resiste la descomposición, lo que resulta en la acumulación de sedimentos oscuros y ricos en materia orgánica. Este fenómeno puede ocurrir, por ejemplo, en las zonas abisales de mares profundos y lagos, donde la circulación limitada del agua impide el transporte descendente de oxígeno desde las aguas superficiales. En consecuencia, el sedimento depositado suele ser una arcilla fina y oscura. Por lo tanto, las rocas oscuras caracterizadas por un alto contenido orgánico suelen ser lutitas.

Textura

La textura de un sedimento se define por el tamaño, la morfología y la disposición espacial de sus clastos constituyentes (fragmentos de roca originales). Si bien la textura representa una característica a microescala de una roca, influye significativamente en numerosas propiedades a macroescala, incluidas la densidad, la porosidad y la permeabilidad.

La orientación tridimensional de los clastos dentro de una roca se denomina estructura. Las dimensiones y la morfología de los clastos proporcionan información crucial sobre la velocidad y dirección de las corrientes dentro del entorno sedimentario responsables de su transporte desde su origen. Por ejemplo, el lodo fino y calcáreo normalmente se deposita en aguas tranquilas, mientras que la grava y los clastos más grandes son movilizados exclusivamente por corrientes de alta velocidad. El tamaño del grano de roca se cuantifica convencionalmente utilizando la escala de Wentworth, aunque ocasionalmente se emplean escalas alternativas. El tamaño del grano se puede representar como un diámetro o un volumen, y refleja consistentemente un valor promedio, dado que las rocas comprenden clastos de diferentes dimensiones. La distribución estadística de los tamaños de grano varía entre los diferentes tipos de rocas y se caracteriza por una propiedad conocida como clasificación de la roca. Una roca se considera "bien clasificada" cuando sus clastos exhiben un tamaño relativamente uniforme, mientras que una amplia gama de tamaños de grano indica una roca "mal clasificada".

La morfología de los clastos puede indicar la procedencia de la roca. Por ejemplo, la coquina, una roca compuesta de clastos de conchas fragmentadas, se forma exclusivamente en ambientes acuáticos de alta energía. La forma de un clasto se puede caracterizar por cuatro parámetros distintos:

• Textura superficial se refiere al grado de relieve a escala diminuta en la superficie de un grano, que es insuficiente para afectar su forma macroscópica general. Por ejemplo, los granos helados, caracterizados por numerosas fracturas a pequeña escala, son indicativos de areniscas eólicas.
• Redondeo cuantifica la suavidad general de la morfología de un grano.
• Esfericidad mide el grado en que la forma de un grano se aproxima a la de una esfera perfecta.
• La forma del grano caracteriza la configuración tridimensional del grano.

Las rocas sedimentarias químicas exhiben una textura no clástica, compuesta enteramente de estructuras cristalinas. Para caracterizar dicha textura sólo se necesita el tamaño medio del cristal y el tejido.

Mineralogía

La mayoría de las rocas sedimentarias se caracterizan por la presencia de cuarzo (en variedades siliciclásticas) o calcita (en tipos carbonatados). A diferencia de las rocas ígneas y metamórficas, las rocas sedimentarias suelen exhibir una diversidad limitada de minerales primarios. Sin embargo, la génesis de los minerales dentro de las rocas sedimentarias presenta frecuentemente una mayor complejidad en comparación con sus contrapartes ígneas. Los minerales que se encuentran en las rocas sedimentarias pueden originarse a partir de los sedimentos iniciales o mediante procesos de precipitación durante la diagénesis. En el último escenario, podría haberse desarrollado un precipitado mineral sobre una capa de cemento preexistente. La intrincada evolución diagenética de estas rocas se puede dilucidar mediante mineralogía óptica, empleando un microscopio petrográfico.

Las rocas carbonatadas están compuestas principalmente de minerales carbonatados, como calcita, aragonita y dolomita. Dentro de una roca sedimentaria carbonatada, tanto la matriz cementante como los componentes clásticos, como los fósiles y los ooides, normalmente comprenden minerales carbonatados. La composición mineralógica de una roca clástica depende de la contribución material del área de origen, los mecanismos de transporte al sitio de depósito y la estabilidad inherente de los minerales específicos involucrados.

La serie de disolución de Goldich cuantifica la resistencia de los minerales formadores de rocas a los procesos de erosión. Dentro de esta serie, el cuarzo demuestra la mayor estabilidad, seguido por el feldespato, las micas y, posteriormente, otros minerales menos estables que persisten sólo en condiciones mínimas de intemperie. El grado de meteorización está influenciado predominantemente por la proximidad al área de origen, las condiciones climáticas locales predominantes y la duración del transporte de sedimentos a su lugar de depósito. En la mayoría de las rocas sedimentarias, minerales como la mica, el feldespato y otros constituyentes menos estables han sufrido meteorización, transformándose en minerales arcillosos como la caolinita, la illita o la esmectita.

Fósiles

Entre las tres clasificaciones principales de rocas, los fósiles se encuentran con mayor frecuencia dentro de los estratos sedimentarios. A diferencia de la mayoría de las rocas ígneas y metamórficas, las rocas sedimentarias se desarrollan bajo regímenes de temperatura y presión que preservan los restos orgánicos. Con frecuencia, estas estructuras fosilizadas requieren una ampliación para una observación adecuada.

En entornos naturales, los organismos fallecidos suelen ser rápidamente descompuestos por carroñeros, bacterias, descomposición y fuerzas de erosión; sin embargo, en condiciones excepcionales específicas, estos procesos naturales se inhiben, facilitando así la fosilización. La probabilidad de fosilización aumenta con una alta tasa de sedimentación, que asegura un rápido entierro de los restos, en ambientes anóxicos donde la actividad bacteriana es mínima, o cuando el organismo poseía una estructura esquelética robusta. Los fósiles grandes y excepcionalmente conservados son comparativamente poco comunes.

Los fósiles abarcan tanto los restos físicos directos o las impresiones de organismos como sus componentes esqueléticos. Los elementos que se conservan con mayor frecuencia son las partes más duraderas de los organismos, incluidos los huesos, las conchas y los tejidos lignificados de las plantas. Los tejidos blandos exhiben una propensión significativamente menor a la fosilización, siendo extremadamente rara la preservación de tejidos blandos de animales con una edad superior a los 40 millones de años. Las impresiones creadas por los organismos durante su vida se denominan trazas fósiles, ejemplificadas por madrigueras y huellas.

Integrados en rocas sedimentarias, los fósiles están sujetos a los mismos procesos diagenéticos que el material huésped que los rodea. Por ejemplo, una capa de calcítica puede disolverse y el vacío resultante se llena posteriormente con un cemento de sílice. De manera similar, los minerales precipitados pueden llenar cavidades previamente ocupadas por vasos sanguíneos, tejido vascular u otros tejidos blandos. Este proceso, conocido como permineralización, preserva la morfología del organismo al tiempo que altera su composición química. Los minerales implicados con mayor frecuencia en la permineralización incluyen diversas formas de sílice amorfa (como calcedonia, pedernal y pedernal), carbonatos (particularmente calcita) y pirita.

En condiciones de presión y temperatura elevadas, la materia orgánica de un organismo fallecido sufre transformaciones químicas, expulsando compuestos volátiles como agua y dióxido de carbono. En última instancia, el fósil está compuesto por una fina película de carbono puro o su alótropo mineralizado, el grafito. Este modo específico de fosilización se denomina carbonización y tiene especial importancia para los fósiles de plantas. El mismo proceso también explica la génesis de los combustibles fósiles, incluidos el lignito y el carbón.

Estructuras sedimentarias primarias

Las estructuras de rocas sedimentarias se clasifican en estructuras primarias, que se originan durante el proceso de deposición, y estructuras secundarias, que se desarrollan después de la deposición. A diferencia de las texturas, las estructuras se manifiestan consistentemente como características macroscópicas fácilmente observables in situ. Las estructuras sedimentarias proporcionan información sobre el entorno de depósito o funcionan como indicadores de la orientación estratigráfica original en casos de inclinación o inversión tectónica.

Las rocas sedimentarias se acumulan en distintas capas, denominadas lechos o estratos. Específicamente, un lecho constituye una capa de roca que exhibe propiedades litológicas y texturales consistentes. Los lechos resultan de la acumulación secuencial de capas de sedimentos. Este patrón de capas característico de las rocas sedimentarias se denomina estratificación. Las camas individuales pueden tener un grosor que va desde unos pocos centímetros hasta varios metros. Las capas más delicadas y menos prominentes se denominan láminas, y la característica estructural resultante dentro de la roca se denomina laminación. Normalmente, las láminas presentan espesores inferiores a unos pocos centímetros. Si bien la ropa de cama y la laminación frecuentemente se originan horizontalmente, esta orientación no se mantiene universalmente. Ciertos entornos de depósito facilitan la formación de lechos con una inclinación (normalmente menor). Ocasionalmente, una sola unidad de roca puede contener múltiples conjuntos de capas con orientaciones divergentes, una configuración conocida como estratificación cruzada. El lecho cruzado es indicativo de procesos de deposición impulsados ​​por medios fluidos, como el viento o el agua.

A diferencia del lecho cruzado, la laminación paralela implica capas sedimentarias que son completamente paralelas. Las variaciones en los patrones de laminación generalmente surgen de fluctuaciones cíclicas en la entrada de sedimentos, atribuibles, por ejemplo, a cambios estacionales en la precipitación, la temperatura o los procesos bioquímicos. Las láminas que reflejan variaciones estacionales, análogas a los anillos de los árboles, se denominan varvas. Cualquier roca sedimentaria caracterizada por capas de escala milimétrica o más finas puede clasificarse en términos generales como laminita. Las rocas sedimentarias totalmente desprovistas de laminación exhiben una característica estructural conocida como estratificación masiva.

La estratificación graduada describe una estructura sedimentaria donde capas con tamaños de grano más finos se superponen a capas compuestas de granos más gruesos. Esta configuración se desarrolla cuando el agua que fluye rápidamente se desacelera y deja de moverse. En consecuencia, inicialmente se depositan clastos en suspensión más grandes y densos, seguidos de clastos progresivamente más pequeños. Si bien el lecho graduado puede manifestarse en diversos entornos deposicionales, es particularmente diagnóstico de las corrientes de turbidez.

La morfología de la superficie de un lecho, conocida como forma de lecho, también puede indicar ambientes sedimentarios específicos. Ejemplos destacados de formas de lecho incluyen dunas y marcas de ondas. Las marcas de las suelas, incluidas marcas de herramientas y moldes de flauta, representan surcos de erosión en una superficie posteriormente preservada por una mayor sedimentación. Estas estructuras frecuentemente alargadas sirven como indicadores valiosos para determinar la dirección de la paleocorriente durante la deposición.

Las marcas de ondas también se originan en el agua que fluye. Se pueden clasificar en simétricos o asimétricos. Ondas asimétricas se desarrollan en entornos de corrientes unidireccionales, ejemplificados por los ríos. El flanco más extendido de estas ondas mira consistentemente en la dirección de la corriente aguas arriba. Las ondas de onda simétricas son características de entornos donde las corrientes exhiben un flujo bidireccional, como las marismas.

Las grietas de lodo constituyen un lecho resultante de la desecación de sedimentos periódicamente expuestos sobre la superficie del agua. Estas estructuras se observan con frecuencia en entornos como marismas o barras de puntos adyacentes a ríos.

Estructuras sedimentarias secundarias

Las estructuras sedimentarias secundarias se definen como aquellas que se desarrollan después del evento de depósito inicial. Estas estructuras se originan a través de procesos químicos, físicos y biológicos que ocurren dentro del cuerpo de sedimento. Sirven como indicadores de diagnóstico de condiciones post-deposicionales. Ciertas estructuras secundarias pueden funcionar como criterios 'hacia arriba' para la orientación estratigráfica.

La materia orgánica dentro de los sedimentos puede dejar evidencia más allá de los simples cuerpos fósiles. Huellas y madrigueras conservadas son ejemplos de rastros de fósiles, también conocidos como icnofósiles. Estos rastros son comparativamente poco comunes. La mayoría de los rastros de fósiles representan madrigueras creadas por moluscos o artrópodos. Los sedimentólogos se refieren a esta actividad de excavación como bioturbación. La bioturbación puede proporcionar información valiosa sobre las condiciones biológicas y ecológicas que prevalecen después de la deposición de sedimentos. Por el contrario, las acciones excavadoras de los organismos pueden destruir otras estructuras sedimentarias (primarias), complicando así las reconstrucciones paleoambientales.

Las estructuras secundarias también pueden desarrollarse a través de diagénesis o pedogénesis (formación del suelo) cuando el sedimento queda expuesto subaéricamente. Una característica diagenética predominante observada en las rocas carbonatadas es la estilolita. Las estilolitas representan superficies de disolución irregulares donde los fluidos de los poros han eliminado el material rocoso. Este proceso puede conducir a la precipitación de especies químicas específicas, lo que da como resultado la coloración y tinción de las rocas o el desarrollo de concreciones. Las concreciones son típicamente masas subesféricas o concéntricas que poseen una composición distinta en comparación con la roca huésped circundante. Su génesis se atribuye a menudo a precipitaciones localizadas influenciadas por variaciones menores en la composición o porosidad de la roca huésped, que frecuentemente ocurren alrededor de fósiles, dentro de madrigueras o adyacentes a las raíces de las plantas. Las concreciones de pedernal o pedernal se encuentran comúnmente en rocas carbonatadas como la piedra caliza o la tiza, mientras que las areniscas terrestres ocasionalmente exhiben concreciones de hierro. Las concreciones de calcita incrustadas en arcilla, caracterizadas por cavidades o grietas angulares, se denominan concreciones septarias.

Después de la deposición, los procesos físicos pueden deformar el sedimento, generando así una tercera categoría de estructuras secundarias. Las disparidades de densidad entre distintas capas sedimentarias, por ejemplo entre arena y arcilla, pueden conducir a la formación de estructuras de llama o moldes de carga, que surgen del diapirismo invertido. Durante el período en el que el lecho clástico permanece sin consolidar, el diapirismo puede inducir que una capa suprayacente más densa se hunda y se convierta en una capa subyacente menos densa. Ocasionalmente, los contrastes de densidad emergen o se amplifican cuando una de las litologías sufre deshidratación. La deshidratación comprime fácilmente la arcilla, mientras que la arena mantiene su volumen y, en consecuencia, se vuelve relativamente menos densa. Por el contrario, si la presión del fluido intersticial dentro de una capa de arena excede un umbral crítico, la arena puede invadir los estratos arcillosos suprayacentes, formando cuerpos de rocas sedimentarias discordantes conocidos como diques sedimentarios. Este mecanismo idéntico también puede producir volcanes de lodo en la superficie donde el material ha penetrado los estratos suprayacentes.

Los diques sedimentarios también pueden originarse en climas gélidos donde el suelo permanece permanentemente congelado durante una parte importante del año. Los procesos de erosión por heladas son capaces de crear grietas en el suelo que posteriormente se llenan de detritos de la superficie. Estas estructuras sirven como indicadores valiosos de las condiciones climáticas pasadas y como indicadores "hacia arriba" para la orientación estratigráfica.

Las variaciones de densidad también pueden inducir fallas a pequeña escala, incluso al mismo tiempo que la sedimentación en curso, un fenómeno denominado fallas sedimentarias sincrónicas. Este tipo de fallas también puede surgir de la deposición de volúmenes sustanciales de sedimentos no litificados en superficies inclinadas, como frentes de deltas o taludes continentales. Las inestabilidades dentro de estos sedimentos pueden provocar el desplome del material depositado, generando fisuras y pliegues. Las estructuras rocosas resultantes son pliegues y fallas sinsedimentarias, que a menudo presentan desafíos para diferenciarlas de los pliegues y fallas generados por fuerzas tectónicas que actúan sobre rocas litificadas.

Ambientes deposicionales

El contexto geológico específico en el que se origina una roca sedimentaria se denomina entorno de depósito. Cada entorno se caracteriza por una interacción única de procesos geológicos y condiciones predominantes. La naturaleza del sedimento depositado está determinada no sólo por su material de origen (procedencia), sino también significativamente por las características del entorno mismo.

Un ambiente marino significa la formación de rocas dentro de un mar u océano. Normalmente se establece una diferenciación entre ambientes marinos profundos y someros. Los entornos marinos profundos pertenecen generalmente a ambientes situados a más de 200 metros bajo la superficie del agua, abarcando la llanura abisal. Los ambientes marinos poco profundos se encuentran próximos a las costas y pueden extenderse hasta los límites de la plataforma continental. La dinámica del agua en estos entornos suele exhibir una mayor energía en comparación con los entornos de aguas profundas, dado que la actividad de las olas se atenúa a medida que aumenta la profundidad. En consecuencia, las partículas de sedimento más gruesas son susceptibles de transporte, lo que da como resultado un sedimento depositado que es más grueso que el que se encuentra en ambientes más profundos. Cuando se transporta sedimento continental, se deposita una secuencia alterna de arena, arcilla y limo. En situaciones donde el continente está distante, el volumen de dicho sedimento depositado puede ser mínimo, lo que permite que los procesos bioquímicos influyan predominantemente en el tipo de roca resultante. Particularmente en climas cálidos, los ambientes marinos poco profundos en alta mar experimentan principalmente la deposición de rocas carbonatadas. Las aguas cálidas y poco profundas proporcionan un hábitat óptimo para numerosos organismos pequeños que construyen esqueletos de carbonato. Tras la desaparición de estos organismos, sus esqueletos descienden al fondo marino, acumulándose como una capa sustancial de lodo calcáreo que posteriormente puede litificarse hasta convertirse en piedra caliza. Además, los ambientes marinos cálidos y poco profundos representan escenarios ideales para los arrecifes de coral, donde el sedimento está compuesto predominantemente por esqueletos calcáreos de organismos más grandes.

En los ambientes marinos profundos, las corrientes de agua del fondo suelen ser débiles. Por lo tanto, a estos lugares sólo se pueden transportar partículas finas. Los sedimentos comúnmente depositados en el fondo del océano consisten en arcilla fina o esqueletos diminutos de microorganismos. A una profundidad de aproximadamente 4 kilómetros, la solubilidad de los carbonatos aumenta significativamente; esta zona de profundidad específica se denomina lisoclina. El sedimento calcáreo que desciende por debajo de la lisoclina se disuelve, impidiendo así la formación de piedra caliza por debajo de esta profundidad. Por el contrario, los esqueletos silíceos de microorganismos, como los radiolarios, presentan una menor solubilidad y continúan depositándose. La radiolarita sirve como ejemplo ilustrativo de una roca compuesta de esqueletos de sílice. Cuando el fondo marino tiene una inclinación suave, por ejemplo en los taludes continentales, la cubierta sedimentaria puede volverse inestable, lo que da lugar a la generación de corrientes de turbidez. Las corrientes de turbidez representan perturbaciones abruptas dentro del ambiente marino profundo típicamente inactivo, capaces de inducir la rápida deposición de volúmenes sustanciales de sedimentos, incluidos arena y limo. La secuencia de rocas resultante generada por una corriente de turbidez se denomina turbidita.

Los ambientes costeros están influenciados predominantemente por la acción de las olas. En las playas, se depositan principalmente sedimentos más densos como arena o grava, frecuentemente entremezclados con fragmentos de conchas, mientras que las partículas del tamaño de limo y arcilla permanecen en suspensión mecánica. Las marismas y los bajíos son áreas periódicamente expuestas al aire debido a las fluctuaciones de las mareas. Estas características frecuentemente están marcadas por barrancos, donde prevalecen fuertes corrientes, lo que resulta en la deposición de sedimentos de grano más grueso. Los deltas pueden formarse en la confluencia de ríos con masas de agua más grandes, ya sea a lo largo de la costa de un mar o de un lago. Estas formaciones geológicas representan extensas acumulaciones de sedimentos continentales depositados inmediatamente frente a la costa de las desembocaduras de los ríos. Los deltas están constituidos principalmente por sedimentos clásticos, a diferencia de precipitados químicos.

Un ambiente sedimentario continental se refiere a un entorno geológico situado dentro de un continente. Ejemplos ilustrativos de ambientes continentales incluyen lagunas, lagos, pantanos, llanuras aluviales y abanicos aluviales. Dentro de las tranquilas aguas de pantanos, lagos y lagunas, se acumulan sedimentos finos, entremezclados con materia orgánica derivada de la flora y fauna muertas. Por el contrario, los sistemas fluviales poseen una energía hídrica significativamente mayor, lo que permite el transporte de material clástico más pesado. Además del transporte fluvial, los sedimentos también pueden ser movilizados por el viento o la acción de los glaciares. El sedimento transportado por el viento se denomina eólico y normalmente presenta una clasificación excelente, mientras que el sedimento transportado por un glaciar se conoce como labranza glacial y se caracteriza por una clasificación extremadamente deficiente.

Los depósitos eólicos pueden presentar características distintivas. El entorno deposicional de la Formación Touchet, situada en el noroeste de los Estados Unidos, experimentó períodos áridos intermitentes, lo que llevó a la formación de una secuencia de capas de ritmita. Posteriormente a su formación, las grietas de erosión se rellenaron con capas de material del suelo, particularmente aquellos derivados de procesos eólicos. Estas secciones rellenas crearon inclusiones verticales dentro de las capas estratificadas horizontalmente, proporcionando así evidencia sobre la secuencia cronológica de eventos durante la deposición de las cuarenta y una capas de la formación.

Facies sedimentarias

Las características litológicas de las rocas que se originan en un entorno deposicional específico se denominan facies sedimentarias. Estos entornos suelen ocurrir en arreglos espaciales predecibles. Por ejemplo, una playa, caracterizada por la deposición de arena y grava, comúnmente se yuxtapone con un entorno marino marino más profundo donde se acumulan sedimentos más finos al mismo tiempo. Tierra adentro desde la playa, pueden existir dunas eólicas, marcadas por el depósito de arena bien seleccionada, o lagunas, donde se acumula arcilla fina y materia orgánica. Cada ambiente sedimentario distinto produce depósitos característicos únicos. A medida que los estratos sedimentarios se acumulan a lo largo del tiempo geológico, los cambios ambientales pueden provocar un cambio vertical en las facies dentro del subsuelo en una localidad determinada. Por el contrario, rastrear lateralmente una capa de roca de una edad constante revela eventuales alteraciones en su litología y facies.

La diferenciación de facies se logra mediante varios métodos, basados principalmente en la composición litológica (por ejemplo, piedra caliza, limolita o arenisca) o contenido paleontológico. Por ejemplo, los corales habitan exclusivamente entornos marinos cálidos y poco profundos, lo que hace que sus restos fosilizados sean indicativos de facies marinas poco profundas. Las facies definidas por sus características litológicas se denominan litofacies, mientras que aquellas definidas por sus conjuntos fósiles se conocen como biofacies.

Los ambientes sedimentarios están sujetos a cambios temporales en su distribución geográfica. Los límites costeros pueden migrar hacia el mar durante períodos de caída del nivel del mar (regresión), o hacia la tierra debido al aumento relativo del nivel del mar (transgresión) causado por fuerzas tectónicas en la corteza terrestre o mediante la progradación de un gran delta de un río. Dentro del subsuelo, estos desplazamientos geográficos históricos de ambientes sedimentarios se conservan como cambios en las facies sedimentarias. En consecuencia, las facies sedimentarias pueden exhibir variaciones paralelas o perpendiculares a una superficie cronoestratigráfica idealizada, un principio resumido en la Ley de Walther.

Una transgresión denota la migración de una línea costera hacia la tierra. Durante una transgresión, las facies marinas más profundas se depositan estratigráficamente sobre facies menos profundas, una secuencia denominada superposición. Por el contrario, la regresión describe el movimiento de una costa hacia el mar. En una secuencia regresiva, las facies menos profundas se acumulan sobre facies más profundas, una configuración conocida como offlap.

El mapeo de las facies de todas las rocas correspondientes a una edad geológica específica proporciona una descripción completa de la paleogeografía. Una serie cronológica de estos mapas de varias edades ofrece información sobre la evolución de la geografía regional.

Cuencas sedimentarias

Cuencas sedimentarias

Las depresiones geológicas donde se produce una sedimentación extensa se denominan cuencas sedimentarias. La capacidad volumétrica de acumulación de sedimentos dentro de una cuenca está regida por su profundidad, parámetro conocido como espacio de acomodación. La morfología, las dimensiones y la profundidad de una cuenca están controladas fundamentalmente por procesos tectónicos, específicamente movimientos dentro de la litosfera de la Tierra. Las regiones que experimentan levantamiento tectónico, donde asciende la litosfera, eventualmente emergen sobre el nivel del mar, transformándose en áreas de origen de nuevos sedimentos a través de procesos erosivos. Por el contrario, las áreas que experimentan hundimiento tectónico, donde desciende la litosfera, facilitan la formación de cuencas y la posterior deposición de sedimentos.

Una cuenca de rift constituye un tipo de cuenca sedimentaria que se desarrolla a partir de la separación extensional de bloques litosféricos continentales. Estas cuencas se caracterizan típicamente por una morfología alargada, estrecha y profunda. Las fuerzas tectónicas divergentes hacen que la litosfera se estire y adelgace, permitiendo que la astenosfera caliente subyacente ascienda e influya térmicamente en la cuenca del rift suprayacente. Además de los sedimentos continentales, las cuencas de rift suelen contener una proporción significativa de depósitos volcánicos dentro de su relleno. A medida que la cuenca se expande a través de la extensión litosférica en curso, la grieta se ensancha, lo que potencialmente permite incursiones marinas y la posterior deposición de sedimentos marinos.

Al enfriarse, un segmento de la litosfera previamente calentado y estirado experimenta un aumento de densidad, lo que lleva a un hundimiento isostático. La continuación prolongada de este hundimiento da como resultado la formación de una cuenca hundida. Los márgenes continentales pasivos ejemplifican las cuencas hundidas, aunque dichas cuencas también se observan en el interior de los continentes. Dentro de las cuencas hundidas, la carga acumulativa de sedimentos perpetúa el hundimiento en un circuito de retroalimentación que se refuerza a sí mismo. En consecuencia, el espesor total del relleno sedimentario dentro de una cuenca hundida puede superar fácilmente los 10 kilómetros.

Una tercera categoría de cuencas se forma en los límites de las placas convergentes, regiones donde una placa tectónica desciende debajo de otra hacia la astenosfera. La flexión de la placa subductora crea una cuenca de antearco, una depresión alargada, profunda y asimétrica situada delante de la placa superior. Estas cuencas de antearco acumulan importantes depósitos marinos profundos y espesas sucesiones de turbiditas, un relleno sedimentario denominado colectivamente flysch. Si el movimiento convergente de estas placas culmina en una colisión continental, la cuenca se vuelve poco profunda y evoluciona hacia una cuenca de antepaís. Al mismo tiempo, el levantamiento tectónico genera un cinturón montañoso dentro de la placa suprayacente, desde el cual se erosionan volúmenes importantes de material que posteriormente se transportan a la cuenca. Estos detritos de erosión, derivados de una cadena montañosa en crecimiento activo, se conocen como melaza y exhiben una facies marina poco profunda o continental.

Al mismo tiempo, la masa creciente del cinturón montañoso en desarrollo puede inducir un hundimiento isostático en la región de la placa superior situada frente a la cordillera. El tipo de cuenca formada por este hundimiento se denomina cuenca de arco posterior, típicamente caracterizada por un relleno con depósitos marinos poco profundos y melaza.

Influencia de los ciclos astronómicos

Las variaciones de facies y otras características litológicas dentro de secuencias de rocas sedimentarias frecuentemente exhiben un patrón cíclico. Este carácter cíclico se origina en fluctuaciones periódicas en el suministro de sedimentos y el entorno sedimentario predominante. Una proporción significativa de estas alteraciones cíclicas son atribuibles a ciclos astronómicos. Los ciclos astronómicos de período corto incluyen fenómenos como el rango de marea diario o la marea viva quincenal. En una escala temporal más amplia, los cambios cíclicos en el clima y el nivel del mar son impulsados ​​por los ciclos de Milankovitch, que representan cambios periódicos en la orientación del eje de rotación de la Tierra y/o su posición orbital alrededor del Sol. Se han identificado varios ciclos de Milankovitch distintos, con duraciones que oscilan entre aproximadamente 10.000 y 200.000 años.

Incluso alteraciones menores en la orientación axial de la Tierra o en la duración de las estaciones pueden afectar profundamente el clima global. Un ejemplo notable es la serie de edades de hielo que ocurrieron durante los últimos 2,6 millones de años (el período Cuaternario), de las que se supone ampliamente que fueron desencadenadas por ciclos astronómicos. Los cambios climáticos, a su vez, pueden afectar el nivel global del mar, influyendo así en el espacio de alojamiento disponible dentro de las cuencas sedimentarias, además de alterar el suministro de sedimentos de regiones específicas. En consecuencia, variaciones sutiles en los parámetros astronómicos poseen la capacidad de inducir cambios sustanciales en los ambientes sedimentarios y los patrones generales de sedimentación.

Tasas de sedimentación

La tasa de deposición de sedimentos varía significativamente entre diferentes ubicaciones geográficas. Por ejemplo, un canal plano de marea puede experimentar la acumulación de varios metros de sedimento en un solo día, mientras que en el fondo del océano profundo normalmente solo se depositan unos pocos milímetros de sedimento al año. Se puede hacer una distinción fundamental entre sedimentación normal y gradual y deposición resultante de procesos catastróficos. Este último engloba diversos acontecimientos abruptos y excepcionales, como movimientos de masas, desprendimientos de rocas o grandes inundaciones. Los procesos catastróficos son capaces de depositar volúmenes sustanciales de sedimentos de forma instantánea. En ciertos entornos sedimentarios, la mayor parte de la columna total de roca sedimentaria puede haberse originado a partir de eventos catastróficos, incluso si el ambiente es generalmente inactivo. Por el contrario, otros ambientes sedimentarios se caracterizan predominantemente por una sedimentación normal y continua.

Con frecuencia, la sedimentación avanza a un ritmo lento. En ambientes desérticos, por ejemplo, el viento deposita selectivamente material siliciclástico (como arena o limo) en áreas localizadas, o inundaciones catastróficas episódicas de un wadi pueden provocar la acumulación abrupta de cantidades significativas de material detrítico; sin embargo, la erosión eólica generalmente predomina en la mayoría de estos paisajes. El volumen final de roca sedimentaria formada depende no sólo de la cantidad de material aportado sino también de su grado de consolidación. Además, la erosión suele eliminar gran parte del sedimento depositado relativamente pronto después de su acumulación.

Estratigrafía

Las rocas sedimentarias se depositan en distintas capas, conocidas como lechos o estratos, y cada capa sucesiva se acumula horizontalmente sobre las más antiguas, de acuerdo con el principio de superposición. La secuencia estratigráfica frecuentemente contiene discontinuidades denominadas discontinuidades, que significan intervalos durante los cuales no se depositaron nuevos sedimentos o capas sedimentarias previamente formadas se elevaron sobre el nivel del mar y posteriormente se erosionaron.

Las discordancias se clasifican según la orientación de los estratos inmediatamente encima y debajo de la discontinuidad:

• Una discordancia angular ocurre cuando los estratos subyacentes más antiguos se han inclinado y erosionado antes de la deposición de capas más jóvenes orientadas horizontalmente.
• Una no conformidad ocurre cuando las capas más antiguas, compuestas de rocas ígneas o metamórficas, carecen de lecho y se yuxtaponen a capas más jóvenes.
• Una disconformidad se caracteriza por estratos paralelos entre los estratos de roca más antiguos y más jóvenes.

Las rocas sedimentarias son depósitos cruciales de datos históricos de la Tierra, y con frecuencia contienen fósiles, que son restos preservados de flora y fauna antiguas. El carbón, por ejemplo, está clasificado como roca sedimentaria. La composición de los sedimentos ofrece información sobre sus rocas madre originales. Las variaciones observadas entre capas secuenciales significan transformaciones ambientales en escalas de tiempo geológicas. La capacidad de las rocas sedimentarias para preservar fósiles proviene de su formación bajo temperaturas y presiones insuficientes para destruir los restos orgánicos, una característica que las distingue de la mayoría de las rocas ígneas y metamórficas.

Procedencia

La procedencia se refiere al proceso de reconstrucción de la génesis de los sedimentos. Cualquier roca expuesta en la superficie de la Tierra sufre erosión física o química, lo que lleva a su desintegración en sedimentos de grano más fino. Los tres tipos de rocas principales (ígneas, sedimentarias y metamórficas) pueden servir como fuente de detritos sedimentarios. El objetivo de las investigaciones de procedencia sedimentaria es reconstruir e interpretar la historia completa del sedimento, rastreando su viaje desde las rocas madre iniciales dentro de un área fuente hasta su sitio de depósito final.

Back-stripping: una técnica de análisis geofísico.

• Back-stripping – Técnica de análisis geofísico
• Deposición (geología): la acumulación natural de materiales en una masa terrestre.
• Clasificación de Dunham: un esquema de clasificación sistemática para rocas sedimentarias carbonatadas.
• Error de crecimiento
• Lista de minerales
• Lista de tipos de rocas
• Transporte de sedimentos: el movimiento de partículas sólidas, generalmente impulsado por la gravedad y el arrastre de fluidos.
• Caliza concha: tipo de piedra caliza caracterizada por una gran abundancia de fósiles.
• Volcaniclástica: materiales geológicos compuestos de roca volcánica fragmentada.
• Caprock

Referencias

Citas

Referencias generales y citadas

Clasificación básica de rocas sedimentarias, por Lynn S. Fichter, Universidad James Madison, Harrisonburg, Virginia.

• Clasificación básica de rocas sedimentarias Archivado el 23 de julio de 2011 en Wayback Machine, por Lynn S. Fichter, Universidad James Madison, Harrisonburg.VI;
• Tour de rocas sedimentarias: Introducción a las rocas sedimentarias, por Bruce Perry, Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Estatal de California en Long Beach.

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