Roca sedimentaria

Las rocas sedimentarias son tipos de la roca que son formados por la deposición de material en la superficie de la Tierra y dentro de cuerpos de agua. La sedimentación es el nombre colectivo para procesos que hacen que partículas minerales y/o orgánicas (detrito) coloquen y se acumulen o minerales para precipitar de una solución. Las partículas que forman una roca sedimentaria por la acumulación se llaman el sedimento. Antes de depositarse, el sedimento se formó aguantando y erosión en un área de la fuente, y luego transportado al lugar de deposición por el agua, viento, hielo, movimiento en masa o glaciares que se llaman agentes de denudation.

La tapa de la roca sedimentaria de los continentes de la corteza de la Tierra es extensa, pero se estima que la contribución total de rocas sedimentarias es sólo el 8% del volumen total de la corteza. Las rocas sedimentarias son sólo una chapa delgada sobre una corteza que consiste principalmente en rocas ígneas y metamórficas. Las rocas sedimentarias se depositan en capas como los estratos, formando una estructura llamaron la ropa de cama. El estudio de rocas sedimentarias y estratos de la roca proporciona la información sobre la subsuperficie que es útil para la ingeniería civil, por ejemplo en la construcción de caminos, casas, túneles, canales u otras construcciones. Las rocas sedimentarias también son fuentes importantes de recursos naturales como carbón, combustibles fósiles, agua potable o menas.

El estudio de la secuencia de estratos de la roca sedimentarios es la fuente principal para conocimientos científicos sobre la historia de la Tierra, incluso palaeogeography, paleoclimatología y la historia de vida. La disciplina científica que estudia las propiedades y el origen de rocas sedimentarias se llama sedimentology. Sedimentology es tanto la parte de la geología como la geografía física y se superpone en parte con otras disciplinas en las Ciencias de la Tierra, como pedology, geomorfología, geoquímica o geología estructural.

Clasificación genética

Basado en los procesos responsables de su formación, las rocas sedimentarias se pueden subdividir en cuatro grupos: clastic rocas sedimentarias, bioquímicas (o biogenic) rocas sedimentarias, rocas sedimentarias químicas y una cuarta categoría para "otras" rocas sedimentarias formadas por impactos, volcanism, y otros procesos menores.

Clastic rocas sedimentarias

Clastic las rocas sedimentarias se forman de minerales del silicato y fragmentos de la roca que fueron transportados por fluidos móviles (como la carga de la cama, suspendió la carga, o por flujos de gravedad de sedimento) y se depositaron cuando estos fluidos se pararon. Las rocas de Clastic se forman en gran parte de cuarzo, feldespato, roca (lithic) fragmentos, minerales de arcilla y mica; numerosos otros minerales pueden estar presentes como accesorios y pueden ser importantes en la localidad.

El sedimento de Clastic, y así clastic rocas sedimentarias, se subdivide según la talla de la partícula dominante (diámetro). La mayor parte de geólogos usan la escala de la talla del grano Udden-Wentworth y dividen el sedimento no consolidado en tres fracciones: la grava (> 2 mm de diámetro), arena (1/16 al 2 mm de diámetro), y barro (la arcilla es que usos la abundancia relativa de cuarzo, feldespato, y granos del marco lithic y la abundancia de la matriz fangosa entre estos granos más grandes.

:Composition de granos del marco

La abundancia del pariente de:The de granos del marco con el tamaño de arena determina la primera palabra de un nombre de la piedra arenisca. Para llamar objetivos, la abundancia de granos del marco se normaliza a cuarzo, feldespato y fragmentos lithic formados de otras rocas. Éstos son los tres componentes más abundantes de piedras areniscas; todos otros minerales se consideran accesorios y no se usan en el nombramiento de la roca, sin tener en cuenta la abundancia.

::* Las piedras areniscas de cuarzo tienen> granos de cuarzo del 90%

::* Las piedras areniscas de Feldspathic tienen

Seis nombres de la piedra arenisca son descriptores de utilización posibles para la composición del grano (cuarzo - feldspathic-, y lithic-) y cantidad de la matriz (wacke o arenite). Por ejemplo, un cuarzo arenite se formaría de generalmente (> el 90%) granos de cuarzo y tener la matriz poco/no arcillosa entre los granos, un lithic wacke tendría granos lithic abundantes (es ampliamente usado por sedimentologists, nombres comunes como greywacke, arkose, y la piedra arenisca de cuarzo todavía es ampliamente usada por no especialistas y en la literatura popular.

Mudrocks

Mudrocks son rocas sedimentarias formadas de légamo de al menos el 50% - y partículas con el tamaño de arcilla. Estas partículas relativamente de grano fino son comúnmente transportadas como partículas suspendidas por el flujo turbulento en el agua o aire, y se depositan ya que el flujo se calma y las partículas colocan de la suspensión.

La mayor parte de autores actualmente usan el término "mudrock" para referirse a todas las rocas formadas dominantemente del barro. Mudrocks se puede dividir en siltstones (formado dominantemente de partículas con el tamaño de légamo), mudstones (la mezcla subigual del légamo - y partículas con el tamaño de arcilla), y claystones (formado generalmente de partículas con el tamaño de arcilla). La mayor parte de autores usan "la pizarra" como un término para mudrock fisible (sin tener en cuenta la talla del grano), aunque un poco de literatura más vieja use el término "pizarra" como un sinónimo para mudrock.

Rocas sedimentarias bioquímicas

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

  • La mayor parte de tipos de piedra caliza se forman de los esqueletos calcáreos de organismos como corales, moluscos y foraminifera.
  • El carbón que se forma como plantas quita el carbón de la atmósfera y se combina con otros elementos para construir su tejido.
  • Los depósitos de chert se formaron de la acumulación de esqueletos siliceous de organismos microscópicos como el radiolaria y diatoms.

Rocas sedimentarias químicas

La roca sedimentaria química se forma cuando los componentes minerales en la solución se hacen supersaturados e inorgánicamente precipitados. Las rocas sedimentarias químicas comunes incluyen piedra caliza oolitic y rocas formadas de minerales evaporite como el halite (sal de la roca), sylvite, barite y yeso.

"Otras" rocas sedimentarias

Esta cuarta categoría diversa incluye rocas formadas por flujos de Pyroclastic, impacto breccias, breccias volcánico y otros procesos relativamente poco comunes.

Esquemas de la clasificación compositivos

O bien, las rocas sedimentarias se pueden subdividir en grupos compositivos basados en su mineralogía:

  • Siliciclastic rocas sedimentarias, como descrito encima, dominantemente se forman de minerales del silicato. El sedimento que arregla estas rocas se transportó como la carga de la cama, suspendió la carga, o por flujos de gravedad de sedimento. Siliciclastic rocas sedimentarias se subdividen en conglomerados y breccias, piedra arenisca y mudrocks.
  • El carbonato rocas sedimentarias se forma de calcite (rhombohedral), aragonite (orthorhombic), dolomite , y otros minerales del carbonato basados en el ión. Los ejemplos comunes incluyen la piedra caliza y dolostone.
  • Evaporite rocas sedimentarias se forman de minerales formados de la evaporación del agua. Los minerales evaporite más comunes son carbonatos (calcite y otros basados en), cloruros (halite y otros basados), y sulfatos (yeso y otros basados). Las rocas de Evaporite comúnmente incluyen halite abundante (sal de la roca), yeso y anhydrite.
  • Las rocas sedimentarias orgánicas y ricas tienen cantidades significativas del material orgánico, generalmente superior al carbón orgánico total del 5%. Los ejemplos comunes incluyen carbón, pizarra de petróleo y otras rocas sedimentarias que sirven de embalses para hidrocarbonos líquidos y gas natural.
  • Siliceous rocas sedimentarias casi completamente se forman de la sílice , típicamente como chert, ópalo, chalcedony u otras formas microcristalinas.
  • Las rocas sedimentarias de hierro y ricas se forman de> hierro del 15%; la mayor parte de formas comunes se dividen en bandas formaciones de hierro e ironstones
  • Phosphatic las rocas sedimentarias se forman de minerales de fosfato y contienen el fósforo de más del 6.5%; los ejemplos incluyen depósitos de nódulos de fosfato, camas del hueso y phosphatic mudrocks

Deposición y diagenesis

Transporte de sedimento y deposición

Las rocas sedimentarias se forman cuando el sedimento se deposita de aire, hielo, viento, gravedad o flujos de agua que llevan las partículas en la suspensión. Este sedimento a menudo se forma cuando la intemperie y erosión divide una roca en el material suelto en un área de la fuente. El material se transporta entonces del área de la fuente al área de la deposición. El tipo de sedimento transportado depende de la geología del interior (el área de la fuente del sedimento). Sin embargo, algunas rocas sedimentarias, como evaporites, se forman del material que se formó en el lugar de la deposición. La naturaleza de una roca sedimentaria por lo tanto no sólo depende del suministro de sedimento, sino también del ambiente depositional sedimentario en el cual se formó.

Diagenesis

El término diagenesis es usado para describir todos los cambios químicos, físicos, y biológicos, incluso la cementación, sometida por un sedimento después de su deposición inicial, exclusiva de la intemperie superficial. Algunos de estos procesos hacen que el sedimento se consolide: una sustancia compacta, sólida se forma del material suelto. Rocas sedimentarias jóvenes, sobre todo aquellos de la edad de Quaternary (el período más reciente de la escala de tiempo geológica) a menudo todavía se no consolidan. Como la deposición de sedimento aumenta, sobrecargar (o lithostatic) ocurren las subidas de la presión y un proceso conocido como lithification.

Las rocas sedimentarias a menudo se saturan con seawater o agua subterránea, en la cual los minerales se pueden disolver o de que los minerales pueden precipitar. Los minerales que precipitan reducen el espacio del poro en una roca, un proceso llamado la cementación. Debido a la disminución en el espacio del poro, los fluidos connate originales se arrojan. Los minerales precipitados forman un cemento y hacen la roca más compacta y competente. De esta manera, suelte clasts en una roca sedimentaria se puede hacer "pegado" juntos.

Cuando la sedimentación sigue, una capa de la roca más vieja se hace sepultada más profundo por lo tanto. La presión lithostatic en la roca aumenta debido al peso del sedimento que recubre. Esto causa la compactación, un proceso en el cual los granos mecánicos reorganizan. La compactación es, por ejemplo, un proceso de diagenetic importante en la arcilla, que puede consistir al principio en el agua del 60%. Durante la compactación, este agua intersticial se presiona de espacios del poro. Compacation también puede ser el resultado de disolución de granos por la solución de la presión. El material disuelto precipita otra vez en espacios del poro abiertos, el que significa que hay un flujo nett del material en los poros. Sin embargo, en algunos casos cierto mineral se disuelve y no precipitado otra vez. Este proceso se llama lixiviándose y aumenta el espacio del poro en la roca.

Algunos procesos bioquímicos, como la actividad de bacterias, pueden afectar minerales en una roca y por lo tanto se ven como la parte de diagenesis. Los hongos y las plantas (por sus raíces) y varios otros organismos que viven bajo la superficie también pueden influir en diagenesis.

El entierro de rocas debido a la sedimentación en curso lleva a la presión y temperatura aumentada, que estimula ciertas reacciones químicas. Un ejemplo es las reacciones por las cuales el material orgánico se hace el lignito o el carbón. Cuando temperatura y aumento de la presión todavía adelante, el reino de diagenesis hace el camino para el metamorfismo, el proceso que forma la roca metamórfica.

Propiedades

Color

El color de una roca sedimentaria a menudo es generalmente determinado por el hierro, un elemento con dos óxidos principales: hierro (II) óxido e hierro (III) óxido. El hierro (II) óxido sólo se forma en circunstancias anóxicas y da a la roca un color gris o verdoso. Hierro (III) el óxido a menudo está en la forma del mineral hematite y da a la roca un rojizo al color pardusco. En climas continentales áridos las rocas están en el contacto directo con la atmósfera, y la oxidación es un proceso importante, dando a la roca un color rojo o naranja. Las secuencias gruesas de rocas sedimentarias rojas formadas en climas áridos se llaman camas rojas. Sin embargo, un color rojo no necesariamente significa la roca formada en un ambiente continental o clima árido.

La presencia del material orgánico puede colorear una roca de negro o gris. El material orgánico está en la naturaleza formada de organismos muertos, generalmente plantas. Normalmente, tal material finalmente decae por oxidación o actividad bacteriana. En circunstancias anóxicas, sin embargo, el material orgánico no puede decaer y se hace un sedimento oscuro, rico en el material orgánico. Esto, puede por ejemplo, ocurrir en el fondo de mares profundos y lagos. Hay poca corriente acuática en tales ambientes, por tanto el oxígeno de aguas superficiales no se rebaja, y el sedimento depositado es normalmente una arcilla oscura fina. Las rocas oscuras ricas en el material orgánico por lo tanto a menudo son pizarras.

Textura

La talla, la forma y la orientación de clasts o minerales en una roca se llaman su textura. La textura es una propiedad a pequeña escala de una roca, pero determinó muchas de sus propiedades en gran escala, como la densidad, porosidad o permeabilidad.

Las rocas de Clastic tienen un 'clastic textura', el que significa que consisten en clasts. La orientación 3D de estos clasts se llama la tela de la roca. Entre el clasts la roca se puede formar de una matriz o un cemento (éste puede consistir en cristales de uno o varios minerales precipitados). La talla y la forma de clasts pueden ser usadas para determinar la velocidad y la dirección de la corriente en el ambiente sedimentario donde la roca se formó; el barro fino, calcáreo sólo se instala el agua tranquila, mientras la grava y clasts más grande sólo son depositados por el agua rápidamente móvil. La talla del grano de una roca por lo general se expresa con la escala de Wentworth, aunque las balanzas alternativas se usen a veces. La talla del grano se puede expresar como un diámetro o un volumen, y siempre es un valor medio - una roca se forma de clasts con tallas diferentes. La distribución estadística de tallas del grano es diferente para tipos de la roca diferentes y se describe en una propiedad llamada la clasificación de la roca. Cuando todos clasts son más o menos de la misma talla, la roca se llama 'bien clasificada', cuando hay una extensión grande en la talla del grano, la roca se llama 'mal clasificada'.

La forma de clasts puede reflejar el origen de la roca.

Coquina, una roca formada de clasts de cáscaras rotas, sólo se puede formar en el agua enérgica. La forma de un clast se puede describir usando cuatro parámetros:

  • La textura superficial describe la cantidad del alivio a pequeña escala de la superficie de un grano que es demasiado pequeño para influir en la forma general.
  • el doblamiento describe la suavidad general de la forma de un grano.
  • 'La esfericidad' describe el grado al cual el grano se acerca a una esfera.
  • 'La forma del grano' describe la forma tridimensional del grano.

Las rocas sedimentarias químicas tienen una textura non-clastic, consistiendo completamente en cristales. Para describir tal textura sólo la talla media de los cristales y la tela es necesaria.

Mineralogía

La mayor parte de rocas sedimentarias contienen el uno o el otro cuarzo (sobre todo siliciclastic rocas) o calcite (sobre todo rocas del carbonato). En contraste con rocas ígneas y metamórficas, unas rocas sedimentarias por lo general contienen muy pocos minerales principales diferentes. Sin embargo, el origen de los minerales en una roca sedimentaria a menudo es más complejo que aquellos en una roca ígnea. Los minerales en una roca sedimentaria se pueden haber formado por la precipitación durante la sedimentación o diagenesis. En el segundo caso, el mineral precipitado puede haber crecido sobre una generación más vieja de cemento. Un complejo diagenetic historia puede ser estudiado por la mineralogía óptica, usando un microscopio petrographic.

Las rocas del carbonato dominantemente consisten en minerales del carbonato como calcite, aragonite o dolomite. Ambo cemento y clasts (incluso fósiles y ooids) de una roca del carbonato pueden consistir en minerales del carbonato. La mineralogía de una roca de clastic es determinada por el material suministrado del área de la fuente, la manera de transporte al lugar de deposición y la estabilidad de un mineral particular. La estabilidad de los minerales de formación de la roca principales (su resistencia a la intemperie) es expresada por la serie de reacción de Bowen. En esta serie, el cuarzo es el más estable, seguido de feldespato, micas y otros minerales menos estables que sólo están presentes cuando poca intemperie ha ocurrido. La cantidad de intemperie depende principalmente de la distancia al área de la fuente, el clima local y el tiempo que necesitó para el sedimento para transportarse allá. En la mayor parte de rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables han reaccionado a minerales de arcilla como kaolinite, illite o smectite.

Fósiles

Las rocas sedimentarias son el único tipo de la roca que puede contener fósiles, permanecer o impresiones de organismos muertos. En la naturaleza, los organismos muertos son por lo general rápidamente quitados por limpiadores, bacterias, pudrición y erosión. En algunas circunstancias excepcionales una armazón es fossilized porque estos procesos naturales son incapaces de trabajar. La posibilidad de fossilisation es más alta cuando el precio de la sedimentación es alto (de modo que una armazón rápidamente se sepulte), en ambientes anóxicos (donde poca actividad bacteriana existe) o cuando el organismo tenía un esqueleto particularmente difícil. Los fósiles más grandes, bien conservados son relativamente raros. La mayor parte de rocas sedimentarias contienen fósiles, aunque con muchos el hecho sólo se haga aparente cuando estudiado bajo un microscopio (microfósiles) o con una lupa.

Los fósiles pueden tanto ser el directo permanece o las impresiones de los organismos y sus esqueletos. El más comúnmente conservado son las partes más difíciles de organismos como huesos, cáscaras, tejido arbolado de plantas. La tela suave tiene una posibilidad mucho más pequeña de conservar y fossilized y la tela suave de animales más viejos que 40 millones de años son muy raros. Las impresiones de organismos hechos mientras todavía vivo se llaman fósiles del rastro. Los ejemplos son madrigueras, letras del pie, etc.

Siendo la parte de una roca sedimentaria, los fósiles se someten a los mismos procesos de diagenetic como la piedra. Una cáscara que consiste en calcite se puede disolver por ejemplo, mientras un cemento de sílice entonces llena la cavidad. Del mismo modo, la precipitación de minerales puede llenar cavidades antes ocupadas por vasos sanguíneos, tejido vascular u otras telas suaves. Esto conserva la forma del organismo, pero cambia la composición química, un proceso llamó permineralisation. Los minerales más comunes en permineralisation cementan son carbonatos (sobre todo calcite), las formas de la sílice amorfa (chalcedony, sílex, chert) y pirita. En caso de la sílice cementa, el proceso se llama lithification.

En alta presión y temperatura, el material orgánico de un organismo muerto se somete a reacciones químicas en las cuales volatiles como el agua y dióxido de carbono se expulsan. El fósil, al final, consiste en una capa delgada de carbón puro o su forma de mineralized, grafito. Esta forma de fossilisation se llama carbonisation. Es particularmente importante para fósiles de la planta. El mismo proceso es responsable de la formación de combustibles fósiles como lignito o carbón.

Estructuras sedimentarias primarias

Las estructuras en rocas sedimentarias se pueden dividir en estructuras 'primarias' (formado durante la deposición) y estructuras 'secundarias' (formado después de la deposición). A diferencia de texturas, las estructuras son rasgos siempre en gran escala que se pueden fácilmente estudiar en el campo. Las estructuras sedimentarias pueden decir algo sobre el ambiente sedimentario o pueden servir para contar qué lado al principio revestido donde tectónica han inclinado o han volcado capas sedimentarias.

Las rocas sedimentarias se posan en capas llamadas camas o estratos. Una cama se define como una capa de roca que tiene un uniforme lithology y textura. Las camas se forman por la deposición de capas de sedimento el uno encima del otro. La secuencia de camas que caracteriza rocas sedimentarias se llama acostándose. Las camas individuales pueden ser un par de centímetros al varios metros de espesor. Las capas más finas, menos pronunciadas se llaman laminae y la estructura que forma en una roca se llama la laminación. Laminae son por lo general menos de unos centímetros de espesor. Aunque la ropa de cama y laminación a menudo sea al principio horizontal en la naturaleza, esto es no siempre el caso. En algunos ambientes, las camas se depositan en un (por lo general pequeño) ángulo. Juegos a veces múltiples de capas con orientaciones diferentes existen en la misma roca, una estructura llamada la ropa de cama de la cruz. La ropa de cama de la cruz se forma cuando la erosión a pequeña escala ocurre durante la deposición, cortando la parte de las camas. Las camas más nuevas entonces se forman en un ángulo a más viejo.

La parte de enfrente de ropa de cama de la cruz es la laminación paralela, donde todo layering sedimentario es paralelo. Con laminaciones, las diferencias son generalmente causadas por cambios cíclicos del suministro de sedimento, causado por ejemplo por cambios estacionales de la precipitación, actividad de temperaturas o bioquímica. Laminae que representan cambios estacionales (como anillos del árbol) se llaman varves. Algunas rocas no tienen laminación en absoluto, su carácter estructural se llama la ropa de cama masiva.

La ropa de cama clasificada es una estructura donde las camas con una talla del grano más pequeña ocurren encima de camas con granos más grandes. Esta estructura se forma cuando el agua rápido suelta deja de fluir. Clasts más grandes, más pesados en la suspensión colocan primero, clasts entonces más pequeño. Aunque clasificado la ropa de cama se puede formar en muchos ambientes diferentes, es característico para corrientes de la turbiedad.

El bedform (la superficie de una cama particular) puede ser indicativo para un ambiente sedimentario particular también. Los ejemplos de formas de la cama incluyen señales de la ondulación y dunas. Las únicas marcas, como señales del instrumento y moldes de la flauta, son arboledas cavadas en una capa sedimentaria que se conservan. Éstos son estructuras a menudo alargadas y pueden ser usados para establecer la dirección del flujo durante la deposición.

Las señales de la ondulación también se forman en el agua suelta. Hay dos tipos: la onda asimétrica se riza y ondulación corrientes simétricas. Los ambientes donde la corriente está en una dirección, como ríos, producen ondulación asimétricas. El flanco más largo de tales ondulación se orienta enfrente de la dirección de la corriente. Las ondulación de onda ocurren en ambientes donde las corrientes ocurren en todas las direcciones, como pisos de la marea.

Otro tipo de la forma de la cama es grietas del barro, causadas por la deshidratación de sedimento que de vez en cuando viene encima de la superficie del agua. Tales estructuras comúnmente se encuentran en pisos de la marea o barras del punto a lo largo de ríos.

Estructuras sedimentarias secundarias

Las estructuras sedimentarias secundarias son estructuras en rocas sedimentarias que se formaron después de la deposición. Tales estructuras se forman por procesos químicos, físicos y biológicos dentro del sedimento. Pueden ser indicadores para circunstancias después de la deposición. Unos se pueden usar como el camino criterios.

La presencia orgánica en un sedimento puede dejar más rastros que sólo fósiles. Las pistas conservadas y las madrigueras son ejemplos de fósiles del rastro (también llamó ichnofossils). Algunos fósiles del rastro como letras de la pata de dinosaurios o gente temprana pueden capturar la imaginación humana, pero tales rastros son relativamente raros. La mayor parte de fósiles del rastro son madrigueras de moluscos o arthropods. Esto hacer una madriguera es llamado bioturbation por sedimentologists. Puede ser un indicador valioso del ambiente biológico y ecológico después de que el sedimento se depositó. la otra mano, la actividad que hace una madriguera de organismos puede destruir otras estructuras (primarias) en el sedimento, haciendo una reconstrucción más difícil.

Las estructuras secundarias también pueden haber sido formadas por diagenesis o la formación de un suelo (pedogenesis) cuando un sedimento se expone encima del nivel acuático. Un ejemplo de una estructura diagenetic común en rocas del carbonato es un stylolite. Stylolites son aviones irregulares eran materiales se disolvió en los fluidos del poro en la roca. El resultado de precipitación de cierta especie química puede colorear y mancharse de la roca o la formación de concreciones. Las concreciones son cuerpos aproximadamente concéntricos con una composición diferente de la roca del anfitrión. Su formación puede ser el resultado de la precipitación localizada debido a pequeñas diferencias en composición o porosidad de la roca del anfitrión, tal como alrededor de fósiles, dentro de madrigueras o alrededor de raíces de la planta. En rocas del carbonato como piedra caliza o creta, los chert o concreciones del sílex son comunes, mientras las piedras areniscas terrestres pueden tener concreciones de hierro. Las concreciones de Calcite en la arcilla se llaman concreciones septarian.

Después de la deposición, los procesos físicos pueden deformar el sedimento, formando una tercera clase de estructuras secundarias. Los contrastes de densidad entre capas sedimentarias diferentes, tal como entre la arena y arcilla, pueden causar estructuras de la llama o cargar moldes, formados por diapirism invertido. El diapirism hace que la capa superior más densa se hunda en la otra capa. A veces, el contraste de densidad puede resultar o crecer cuando uno de los lithologies deshidrata. La arcilla se puede fácilmente comprimir a consecuencia de la deshidratación, mientras la arena retiene el mismo volumen y se hace relativamente menos densa. la otra mano, cuando la presión de fluido del poro en una capa de arena supera un punto crítico la arena puede fluir a través de recubrir capas de arcilla, formar cuerpos discordantes de la roca sedimentaria llamó diques sedimentarios (el mismo proceso puede formar volcanes del barro en la superficie).

Un dique sedimentario también se puede formar en un clima frío donde el suelo permanentemente se congela durante una parte grande del año. La intemperie de la helada puede formar grietas en el suelo que se llenan de escombros desde encima. Tales estructuras se pueden usar como indicadores del clima así como camino estructuras.

Los contrastes de densidad también pueden causar criticar a pequeña escala, hasta mientras la sedimentación continúa (criticar syn-sedimentario). Tal criticar también puede ocurrir cuando las masas grandes de sedimento non-lithified se depositan en una cuesta, tal como en el lado delantero de un delta o la cuesta continental. Instabilities en tales sedimentos puede causar caer. Las estructuras que resultan en la roca son pliegues syn-sedimentarios y faltas, que pueden ser difíciles de distinguirse de pliegues y faltas formadas por fuerzas tectónicas en rocas de lithified.

Ambientes sedimentarios

El ajuste en el cual una roca sedimentaria se forma se llama el ambiente sedimentario. Cada ambiente tiene una combinación característica de procesos geológicos y circunstancias. El tipo de sedimento que se deposita sólo no es dependiente del sedimento que se transporta a un lugar, sino también en el propio ambiente.

Un medio ambiente marino significa que la roca se formó en un mar u océano. A menudo, una distinción se hace entre medios ambientes marinos profundos y playos. El infante de marina profundo por lo general manda a ambientes más de 200 m debajo de la superficie del agua. Los medios ambientes marinos playos existen contiguos a líneas de la costa y se pueden extender a los límites de la plataforma continental. El agua en tales ambientes tiene una energía generalmente más alta que esto en ambientes profundos, debido a la actividad de onda. Esto significa que las partículas de sedimento más gruesas se pueden transportar y el sedimento depositado puede ser más grueso que en ambientes profundos. Cuando el sedimento disponible se transporta del continente, una alternación de la arena, arcilla y légamo se deposita. Cuando el continente está lejos, la cantidad de tal sedimento traído puede ser pequeña, y los procesos bioquímicos dominan el tipo de roca que se forma. Sobre todo en climas calientes, los medios ambientes marinos playos lejos costa afuera principalmente ven la deposición de rocas del carbonato. La agua caliente, playa es un hábitat ideal para muchos pequeños organismos que construyen esqueletos del carbonato. Cuando estos organismos mueren su fregadero de esqueletos al fondo, formando una capa gruesa del barro calcáreo que puede lithify en la piedra caliza. Los medios ambientes marinos playos calientes también son ambientes ideales para arrecifes de coral, donde el sedimento consiste principalmente en los esqueletos calcáreos de organismos más grandes.

En medios ambientes marinos profundos, la corriente acuática sobre el fondo de mar es pequeña. Las partículas sólo finas se pueden transportar a tales sitios. Típicamente los sedimentos que depositan en el fondo del océano son arcilla fina o pequeños esqueletos de microorganismos. En la profundidad de 4 kilómetros, la solubilidad de carbonatos aumenta dramáticamente (la zona de profundidad donde esto pasa se llama el lysocline). El sedimento calcáreo que se hunde debajo del lysocline se disuelve, por tanto ninguna piedra caliza se puede formar debajo de esta profundidad. Los esqueletos de microorganismos formados de la sílice (como el radiolarians) todavía depositan aunque. Un ejemplo de una roca formada de esqueletos de la sílice es radiolarite. Cuando el fondo del mar tiene una pequeña inclinación, por ejemplo en las cuestas continentales, la tapa sedimentaria se puede hacer inestable, causando corrientes de la turbiedad. Las corrientes de la turbiedad son perturbaciones repentinas del medio ambiente marino normalmente completamente profundo y pueden causar la deposición instantánea que habla geológicamente de cantidades grandes de sedimento, como arena y légamo. La secuencia de la roca formada por una turbiedad corriente se llama un turbidite.

La costa es un ambiente dominado por la acción de las olas. En la playa, el sedimento dominantemente grueso como la arena o grava se deposita, a menudo se mezcla con fragmentos de la cáscara. Los pisos de la marea y los bajíos son sitios que a veces se desecan debido a la marea. A menudo son cortados por la cruz por barrancos, donde la corriente es fuerte y la talla del grano del sedimento depositado es más grande. Donde a lo largo de una costa (la costa de un mar o un lago) los ríos entran en el cuerpo de agua, los deltas se pueden formar. Éstas son acumulaciones grandes de sedimento transportado del continente a sitios delante de la boca del río. Los deltas dominantemente se forman del sedimento clastic.

Una roca sedimentaria formada en la tierra tiene un ambiente sedimentario continental. Los ejemplos de ambientes continentales son lagunas, lagos, pantanos, floodplains y admiradores aluviales. En el agua tranquila de pantanos, lagos y lagunas, el sedimento fino se deposita, se mezcla con el material orgánico de plantas y animales muertas. En ríos, la energía del agua es mucho más alta y el material transportado consiste en el sedimento clastic. Además del transporte por el agua, el sedimento puede en ambientes continentales también ser transportado por viento o glaciares. El sedimento transportado por el viento se llama eólico y siempre muy bien se clasifica, mientras el sedimento transportado por un glaciar se llama glaciar y es caracterizado por la clasificación muy pobre.

Facies sedimentarias

Los ambientes sedimentarios por lo general existen el uno junto al otro en ciertas sucesiones naturales. Una playa, donde la arena y la grava se depositan, es por lo general saltada por un medio ambiente marino más profundo un poco costa afuera, donde los sedimentos más finos se depositan al mismo tiempo. Detrás de la playa, pueden haber dunas (donde la deposición dominante es la arena bien clasificada) o una laguna (donde la arcilla fina y el material orgánico se depositan). Cada ambiente sedimentario tiene sus propios depósitos característicos. La roca típica formada en cierto ambiente se llama sus facies sedimentarias. Cuando los estratos sedimentarios se acumulan durante el tiempo, el ambiente puede cambiar, formando un cambio de facies en la subsuperficie en una posición. la otra mano, cuando una capa de la roca con cierta edad se sigue lateralmente, el lithology (el tipo de roca) y facies finalmente cambia.

Las facies se pueden distinguir de varios modos: los caminos más comunes son por el lithology (por ejemplo: piedra caliza, siltstone o piedra arenisca) o por contenido del fósil. El coral por ejemplo sólo vive en medios ambientes marinos calientes y playos y los fósiles del coral son así típicos para facies marítimas playas. Las facies determinadas por lithology se llaman lithofacies; las facies determinadas por fósiles son biofacies.

Los ambientes sedimentarios pueden cambiar sus posiciones geográficas durante el tiempo. Las líneas de la costa pueden cambiar en dirección del mar cuando el nivel del mar se cae, cuando la superficie se eleva debido a fuerzas tectónicas en la corteza de la Tierra o cuando un río forma un delta grande. En la subsuperficie, tales cambios geográficos de ambientes sedimentarios del pasado se registran en cambios en facies sedimentarias. Esto significa que las facies sedimentarias pueden cambiar la paralela o el perpendicular a una capa imaginaria de la roca con una edad fija, un fenómeno descrito por el gobierno de facies de Walther.

La situación en la cual el movimiento de líneas de la costa en dirección del continente se llama la transgresión. En caso de la transgresión, las facies marítimas más profundas se depositan sobre facies más playas, una sucesión llamó onlap. La regresión es la situación a la cual una línea de la costa se mueve en dirección del mar. Con la regresión, las facies más playas se depositan encima de facies más profundas, una situación llamó offlap.

Las facies de todas las rocas de cierta edad se pueden trazar en un mapa para dar una descripción del palaeogeography. Una secuencia de mapas para años diferentes puede dar una perspicacia en el desarrollo de la geografía regional.

Palanganas sedimentarias

Los sitios donde la sedimentación en gran escala ocurre se llaman palanganas sedimentarias. La cantidad de sedimento que se puede depositar en una palangana depende de la profundidad de la palangana, el espacio del alojamiento llamado. La profundidad, la forma y la talla de una palangana dependen de tectónica, movimientos dentro de lithosphere de la Tierra. Donde el lithosphere se mueve hacia arriba (elevación tectónica), la tierra finalmente se eleva encima del nivel del mar, de modo que y erosión quite el material, y el área se hace una fuente para el nuevo sedimento. Donde el lithosphere baja (hundimiento tectónico), una palangana se forma y la sedimentación puede ocurrir. Cuando el lithosphere sigue hundiéndose, el nuevo espacio del alojamiento sigue creándose.

Se llama un tipo de palangana formada por el movimiento aparte de dos piezas de un continente una palangana de la grieta. Las palanganas de la grieta se alargan, palanganas estrechas y profundas. Debido al movimiento divergente, el lithosphere se estira y thinned, de modo que asthenosphere caliente se eleve y caliente la palangana de la grieta que recubre. Aparte de sedimentos continentales, las palanganas de la grieta normalmente también tienen la parte de su relleno que consiste en depósitos volcánicos. Cuando la palangana crece debido al estiramiento continuado del lithosphere, la grieta crece y el mar puede entrar, formando depósitos marítimos.

Cuando una pieza de lithosphere que se calentó y se estiró se enfría otra vez, sus subidas de densidad, causando isostatic el hundimiento. Si este hundimiento sigue el bastante mucho tiempo la palangana se llama una palangana de la comba. Los ejemplos de palanganas de la comba son las regiones a lo largo de márgenes continentales pasivos, pero las palanganas de la comba también se pueden encontrar en el interior de continentes. En palanganas de la comba, el peso suplementario de los sedimentos recién depositados es bastante para guardar el hundimiento que entra en un círculo vicioso. El grosor total del relleno sedimentario en unas palanganas de la comba puede exceder así 10 kilómetros.

Un tercer tipo de la palangana existe a lo largo de límites del plato convergentes - sitios donde un plato tectónico se mueve bajo el otro en el asthenosphere. El plato subducting se dobla y se forma una palangana del arco delantero delante de la anulación plate—an alargó, palangana profundamente asimétrica. Las palanganas del arco delantero están llenas de depósitos marítimos profundos y secuencias gruesas de turbidites. Tal relleno se llama flysch. Cuando el movimiento convergente de los dos platos causa la colisión continental, la palangana se hace más playa y se desarrolla en una palangana del promontorio. Al mismo tiempo, la elevación tectónica forma un cinturón de la montaña en el plato principal, del cual las cantidades grandes del material se erosionan y se transportan a la palangana. Tal material erosional de una sierra creciente se llama molasse y tiene un infante de marina playo o unas facies continentales.

Al mismo tiempo, el peso creciente del cinturón de la montaña puede causar el hundimiento isostatic en el área del plato principal al otro lado al cinturón de la montaña. El tipo de la palangana que resulta de este hundimiento se llama una palangana del arco trasero y está por lo general lleno por depósitos marítimos playos y molasse.

Influencia de ciclos astronómicos

En muchos cambios de facies de casos y otros rasgos de lithological en secuencias de la roca sedimentaria tienen una naturaleza cíclica. Esta naturaleza cíclica fue causada por cambios cíclicos del suministro de sedimento y el ambiente sedimentario. La mayor parte de estos cambios cíclicos son causados por ciclos astronómicos. Los ciclos astronómicos cortos pueden ser la diferencia entre las mareas o la marea viva cada dos semanas. En una escala de tiempo más grande, los cambios cíclicos del clima y el nivel del mar son causados por ciclos de Milankovitch: cambios cíclicos de la orientación y/o posición del eje rotatorio de la Tierra y órbita alrededor del Sol. Hay varios ciclos de Milankovitch conocidos, durando entre 10,000 y 200,000 años.

Los relativamente pequeños cambios de la orientación del eje de la Tierra o duración de las temporadas pueden ser una influencia principal en el clima de la Tierra. Un ejemplo es las épocas glaciales de los 2.6 millones de años pasados (el período de Quaternary), que se suponen haber sido causados por ciclos astronómicos. El cambio climático puede influir en el nivel del mar global (y así la cantidad del espacio del alojamiento en palanganas sedimentarias) y suministro de sedimento de cierta región. Finalmente, los pequeños cambios de parámetros astronómicos pueden causar cambios grandes de ambiente sedimentario y sedimentación.

Precios de la sedimentación

El precio al cual el sedimento se deposita se diferencia según la posición. Un canal en un piso de la marea puede ver la deposición de unos metros de sedimento en un día, mientras en el fondo del océano profundo cada año sólo unos milímetros de sedimento se acumulan. Una distinción se puede hacer entre sedimentación normal y sedimentación causada por procesos catastróficos. La categoría última incluye todas las clases de procesos excepcionales repentinos como movimientos en masa, diapositivas de la roca o inundación. Los procesos catastróficos pueden ver la deposición repentina de una cantidad grande de sedimento inmediatamente. En algunos ambientes sedimentarios, la mayor parte de la columna total de la roca sedimentaria fue formada por procesos catastróficos, aunque el ambiente sea por lo general un lugar tranquilo. Otros ambientes sedimentarios son dominados por la sedimentación normal, en curso.

En muchos casos, la sedimentación ocurre despacio. En un desierto, por ejemplo, el viento deposita el material siliciclastic (arena o légamo) en algunos puntos, o la inundación catastrófica de un cauce del río puede causar depósitos repentinos de cantidades grandes del material detrital, pero en la mayor parte de sitios eolian erosión se domina. La cantidad de la roca sedimentaria que las formas sólo no son dependientes de la cantidad del material suministrado, sino también en cómo bien el material se consolida. La erosión quita el sedimento más depositado poco después de la deposición.

Estratigrafía

Esa nueva roca que las capas están encima de capas de la roca más viejas se declara en el principio de superposición. Hay por lo general algunos huecos en la secuencia llamada incompatibilidades. Éstos representan períodos donde ningunos nuevos sedimentos se posaron, o cuando las capas antes sedimentarias levantaron encima del nivel del mar y erosionaron lejos.

Las rocas sedimentarias contienen la información importante sobre la historia de la Tierra. Contienen fósiles, los restos conservados de plantas y animales antiguas. El carbón se considera un tipo de la roca sedimentaria. La composición de sedimentos nos provee de pistas en cuanto a la roca original. Las diferencias entre capas sucesivas indican cambios en el ambiente con el 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 el fósil permanece.

Véase también

  • Desnudamiento trasero
  • Deposición (geología)
  • Clasificación de Dunham
  • erosión
  • Lista de minerales
  • La lista de la roca escribe a máquina
  • Transporte de sedimento

Bibliografía

Enlaces externos


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