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Rocas sedimentarias
¿Qué es una roca sedimentaria?
Transformación del sedimento
en roca sedimentaria: diagénesis
y litificación
Tipos de rocas sedimentarias
Rocas sedimentarias detríticas
Lutita
Arenisca
Conglomerado y brecha
Rocas sedimentarias químicas
Caliza
Dolomía
Rocas silíceas (sílex)
Evaporitas
Carbón
Clasificación de las rocas
sedimentarias
Ambientes sedimentarios
Tipos de ambientes sedimentarios
Facies sedimentarias
Estructuras sedimentarias
E
l Capítulo 6 nos proporcionó la información necesaria para entender el origen de las rocas sedimentarias. Re- cordemos que la meteorización de las rocas existentes inicia el proceso. A continuación, agentes erosivos como las aguas de escorrentía, el viento, las olas y el hielo extraen los productos de meteorización y los transportan a una nueva lo- calización, donde son depositados. Normalmente las partícu- las se descomponen aún más durante la fase de transporte. Después de la sedimentación, este material, que se denomi- na ahora sedimento, se litifica. En la mayoría de los casos, el sedimento se litifica en roca sedimentaria mediante los pro- cesos de compactación y cementación.
¿Qué es una roca sedimentaria?
Rocas sedimentarias Introducción
Los productos de la meteorización mecánica y química constituyen la materia prima para las rocas sedimentarias. La palabra sedimentaria indica la naturaleza de esas rocas, pues deriva de la palabra latina sedimentum, que hace re- ferencia al material sólido que se deposita a partir de un fluido (agua o aire). La mayor parte del sedimento, pero no todo, se deposita de esta manera. Los restos meteori- zados son barridos constantemente desde el lecho de roca, transportados y por fin depositados en los lagos, los valles de los ríos, los mares y un sinfín de otros lugares. Los gra- nos de una duna de arena del desierto, el lodo del fondo de un pantano, la grava del lecho de un río e incluso el pol- vo de las casas son ejemplos de este proceso interminable. Dado que la meteorización del lecho de roca, el transporte y el depósito de los productos de meteorización son con- tinuos, se encuentran sedimentos en casi cualquier parte. Conforme se acumulan las pilas de sedimentos, los mate- riales próximos al fondo se compactan. Durante largos pe- ríodos, la materia mineral depositada en los espacios que quedan entre las partículas cementa estos sedimentos, for- mando una roca sólida. Los geólogos calculan que las rocas sedimentarias re- presentan sólo alrededor del 5 por ciento (en volumen) de los 16 km externos de la Tierra. Sin embargo, su importancia es bastante mayor de lo que podría indicar este porcentaje. Si tomáramos muestras de las rocas expuestas en la superficie, encontraríamos que la gran mayoría son sedimentarias. De hecho alrededor del 75 por ciento de todos los afloramien- tos de roca de los continentes está compuesto por rocas se- dimentarias. Por consiguiente, podemos considerar las rocas sedimentarias como una capa algo discontinua y relativa- mente delgada de la porción más externa de la corteza. Este hecho se entiende con facilidad cuando consideramos que el sedimento se acumula en la superficie.
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Dado que los sedimentos se depositan en la super- ficie terrestre, las capas de roca que finalmente se forman contienen evidencias de acontecimientos pasados que ocu- rrieron en la superficie. Por su propia naturaleza, las ro- cas sedimentarias contienen en su interior indicaciones de ambientes pasados en los cuales se depositaron sus partí- culas y, en algunos casos, pistas de los mecanismos que in- tervinieron en su transporte. Además, las rocas sedimen- tarias son las que contienen los fósiles, herramientas vitales para el estudio del pasado geológico. Por tanto, este grupo de rocas proporciona a los geólogos mucha de la in- formación básica que necesitan para reconstruir los deta- lles de la historia de la Tierra. Por último, debe mencionarse la gran importancia económica de muchas rocas sedimentarias. El carbón, que se quema para proporcionar una porción significativa de la energía eléctrica de Estados Unidos, es una roca sedi- mentaria. Nuestras otras fuentes principales de energía, el petróleo y el gas natural, están asociadas con las rocas se- dimentarias. Son también fuentes importantes de hierro, aluminio, manganeso y fertilizantes, además de numero- sos materiales esenciales para la industria de la construc- ción.
Transformación del sedimento
en roca sedimentaria: diagénesis
y litificación
El sedimento puede experimentar grandes cambios desde el momento en que fue depositado hasta que se convier- te en una roca sedimentaria y posteriormente es someti- do a las temperaturas y las presiones que lo transforman en una roca metamórfica. El término diagénesis ( dia cambio; genesis origen) es un término colectivo para to- dos los cambios químicos, físicos y biológicos que tienen lugar después de la deposición de los sedimentos, así como durante y después de la litificación. El enterramiento promueve la diagénesis, ya que conforme los sedimentos van siendo enterrados, son so- metidos a temperaturas y presiones cada vez más elevadas. La diagénesis se produce en el interior de los primeros ki- lómetros de la corteza terrestre a temperaturas que en ge- neral son inferiores a los 150 °C a 200 °C. Más allá de este umbral algo arbitrario, se dice que tiene lugar el meta- morfismo. Un ejemplo de cambio diagenético es la recristaliza- ción, el desarrollo de minerales más estables a partir de al- gunos menos estables. El mineral aragonito, la forma me- nos estable del carbonato cálcico (CaCO 3 ), lo ilustra. Muchos organismos marinos segregan el aragonito para formar conchas y otras partes duras, como las estructuras esqueléticas producidas por los corales. En algunos am-
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Por tanto, cuando las rocas ígneas, como el granito, son atacadas por los procesos de meteorización, se liberan los granos de cuarzo. Otros minerales comunes de las rocas detríticas son los feldespatos y las micas. Dado que la meteorización química transforma rápidamente estos minerales en nue- vas sustancias, su presencia en las rocas sedimentarias in- dica que la erosión y la deposición fueron lo bastante rá- pidas como para conservar algunos de los minerales principales de la roca original antes de que pudieran des- componerse. El tamaño del clasto es la base fundamental para distinguir entre las diversas rocas sedimentarias detríti- cas. En la Tabla 7.1 se representan las categorías de tama- ño para los clastos que constituyen las rocas detríticas. El tamaño del clasto no es sólo un método conveniente de di- visión de las rocas detríticas; también proporciona infor- mación útil relativa a los ambientes deposicionales. Las co- rrientes de agua o de aire seleccionan los clastos por tamaños; cuanto más fuerte es la corriente, mayor será el tamaño del clasto transportado. La grava, por ejemplo, es desplazada por ríos de corriente rápida, así como por las avalanchas y los glaciares. Se necesita menos energía para transportar la arena; por tanto, esta última es común en ac- cidentes geográficos como las dunas movidas por el vien- to o algunos depósitos fluviales y playas. Se necesita muy poca energía para transportar la arcilla, ya que se deposi- ta muy lentamente. La acumulación de esas diminutas par- tículas suele estar asociada con el agua tranquila de un lago, una laguna, un pantano o ciertos ambientes marinos. Rocas sedimentarias detríticas comunes, ordenadas por tamaño de clasto creciente son la lutita, la arenisca y el conglomerado o la brecha. Consideraremos ahora cada uno de estos tipos y cómo se forma.
Lutita
La lutita es una roca sedimentaria compuesta por partí- culas del tamaño de la arcilla y el limo (Figura 7.1). Estas rocas detríticas de grano fino constituyen más de la mitad
de todas las rocas sedimentarias. Las partículas de estas ro- cas son tan pequeñas que no pueden identificarse con fa- cilidad sin grandes aumentos y, por esta razón, resulta más difícil estudiar y analizar las lutitas que la mayoría de las otras rocas sedimentarias. Mucho de lo que sabemos sobre esta roca se basa en el tamaño de sus clastos. Las diminutas partículas de la lu- tita indican que se produjo un depósito como conse- cuencia de la sedimentación gradual de corrientes no tur-
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Tabla 7.1 Clasificación de las rocas detríticas según el tamaño del clasto Intervalos Nombre Nombre de tamaño del del Roca detrítica (milímetros) clasto Sedimento
256 (^) Bloque 64-256 (^) Grava Conglomerado 4-64 (^) Canto o brecha 2- 1/16-2 Grano Arena Arenisca 1/256-1/16 Gránulo Limo Limolita <1/256 Partícula Arcilla Lutita
A VECES LOS ALUMNOS
PREGUNTAN
Según la Tabla 7.1, arcilla es un término utilizado para referirse al tamaño microscópico de un clasto. Creía que las arcillas eran un grupo de minerales silicatados laminares. ¿Qué afirmación es correcta? Ambas lo son. En el contexto del tamaño del clasto detríti- co, el término arcilla se refiere sólo a aquellos granos con un tamaño inferior a 1/256 milímetros, es decir, un tamaño mi- croscópico. No significa que estos clastos tengan una com- posición particular. Sin embargo, el término arcilla también se utiliza para designar una composición específica: concre- tamente, un grupo de minerales silicatados relacionados con las micas. Aunque la mayor parte de estos minerales arcillo- sos tiene el tamaño de la arcilla, no todos los sedimentos del tamaño de la arcilla están formados por minerales arcillosos.
▲ Figura 7.1 La lutita es una roca detrítica de grano fino que es la más abundante de todas las rocas sedimentarias. Las lutitas oscuras que contienen restos vegetales son relativamente comunes. (Foto cortesía de E. J. Tarbuck.)
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bulentas relativamente tranquilas. Entre esos ambientes se cuentan los lagos, las llanuras de inundación de ríos, la- gunas y zonas de las cuencas oceánicas profundas. Inclu- so en esos ambientes «tranquilos» suele haber suficiente turbulencia como para mantener suspendidas casi inde- finidamente las partículas de tamaño arcilloso. Por con- siguiente, mucha de la arcilla se deposita sólo después de que las partículas se reúnen para formar agregados ma- yores. A veces, la composición química de la roca propor- ciona información adicional. Un ejemplo es la lutita ne- gra, que es negra porque contiene abundante materia or- gánica (carbono). Cuando se encuentra una roca de este tipo, indica con fuerza que la sedimentación se produjo en un ambiente pobre en oxígeno, como un pantano, donde los materiales orgánicos no se oxidan con facilidad y se descomponen. Conforme se acumulan el limo y la arcilla, tienden a formar capas delgadas, a las que se suele hacer referen- cia como láminas ( lamin capa delgada). Inicialmente las partículas de las láminas se orientan al azar. Esta disposi- ción desordenada deja un elevado porcentaje de espacio vacío (denominado espacio de poros ), que se llena con agua. Sin embargo, esta situación cambia normalmente con el tiempo conforme nuevas capas de sedimento se apilan y compactan el sedimento situado debajo. Durante esta fase las partículas de arcilla y limo adoptan una alineación más paralela y se amontonan. Esta reordenación de los granos reduce el tamaño de los espa- cios de los poros, expulsando gran parte del agua. Una vez que los granos han sido compactados mediante presión, los diminutos espacios que quedan entre las partículas no permiten la circulación fácil de las soluciones que contie- nen el material cementante. Por consiguiente, las lutitas suelen describirse como débiles, porque están poco ce- mentadas y, por consiguiente, no bien litificadas. La incapacidad del agua para penetrar en sus espa- cios porosos microscópicos explica por qué la lutita for- ma a menudo barreras al movimiento subsuperficial del agua y el petróleo. De hecho, las capas de roca que con- tienen agua subterránea suelen estar situadas por encima de los lechos de lutita que bloquean su descenso. En el caso de los depósitos de petróleo ocurre lo contrario. Sue- len estar coronados por capas de lutita que evitan con efi- cacia el escape del petróleo y el gas a la superficie*. Es común aplicar el término lutita a todas las rocas sedimentarias de grano fino, en especial en un contexto no técnico. Sin embargo, hay que tener en cuenta que hay un uso más restringido del término. En este último, la lutita
físil (shale) debe mostrar capacidad para escindirse en ca- pas finas a lo largo de planos espaciales próximos y bien desarrollados. Esta propiedad se denomina fisilidad ( fis- silis lo que se puede agrietar o separar). Si la roca se rompe en fragmentos o bloques, se aplica el nombre de lu- tita no físil (mudstone). Otra roca sedimentaria de grano fino que, como esta última, suele agruparse con la lutita pero carece de fisilidad es la limolita, compuesta funda- mentalmente por clastos de tamaño limo, que contiene menos clastos de tamaño arcilla que las lutitas. Aunque la lutita es, con mucho, más común que las otras rocas sedimentarias, normalmente no atrae tanto la atención como otros miembros menos abundantes de este grupo. La razón es que la lutita no forma afloramientos tan espectaculares como suelen hacer la arenisca y la ca- liza. En cambio, la lutita disgrega con facilidad y suele for- mar una cubierta de suelo que oculta debajo la roca no me- teorizada. Esto se pone de manifiesto en el Gran Cañón, donde las suaves pendientes de lutitas meteorizadas pasan casi desapercibidas y están cubiertas por vegetación, en claro contraste con los empinados acantilados producidos por las rocas más resistentes. Aunque las capas de lutita no pueden formar acan- tilados escarpados ni afloramientos destacables, algunos depósitos tienen valor económico. Algunas lutitas se ex- traen como materia prima para la cerámica, la fabricación de ladrillos, azulejos y porcelana china. Además, mezcla- dos con la caliza, se utilizan para fabricar el cemento por- tland. En el futuro, un tipo de lutita, denominada lutita bi- tuminosa, puede convertirse en un recurso energético valioso. Esta posibilidad se explorará en el Capítulo 21.
Arenisca
La arenisca es el nombre que se da a las rocas en las que predominan los clastos de tamaño arena. Después de la lu- tita, la arenisca es la roca sedimentaria más abundante; constituye aproximadamente el 20 por ciento de todo el grupo. Las areniscas se forman en diversos ambientes y a menudo contienen pistas significativas sobre su origen, entre ellas la selección, la forma del grano y la composi- ción. La selección es el grado de semejanza del tamaño del clasto en una roca sedimentaria. Por ejemplo, si todos los granos de una muestra de arenisca tienen aproxima- damente el mismo tamaño, se considera que la arena está bien seleccionada. A la inversa, si la roca contiene clastos grandes y pequeños mezclados, se dice que la arena está mal seleccionada. Estudiando el grado de selección, pode- mos aprender mucho con respecto a la corriente que de- posita el sedimento. Los depósitos de arena transportada por el viento suelen estar mejor seleccionados que los de- pósitos seleccionados por el oleaje. Los clastos lavados
Rocas sedimentarias detríticas 205
- La relación entre capas impermeables con la existencia y movimiento de aguas subterráneas se examina en el Capítulo 17. Las capas de lutita como roca tapadera en las trampas petrolíferas se tratan en el Capítulo 21.
Conglomerado y brecha
El conglomerado consiste fundamentalmente en grava (Fi- gura 7.2). Como se indica en la Tabla 7.1, estos clastos pueden oscilar en tamaño desde grandes cantos rodados hasta clastos tan pequeños como un guisante. Los clastos suelen ser lo bastante grandes como para permitir su iden- tificación en los tipos de roca distintivos; por tanto, pue- den ser valiosos para identificar las áreas de origen de los sedimentos. Lo más frecuente es que los conglomerados estén mal seleccionados porque los huecos entre los gran- des clastos de grava contienen arena o lodo. La grava se acumula en diversos ambientes y nor- malmente indica la existencia de pendientes acusadas o corrientes muy turbulentas. En un conglomerado, los clastos gruesos quizá reflejan la acción de corrientes mon- tañosas enérgicas o son consecuencia de una fuerte acti- vidad de las olas a lo largo de una costa en rápida erosión. Algunos depósitos glaciares y de avalanchas también con- tienen gran cantidad de grava. Si los grandes clastos son angulosos en vez de re- dondeados, la roca se denomina brecha (Figura 7.3). De- bido a que los cantos experimentan abrasión y se redon- dean muy deprisa durante el transporte, los cantos rodados
y los clastos de una brecha indican que no viajaron muy le- jos desde su área de origen antes de ser depositados. Por tanto, como ocurre con muchas rocas sedimentarias, los conglomerados y las brechas contienen pistas de su pro- pia historia. Los tamaños de sus clastos revelan la fuerza de las corrientes que las transportaron, mientras que el grado de redondez indica cuánto viajaron los clastos. Los fragmentos que hay dentro de una muestra permiten iden- tificar las rocas de las que proceden.
Rocas sedimentarias químicas
Rocas sedimentarias Rocas sedimentarias químicas
Al contrario que las rocas detríticas, que se forman a par- tir de los productos sólidos de la meteorización, los sedi- mentos químicos derivan del material que es transporta- do en solución a los lagos y los mares. Sin embargo, este material no permanece disuelto indefinidamente en el agua. Una parte precipita para formar los sedimentos quí- micos, que se convierten en rocas como la caliza, el sílex y la sal de roca.
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▲ Figura 7.2 El conglomerado está compuesto fundamentalmente de cantos redondeados del tamaño de la grava. (Fotos de E. J. Tarbuck.)
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Vista de cerca
▲ Figura 7.3 Cuando los clastos del tamaño de la grava de una roca detrítica son angulosos, la roca se llama brecha. (Foto de E. J. Tarbuck.)
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Esta precipitación del material se produce de dos maneras. Mediante procesos inorgánicos ( in no; organi- cus vida) como la evaporación y la actividad química que pueden producir sedimentos químicos. Los procesos orgá- nicos (vida) de los organismos acuáticos también forman se- dimentos químicos, cuyo origen se dice que es bioquímico. Un ejemplo de un depósito producido mediante procesos químicos inorgánicos es el que da origen a las es- talactitas y las estalagmitas que decoran muchas cavernas (Figura 7.4). Otra es la sal que queda después de la eva- poración de un determinado volumen de agua marina. Por el contrario, muchos animales y plantas que viven en el agua extraen la materia mineral disuelta para formar ca- parazones y otras partes duras. Una vez muertos los or- ganismos, sus esqueletos se acumulan por millones en el fondo de un lago o un océano como sedimento bioquí- mico (Figura 7.5).
Caliza
Representando alrededor del 10 por ciento del volumen total de todas las rocas sedimentarias, la caliza es la roca sedimentaria química más abundante. Está compuesta
fundamentalmente del mineral calcita (CaCO 3 ) y se for- ma o bien por medios inorgánicos o bien como resultado de procesos bioquímicos ( véase Recuadro 7.1). Con inde- pendencia de su origen, la composición mineral de toda la caliza es similar, aunque existen muchos tipos diferen- tes. Esto es cierto porque las calizas se producen bajo di- versas condiciones. Las formas que tienen un origen bio- químico marino son con mucho las más comunes. Arrecifes de coral Los corales son un ejemplo importan- te de organismos capaces de crear grandes cantidades de caliza marina. Estos invertebrados relativamente senci- llos segregan un esqueleto externo calcáreo (rico en cal- cita). Aunque son pequeños, los corales son capaces de crear estructuras masivas denominadas arrecifes. Los arre- cifes consisten en colonias de coral compuestas por un nú- mero abundante de individuos que viven codo a codo so- bre una estructura de calcita segregada por ellos mismos. Además, con los corales viven algas secretoras de carbo- nato cálcico, que contribuyen a cementar la estructura entera en una masa sólida. También vive en los arrecifes, o cerca, una gran variedad de otros organismos. Desde luego, el arrecife moderno mejor conocido es el arrecife gran-barrera de Australia de 2.000 km de lar- go, pero existen también otros muchos más pequeños. Se
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▲ Figura 7.4 Dado que muchos depósitos de las cuevas se han creado por el goteo aparentemente infinito de agua durante largos períodos de tiempo, se suelen llamar goterones. El material que se deposita es carbonato cálcico (CaCO 3 ) y la roca es una forma de caliza llamada travertino. El carbonato cálcico precipita cuando una parte del dióxido de carbono disuelto se escapa de una gota de agua. (Foto de Clifford Stroud/Parque Nacional Wind Cave.)
▲ Figura 7.5 Esta roca, denominada coquina, consiste en fragmentos de conchas; por consiguiente, tiene un origen bioquímico. (Foto de E. J. Tarbuck.)
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desarrollan en aguas cálidas y someras de los Trópicos y las zonas subtropicales en dirección al Ecuador en una la- titud de alrededor de 30°. En las Bahamas y los Cayos de Florida existen ejemplos notables. Por supuesto, no sólo los corales modernos constru- yen arrecifes. Los corales han sido responsables de la pro- ducción de enormes cantidades de caliza en el pasado ge- ológico también. En Estados Unidos, los arrecifes del Silúrico son notables en Wisconsin, Illinois e Indiana. En el oeste de Texas y en la zona suroriental adyacente de Nuevo México, un complejo arrecife masivo formado du- rante el Pérmico ha quedado extraordinariamente expues- to en el Parque Nacional de las Montañas de Guadalupe.
Coquina y creta Aunque la mayor parte de la caliza es producto de los procesos biológicos, este origen no siem- pre es evidente, porque los caparazones y los esqueletos pueden experimentar un cambio considerable antes de li- tificarse para formar una roca. Sin embargo, una caliza bioquímica de fácil identificación es la coquina, una roca de grano grueso compuesta por caparazones y fragmentos de caparazón poco cementados ( véase Figura 7.5). Otro ejem- plo menos obvio, aunque familiar, es la creta, una roca blanda y porosa compuesta casi por completo de las par- tes duras de microorganismos marinos. Entre los depósi- tos de creta más famosos se cuentan los expuestos a lo lar- go de la costa suroccidental de Inglaterra.
Calizas inorgánicas Las calizas que tienen un origen in- orgánico se forman cuando los cambios químicos o las
temperaturas elevadas del agua aumentan la concentra- ción del carbonato cálcico hasta el punto de que éste pre- cipita. El travertino, el tipo de caliza normalmente obser- vado en las cavernas, es un ejemplo ( véase Figura 7.4). Cuando el travertino se deposita en cavernas, el agua sub- terránea es la fuente del carbonato cálcico. Conforme las gotitas de agua son expuestas al aire de la caverna, parte del dióxido de carbono disuelto en el agua se escapa, cau- sando la precipitación del carbonato cálcico. Otra variedad de caliza inorgánica es la caliza oolíti- ca. Se trata de una roca compuesta por pequeños granos esféricos denominados ooides. Los ooides se forman en aguas marinas someras a medida que diminutas partículas «semilla» (normalmente pequeños fragmentos de capara- zón) son movidos hacia adelante y hacia atrás por las co- rrientes. Conforme los granos ruedan en el agua caliente, que está supersaturada de carbonato cálcico, se recubren con una capa tras otra del precipitado.
Dolomía
Muy relacionada con la caliza está la dolomía, una roca compuesta del mineral dolomita, un carbonato cálcico- magnésico. Aunque la dolomía puede formarse por pre- cipitación directa del agua del mar, probablemente la ma- yoría se origina cuando el magnesio del agua del mar reemplaza parte del calcio de la caliza. La última hipóte- sis se ve reforzada por el hecho de que prácticamente no se encuentra dolomía reciente. Antes bien, la mayoría es
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xido de carbono. Un pequeño porcenta- je es depositado como sedimento. Du- rante largos espacios de tiempo geológi- co, se entierra una cantidad considerable de biomasa con sedimentos. Bajo las con- diciones apropiadas, algunos de estos de- pósitos ricos en carbono se convierten en combustibles fósiles, como carbón, pe- tróleo o gas natural. Al final algunos de los combustibles se recuperan (mediante excavaciones o bombeos de un pozo) y se queman para hacer funcionar las fábricas y alimentar nuestro sistema de transpor- te con combustible. Un resultado de la combustión de combustibles fósiles es la liberación de grandes cantidades de CO (^2) a la atmósfera. Desde luego una de las partes más activas del ciclo de carbono es el movimiento de CO 2 desde la atmósfe- ra a la biosfera y de vuelta otra vez. El carbono también se mueve de la litosfera y la hidrosfera a la atmósfera y
viceversa. Por ejemplo, se cree que la ac- tividad volcánica en las primeras etapas de la historia de la Tierra es la fuente de gran parte del dióxido de carbono que se halla en la atmósfera. Una manera en la que el dióxido de carbono regresa a la hidrosfera y luego a la Tierra sólida es combinándose primero con agua para formar ácido carbónico (H 2 CO 3 ), que después ataca las rocas que componen la litosfera. Un producto de esta meteori- zación química de la roca sólida es el ion bicarbonato soluble (2HCO 3 ), que es transportado por las aguas subterráneas y los ríos hacia el océano. Aquí, los or- ganismos acuáticos extraen este material disuelto para producir partes duras de carbonato cálcico (CaCO 3 ). Cuando los organismos mueren, estos restos esque- léticos se depositan en el fondo oceáni- co como sedimentos bioquímicos y se convierten en roca sedimentaria. De he-
cho, la litosfera es con mucho el mayor depósito terrestre de carbono, donde es el constituyente de una variedad de ro- cas, la más abundante de las cuales es la caliza. La caliza acaba quedando ex- puesta en la superficie de la Tierra, don- de la meteorización química provocará que el carbono almacenado en la roca se libere en la atmósfera en forma de CO 2. En resumen, el carbono se mueve en- tre las cuatro esferas principales de la Tie- rra. Es esencial para cualquier ser vivo de la biosfera. En la atmósfera el dióxido de carbono es un gas invernadero importan- te. En la hidrosfera, el dióxido de carbo- no se disuelve en los lagos, los ríos y el océano. En la litosfera los sedimentos car- bonatados y las rocas sedimentarias con- tienen carbono y éste se almacena como materia orgánica descompuesta por las rocas sedimentarias y en forma de depó- sitos de carbón y petróleo.
roca antigua en la que hubo tiempo de sobra para que el magnesio sustituyera al calcio.
Rocas silíceas (sílex)
Se trata de una serie de rocas muy compactas y duras com- puestas de sílice (SiO 2 ) microcristalina. Una forma bien co- nocida es el pedernal, cuyo color oscuro es consecuencia de la materia orgánica que contiene. El jaspe, una variedad roja, debe su color brillante al óxido de hierro que contie- ne. A la forma bandeada se la suele denominar ágata. Los depósitos de rocas silíceas se encuentran fun- damentalmente en una de las siguientes situaciones: como nódulos de forma irregular en la caliza y como capas de roca. La sílice, que compone muchos nódulos de cuarzo, puede haberse depositado directamente del agua. Estos nódulos tienen un origen inorgánico. Sin embargo, es im- probable que un porcentaje muy grande de capas de ro- cas silíceas precipitaran directamente desde el agua del mar, porque el agua de mar rara vez está saturada de síli- ce. Por consiguiente, se piensa que los estratos de rocas si- líceas se han originado en gran medida como sedimentos bioquímicos. La mayoría de los organismos acuáticos que produ- cen partes duras las fabrican de carbonato cálcico. Pero al- gunos, como las diatomeas y los radiolarios, producen es- queletos de sílice de aspecto vítreo. Estos diminutos organismos son capaces de extraer la sílice aun cuando el agua de mar contenga sólo cantidades ínfimas. Se cree que a partir de sus restos se originaron la mayoría de las capas de rocas silíceas.
Algunos estratos de estos materiales aparecen aso- ciados con coladas de lava y capas de ceniza volcánica. Debido a ello es probable que la sílice derivase de la des- composición de la ceniza volcánica y no de fuentes bio- químicas. Nótese que cuando se está examinando una muestra de mano de roca silícea, hay pocos criterios fia- bles por medio de los cuales poder determinar el modo de origen (inorgánico frente a bioquímico). Como el vidrio, la mayoría de las rocas silíceas tie- nen una fractura concoide. Su dureza, fácil astillamiento, y la posibilidad de conservar un borde afilado hicieron que estos minerales fueran los favoritos de los indígenas ame- ricanos para la fabricación de «puntas» para arpones y flechas. Debido a su durabilidad y a su uso intensivo, se encuentran «puntas de flecha» en muchas partes de Nor- teamérica.
Evaporitas
Muy a menudo, la evaporación es el mecanismo que de- sencadena la sedimentación de precipitados químicos. Entre los minerales precipitados normalmente de esta manera se cuentan la halita (cloruro sódico, NaCl), el componente principal de la salgema, y el yeso (sulfato cálcico hidratado, CaSO 4 ·2H 2 O), el principal ingre- diente de la roca yeso. Los dos tienen una importancia significativa. La halita nos resulta familiar a todos como la sal común utilizada para cocinar y sazonar los ali- mentos. Por supuesto, tiene muchos otros usos, desde la fusión del hielo en las carreteras hasta la fabricación de ácido clorhídrico, y ha sido considerada lo bastante im- portante a lo largo de la historia de la humanidad como para que la gente la haya buscado, comercializado y lu- chado por ella. El yeso es el ingrediente básico de la ar- gamasa. Este material se utiliza mucho en la industria de la construcción para las paredes interiores y exteriores. En el pasado geológico, muchas áreas que ahora son tierras secas eran cuencas, sumergidas bajo brazos some- ros de un mar que tenía sólo conexiones estrechas con el océano abierto. Bajo estas condiciones, el agua del mar en- traba continuamente en la bahía para sustituir el agua per- dida por evaporación. Finalmente el agua de la bahía se sa- turaba y se iniciaba la deposición de sal. Estos depósitos se denominan evaporitas. Cuando se evapora un volumen de agua salada, los minerales que precipitan lo hacen en una secuencia que viene determinada por su solubilidad. Precipitan primero los minerales menos solubles y al final, conforme aumen- ta la salinidad, precipitan los más solubles. Por ejemplo, el yeso precipita cuando se ha evaporado alrededor de los dos tercios a las tres cuartas partes del agua del mar, y la halita se deposita cuando han desaparecido nueve de cada diez partes de agua. Durante las etapas tardías de este
Rocas sedimentarias químicas 211
A VECES LOS ALUMNOS
PREGUNTAN
¿Son las diatomeas un ingrediente de la tierra diatomítica, que se utiliza en los filtros de las piscinas? Las diatomeas no sólo se utilizan en los filtros de las piscinas, sino que también se emplean en varios productos cotidianos, como la pasta de dientes (¡sí, nos cepillamos los dientes con los restos de organismos microscópicos muertos!). Las diato- meas segregan paredes de sílice en una gran variedad de for- mas que se acumulan como sedimentos en cantidades enor- mes. Dado que es ligera, químicamente estable, tiene un área de superficie elevada y es muy absorbente, la tierra diatomá- cea tiene muchos usos prácticos. Los principales usos de las diatomeas son: filtros (para refinar el azúcar, colar la levadu- ra de la cerveza y filtrar el agua de las piscinas); abrasivos sua- ves (en los compuestos de limpieza y pulido del hogar y las es- ponjas faciales); y absorbentes (para vertidos químicos).
las rocas sedimentarias. Se utilizan dos texturas principa- les para clasificar las rocas sedimentarias: clástica y no clástica. El término clástica procede de una palabra grie- ga que significa «roto». Las rocas que exhiben una textura clástica están formadas por fragmentos discretos y clastos que están cementados y compactados juntos. Aunque hay cemento en los espacios comprendidos entre los clastos, esas aperturas rara vez están completamente llenas. Todas
las rocas detríticas tienen una textura clásica. Además, al- gunas rocas sedimentarias químicas exhiben también esta textura. Por ejemplo, la coquina, la caliza compuesta por caparazones y fragmentos de caparazón, es obviamente tan clástica como un conglomerado o una arenisca. Lo mismo se aplica a algunas variedades de caliza oolítica. Algunas rocas sedimentarias químicas tienen una textura no clástica o cristalina en la cual los minerales
Clasificación de las rocas sedimentarias 213
AMBIENTE PANTANOSO
Enterramiento
Mayor enterramiento
Compactación
Compactación
METAMORFISMO
Presión
TURBA (Materia vegetal parcialmente alterada: cuando se quema produce mucho humo y poca energía)
HULLA (Carbón blando; negro; principal carbón utilizado en la producción de energía y en la industria; gran energía)
ANTRACITA (Carbón negro, duro; utilizado en la industria; muy energético)
LIGNITO (Carbón blando y marrón; energía moderada)
Figura 7.6 Etapas sucesivas en la formación del carbón.
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forman un mosaico de cristales intercrecidos. Los crista- les pueden ser microscópicos o suficientemente grandes como para verse a simple vista sin aumento. Ejemplos co- munes de rocas con texturas no clásticas son las sedimen- tadas cuando se evapora el agua de mar (Figura 7.8). Los materiales que constituyen muchas otras rocas no clásti- cas pueden haberse originado en realidad como depósitos detríticos. En esos casos, las partículas probablemente consistían en fragmentos de caparazón u otras partes duras ricas en carbonato cálcico o sílice. La naturaleza clástica de los granos desapareció después o se difuminó debido a que las partículas recristalizaron cuando se consolidaron en caliza o sílex. Las rocas no clásticas están compuestas por crista- les intercrecidos, y algunas se parecen a las rocas ígneas, que son también cristalinas. Los dos tipos de roca suelen ser fáciles de distinguir porque los minerales contenidos en las rocas sedimentarias no clásticas son bastante dife-
rentes de los encontrados en la mayoría de las rocas ígne- as. Por ejemplo, la salgema, el yeso y algunas formas de ca- liza consisten en cristales intercrecidos, pero los minera- les encontrados dentro de esas rocas (halita, yeso y calcita) rara vez están asociados con las rocas ígneas.
Ambientes sedimentarios
Rocas sedimentarias Ambientes sedimentarios
Las rocas sedimentarias son importantes para la interpre- tación de la historia de la Tierra. Mediante la compren- sión de las condiciones bajo las cuales se forman las rocas sedimentarias, los geólogos pueden deducir a menudo la historia de una roca, obteniendo información sobre el ori-
▲ EE^ I N C (^) I AS DELA
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214 C A P Í T U L O 7 Rocas sedimentarias
Rocas sedimentarias detríticas
Textura clástica Tamaño del clasto
Grueso (más de 2 mm)
Medio (de 1/16 a 2 mm)
Fino (de 1/16 a 1/256 mm)
Muy fino (menos de 1/256 mm)
Grava (clastos redondeados)
Nombre del sedimento
Grava (clastos angulosos)
Arena (Si el feldespato es abundante la roca se denomina arcosa)
Limo
Arcilla
Conglomerado
Nombre de la roca
Brecha
Arenisca
Limolita
Lutita
Composición
Calcita, CaCO 3
Cuarzo, SiO 2
Yeso, CaSO 4 •2H 2 O
Halita, NaCl
Fragmentos vegetales alterados
Textura
No clástica: cristalino de fino a grueso
Clástica: caparazones y fragmentos de caparazón visibles, cementados débilmente Clástica: caparazones y fragmentos de caparazón de diversos tamaños cementados con cemento de calcita Clástica: caparazones y arcilla microscópicos
No clástica: cristalino muy fino
No clástica: cristalino de fino a grueso
No clástica: cristalino de fino a grueso
No clástica: materia orgánica de grano fino
Nombre de la roca
Caliza cristalina
Travertino
b i o q u í m i c a C a l i z a
Coquina
Caliza fosilífera
Creta
Rocas silíceas (sílex) (color claro) Pedernal (color oscuro)
Yeso
Salgema
Hulla
Rocas sedimentarias químicas
▲ Figura 7.7 Identificación de las rocas sedimentarias. Las rocas sedimentarias se dividen en dos grupos principales, detríticas y químicas, según el origen de sus sedimentos. El principal criterio para denominar las rocas sedimentarias detríticas es el tamaño de los clastos, mientras que la distinción entre las rocas sedimentarias químicas se basa, primordialmente, en su composición mineral.
216 C A P Í T U L O 7 Rocas sedimentarias
Flecha litoral
Dunas de arena
Playa
Lago
Estuario
Corriente de turbidez
Abanicos submarinos
Figura 7.9 Los ambientes sedimentarios son aquellos lugares donde se acumulan los sedimentos. Cada uno se caracteriza por ciertas condiciones físicas, químicas y biológicas. Dado que cada sedimento contiene pistas sobre el ambiente en el cual se depositó, las rocas sedimentarias son importantes para la interpretación de la historia de la Tierra. En este diagrama idealizado se muestra una serie de ambientes sedimentarios importantes: continental, transicional y marino.
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Ambientes sedimentarios 217
Depósitos glaciares
Corriente encauzada
Lago de playa
Llanura salina
Abanicos aluviales
Pantano
Llanura de inundación
Delta
Isla barrera
Arrecife
Laguna
El ambiente marino somero rodea todos los conti- nentes del mundo. Su anchura varía mucho, desde ser prácticamente inexistente en algunos lugares a extender- se hasta 1.500 kilómetros en otros puntos. En general, esta zona tiene una anchura aproximada de 80 kilómetros. El tipo de sedimentos depositados aquí depende de varios factores, como la distancia de la orilla, la elevación de la zona de tierra adyacente, la profundidad del agua, la tem- peratura del agua y el clima. Debido a la erosión continua del continente adya- cente, el ambiente marino poco profundo recibe gran- des cantidades de sedimentos derivados de la tierra emergida. Cuando la entrada de este sedimento es pe- queña y los mares son relativamente cálidos, los barros ricos en carbonato pueden ser el sedimento predomi- nante. La mayor parte de este material está formado por los restos esqueléticos de los organismos secretores de carbonato mezclados con precipitados inorgánicos. Los arrecifes de coral también se asocian con ambientes ma-
rinos cálidos y poco profundos. En las regiones cálidas donde el mar ocupa una cuenca con circulación restrin- gida, la evaporación provoca la precipitación de los ma- teriales solubles y la formación de depósitos de evapo- ritas marinas. Los ambientes marinos profundos son todos los fon- dos oceánicos profundos. Alejadas de las masas continen- tales, las partículas minúsculas procedentes de muchas fuentes permanecen a la deriva durante mucho tiempo. De manera gradual, estos pequeños granos «caen» sobre el fondo oceánico, donde se acumulan muy lentamente. Son excepciones importantes los potentes depósitos de sedi- mentos relativamente gruesos que aparecen en la base del talud continental. Estos materiales descienden de la pla- taforma continental como corrientes de turbidez —masas densas compuestas de sedimentos y agua e impulsadas por la gravedad—. En el Recuadro 7.3 se tratan más deteni- damente los sedimentos que se acumulan en los ambien- tes marinos.
Ambientes sedimentarios 219
brio térmico establecido entre el agua marina de la superficie y el aire si- tuado por encima debería significar que… los cambios en el clima deberí- an reflejarse en cambios en los orga- nismos que viven cerca de la superfi- cie de las profundidades marinas… Si recordamos que los sedimentos del fondo oceánico de vastas áreas del océano consisten principalmente en caparazones de foraminíferos pe- lágicos, y que estos animales son sen- sibles a las variaciones de temperatu- ra del agua, la conexión entre estos sedimentos y los cambios climáticos se hace evidente*. Por tanto, al intentar comprender el cambio climático, así como otras trans- formaciones ambientales, los científicos están utilizando la enorme reserva de da- tos de los sedimentos del fondo oceánico. Los testigos de sondeo de los sedimentos recogidos por los barcos de perforación y otros buques de investigación han pro- porcionado datos valiosísimos que han ampliado considerablemente nuestro co- nocimiento y nuestra comprensión de los climas del pasado (Figura 7.D). Un ejemplo notable de la importancia de los sedimentos del fondo oceánico para
nuestra comprensión del cambio climático está relacionado con el esclarecimiento de las condiciones atmosféricas fluctuantes del Período Glaciar. El registro de cambios de temperatura contenido en los testigos de sondeo de sedimentos procedentes del fon-
do oceánico han resultado ser esenciales para nuestra comprensión actual de este pe- ríodo reciente de la historia de la Tierra**.
▲ Figura 7.D Los científicos examinan el testigo de sondeo de un sedimento a bordo del JOIDES Resolution , el buque de perforación del Ocean Drilling Program. El fondo oceánico representa una enorme reserva de datos referentes al cambio ambiental global. (Foto cortesía del Ocean Drilling Program.)
** Para más información sobre este tema, véase «Cau- sas de las glaciaciones», en el Capítulo 18.
- Glacial and Quaternary Geology (Nueva York: Wiley, 1971), pág. 718.
220 C A P Í T U L O 7 Rocas sedimentarias
Recuadro 7.3 Entender la Tierra
Naturaleza y distribución de los sedimentos del fondo oceánico
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Excepto en las zonas escarpadas del talud continental y en las zonas cercanas a la cresta del sistema de dorsales oceánicas, la mayor parte del fondo oceánico está cu- bierta por sedimentos (Figura 7.E). Una parte de este material ha sido depositada por corrientes de turbidez, mientras que una gran parte del resto se ha depositado lentamente en el fondo oceánico desde arriba ( véase Figura 7.11). Los sedimentos del fondo oceánico pueden clasificarse según su origen en tres grandes categorías: (1) terrígenos ( te- rra tierra; generare producir), (2) bió- genos ( bio vida; generare producir), y (3) hidrogénicos ( hydros agua; genera- re producir). Aunque cada categoría se trata por separado, los sedimentos del fondo oceánico suelen tener orígenes dis- tintos y, por tanto, son mezclas de varios tipos de sedimentos. Los sedimentos terrígenos están for- mados principalmente por granos mine- rales que fueron meteorizados de las ro- cas continentales y transportados hasta el océano. Los clastos más grandes (grava y arena) suelen depositarse rápidamente cerca de la orilla, mientras que los clastos más finos (partículas microscópicas del tamaño de la arcilla) pueden tardar años en depositarse en el fondo oceánico y pueden ser transportados por las corrien- tes oceánicas a miles de kilómetros.
Como consecuencia, prácticamente todas las partes del océano reciben algún sedi- mento terrígeno. La velocidad a la que se acumulan estos sedimentos en el fondo oceánico profundo, sin embargo, es muy lenta. Para formar una capa de arcilla abi-
sal de un centímetro de grosor, por ejem- plo, hacen falta hasta 50.000 años. Por el contrario, en los márgenes continentales cercanos a las desembocaduras de los grandes ríos, los sedimentos terrígenos se acumulan con rapidez y forman depósitos
Terrígenos Depósitos de granogrueso cercanos a la orilla Arcilla abisal
Biógenos Barro calcáreo Barro silíceo
▲ Figura 7.E Distribución de los sedimentos marinos. Los depósitos terrígenos de grano grueso predominan en las zonas de los márgenes continentales, mientras que el material terrígeno de grano fino (arcilla abisal) es común en zonas más profundas de las cuencas oceánicas. Sin embargo, los depósitos de océano profundo están dominados por los fangos calcáreos, que se encuentran en las porciones someras de las zonas de océano profundo a lo largo de la dorsal centrooceánica. Los fangos silíceos se hallan debajo de las áreas de productividad biológica extraordinariamente alta como la Antártida y el Pacífico ecuatoriano y el océano Índico. Los sedimentos hidrogénicos comprenden sólo una proporción pequeña de los depósitos del océano.
Ambientes de transición La línea de costa es la zona de transición entre los ambientes marino y continental. Aquí se encuentran los depósitos conocidos de arena y grava de- nominados playas. Las llanuras mareales cubiertas de barro son cubiertas alternativamente por capas poco profundas de agua y luego son expuestas al aire conforme las mare- as suben y bajan. A lo largo y cerca de la costa, el trabajo de las olas y las corrientes distribuye la arena, creando fle- chas litorales, cordones litorales e islas barrera. Los cordones litorales y los arrecifes crean albuferas. Las aguas más tran- quilas de estas áreas protegidas son otro lugar de sedi- mentación en la zona de transición. Los deltas se cuentan entre los depósitos más im- portantes asociados a los ambientes de transición. Las acumulaciones complejas de sedimentos se forman hacia
el mar cuando los ríos experimentan una pérdida abrupta de velocidad y depositan su carga de derrubios detríticos.
Facies sedimentarias
Cuando se estudia una serie de capas sedimentarias, se pueden ver los cambios sucesivos de las condiciones ambientales que hubo en un lugar concreto con el paso del tiempo. También pueden verse los cambios de los ambientes pasados si se sigue la pista de una unidad in- dividual de roca sedimentaria lateralmente. Esto es así porque, en cualquier momento, pueden existir muchos ambientes sedimentarios diferentes a lo largo de un área amplia. Por ejemplo, cuando la arena se acumula en un ambiente de playa, los limos más finos suelen depositarse
