Color
El color de una roca sedimentaria suele estar determinado principalmente por el hierro, un elemento con dos óxidos principales: el óxido de hierro(II) y el óxido de hierro(III). El óxido de hierro (II) (FeO) sólo se forma en circunstancias de poco oxígeno (anoxia) y da a la roca un color gris o verdoso. El óxido de hierro (III) (Fe2O3), en un entorno más rico en oxígeno, se encuentra a menudo en forma de mineral hematita y da a la roca un color entre rojizo y marrón. En los climas áridos continentales, las rocas están en contacto directo con la atmósfera y la oxidación es un proceso importante que da a la roca un color rojo o naranja. Las secuencias gruesas de rocas sedimentarias rojas formadas en climas áridos se denominan lechos rojos. Sin embargo, un color rojo no significa necesariamente que la roca se haya formado en un entorno continental o en un clima árido.
La presencia de materia orgánica puede colorear una roca de negro o gris. La materia orgánica se forma a partir de organismos muertos, principalmente plantas. Normalmente, este material acaba descomponiéndose por oxidación o actividad bacteriana. Sin embargo, en circunstancias anóxicas, la materia orgánica no puede descomponerse y deja un sedimento oscuro, rico en materia orgánica. Esto puede ocurrir, por ejemplo, en el fondo de mares y lagos profundos. En estos entornos hay poca mezcla de agua, por lo que el oxígeno de las aguas superficiales no desciende y el sedimento depositado suele ser una arcilla fina y oscura. Por lo tanto, las rocas oscuras, ricas en materia orgánica, suelen ser pizarras.
Textura
El tamaño, El tamaño, la forma y la orientación de los clastos (los trozos originales de roca) de un sedimento se denomina textura. La textura es una propiedad a pequeña escala de una roca, pero determina muchas de sus propiedades a gran escala, como la densidad, la porosidad o la permeabilidad.
La orientación en 3D de los clastos se denomina tejido de la roca. El tamaño y la forma de los clastos pueden utilizarse para determinar la velocidad y la dirección de la corriente en el entorno sedimentario que movió los clastos desde su origen; el lodo fino y calcáreo sólo se asienta en aguas tranquilas, mientras que la grava y los clastos más grandes sólo son movidos por aguas en rápido movimiento. El tamaño de grano de una roca suele expresarse con la escala de Wentworth, aunque a veces se utilizan escalas alternativas. La granulometría puede expresarse como un diámetro o un volumen, y es siempre un valor medio, ya que una roca está compuesta por clastos de diferentes tamaños. La distribución estadística de los tamaños de los granos es diferente para los distintos tipos de roca y se describe en una propiedad llamada clasificación de la roca. Cuando todos los clastos son más o menos del mismo tamaño, la roca se denomina «bien clasificada», y cuando hay una gran dispersión en el tamaño del grano, la roca se denomina «mal clasificada».
La forma de los clastos puede reflejar el origen de la roca. Por ejemplo, la coquina, una roca compuesta por clastos de conchas rotas, sólo puede formarse en aguas energéticas. La forma de un clasto puede describirse mediante cuatro parámetros:
- La textura de la superficie describe la cantidad de relieve a pequeña escala de la superficie de un grano que es demasiado pequeño para influir en la forma general. Por ejemplo, los granos escarchados, que están cubiertos de fracturas a pequeña escala, son característicos de las areniscas eólicas.
- La redondez describe la suavidad general de la forma de un grano.
- La esfericidad describe el grado en el que el grano se aproxima a una esfera.
- La forma del grano describe la forma tridimensional del grano.
Las rocas sedimentarias químicas tienen una textura no clástica, formada totalmente por cristales. Para describir una textura de este tipo, sólo es necesario el tamaño medio de los cristales y el tejido.
Mineralogía
La mayoría de las rocas sedimentarias contienen cuarzo (rocas siliciclásticas) o calcita (rocas carbonatadas). A diferencia de las rocas ígneas y metamórficas, una roca sedimentaria suele contener muy pocos minerales principales diferentes. Sin embargo, el origen de los minerales de una roca sedimentaria suele ser más complejo que el de una roca ígnea. Los minerales de una roca sedimentaria pueden estar presentes en los sedimentos originales o formarse por precipitación durante la diagénesis. En el segundo caso, un precipitado mineral puede haber crecido sobre una generación anterior de cemento. Una historia diagenética compleja puede establecerse mediante mineralogía óptica, utilizando un microscopio petrográfico.
Las rocas carbonatadas están formadas predominantemente por minerales de carbonato, como calcita, aragonito o dolomita. Tanto el cemento como los clastos (incluidos los fósiles y los ooides) de una roca sedimentaria carbonatada suelen estar formados por minerales de carbonato. La mineralogía de una roca clástica viene determinada por el material suministrado por la zona de origen, la forma de su transporte hasta el lugar de deposición y la estabilidad de ese mineral en particular.
La resistencia de los minerales que forman las rocas a la intemperie se expresa mediante la serie de disolución de Goldich. En esta serie, el cuarzo es el más estable, seguido del feldespato, las micas y, por último, otros minerales menos estables que sólo están presentes cuando se ha producido poca meteorización. La cantidad de meteorización depende principalmente de la distancia a la zona de origen, el clima local y el tiempo que tardó el sedimento en ser transportado hasta el punto donde se deposita. En la mayoría de las rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables se han transformado en minerales arcillosos como la caolinita, la illita o la esmectita.
Fósiles
Entre los tres tipos principales de roca, los fósiles se encuentran más comúnmente en las rocas sedimentarias. A diferencia de la mayoría de las rocas ígneas y metamórficas, las rocas sedimentarias se forman a temperaturas y presiones que no destruyen los restos fósiles. A menudo, estos fósiles sólo pueden ser visibles con una ampliación.
Los organismos muertos en la naturaleza suelen ser eliminados rápidamente por los carroñeros, las bacterias, la putrefacción y la erosión, pero en circunstancias excepcionales, estos procesos naturales no pueden tener lugar, dando lugar a la fosilización. La probabilidad de fosilización es mayor cuando la tasa de sedimentación es alta (de modo que un cadáver queda rápidamente enterrado), en ambientes anóxicos (donde hay poca actividad bacteriana) o cuando el organismo tenía un esqueleto especialmente duro. Los fósiles más grandes y bien conservados son relativamente raros.
Los fósiles pueden ser tanto restos directos o huellas de organismos como sus esqueletos. Lo más común es que se conserven las partes más duras de los organismos, como los huesos, las conchas y el tejido leñoso de las plantas. Los tejidos blandos tienen una probabilidad mucho menor de ser fosilizados, y la conservación de tejidos blandos de animales de más de 40 millones de años es muy rara. Las huellas de los organismos realizadas mientras estaban vivos se denominan fósiles traza, ejemplos de los cuales son madrigueras, huellas, etc.
Como parte de una roca sedimentaria, los fósiles sufren los mismos procesos diagenéticos que la roca huésped. Por ejemplo, un caparazón formado por calcita puede disolverse mientras que un cemento de sílice rellena entonces la cavidad. Del mismo modo, los minerales precipitantes pueden rellenar las cavidades antes ocupadas por vasos sanguíneos, tejido vascular u otros tejidos blandos. Esto preserva la forma del organismo pero cambia la composición química, un proceso llamado permineralización. Los minerales más comunes que intervienen en la permineralización son diversas formas de sílice amorfa (calcedonia, sílex, chert), carbonatos (especialmente calcita) y pirita.
A alta presión y temperatura, la materia orgánica de un organismo muerto sufre reacciones químicas en las que se expulsan volátiles como el agua y el dióxido de carbono. El fósil, al final, consiste en una fina capa de carbono puro o de su forma mineralizada, el grafito. Esta forma de fosilización se denomina carbonización. Es especialmente importante para los fósiles vegetales. El mismo proceso es responsable de la formación de combustibles fósiles como el lignito o el carbón.
Estructuras sedimentarias primarias
Las rocas sedimentarias se depositan en capas llamadas lechos o estratos. Un lecho se define como una capa de roca que tiene una litología y textura uniformes. Los lechos se forman por la deposición de capas de sedimentos unas sobre otras. La secuencia de lechos que caracteriza a las rocas sedimentarias se denomina estratificación. Los lechos individuales pueden tener un par de centímetros o varios metros de espesor. Las capas más finas y menos pronunciadas se denominan láminas, y la estructura que forma una lámina en una roca se llama laminación. Las láminas suelen tener un grosor inferior a unos pocos centímetros. Aunque la estratificación y la laminación suelen ser originalmente horizontales, no siempre es así. En algunos entornos, los lechos se depositan con un ángulo (normalmente pequeño). A veces existen múltiples conjuntos de capas con diferentes orientaciones en la misma roca, una estructura denominada estratificación cruzada. La estratificación cruzada es característica de la deposición por un medio fluido (viento o agua).
Lo contrario de la estratificación cruzada es la laminación paralela, donde toda la estratificación sedimentaria es paralela. Las diferencias en las laminaciones se deben generalmente a los cambios cíclicos en el aporte de sedimentos, causados, por ejemplo, por los cambios estacionales de las precipitaciones, la temperatura o la actividad bioquímica. Las láminas que representan cambios estacionales (similares a los anillos de los árboles) se denominan varves. Cualquier roca sedimentaria compuesta por capas de escala milimétrica o más fina puede denominarse con el término general de laminita. Cuando las rocas sedimentarias no tienen ninguna laminación, su carácter estructural se denomina estratificación masiva.
La estratificación graduada es una estructura en la que los lechos con un tamaño de grano más pequeño se producen encima de los lechos con granos más grandes. Esta estructura se forma cuando el agua que fluye rápidamente deja de fluir. Los clastos más grandes y pesados en suspensión se asientan primero, y luego los clastos más pequeños. Aunque la estratificación graduada puede formarse en muchos entornos diferentes, es una característica de las corrientes de turbidez.
La superficie de un lecho concreto, denominada forma del lecho, también puede ser indicativa de un entorno sedimentario concreto. Algunos ejemplos de formas de lecho son las dunas y las marcas de ondulación. Las marcas de lenguado, como las marcas de herramientas y los moldes de flauta, son surcos erosionados en una superficie que se conservan gracias a la nueva sedimentación. Suelen ser estructuras alargadas y pueden utilizarse para establecer la dirección del flujo durante la deposición.
Las marcas de ondulación también se forman en el agua que fluye. Pueden ser simétricas o asimétricas. Las ondulaciones asimétricas se forman en entornos en los que la corriente va en una dirección, como los ríos. El flanco más largo de estas ondulaciones se encuentra en el lado de la corriente que va hacia arriba. Las ondulaciones simétricas se producen en entornos en los que las corrientes invierten su dirección, como las llanuras de marea.
Las grietas de barro son una forma de lecho causada por la deshidratación del sedimento que ocasionalmente sale de la superficie del agua. Tales estructuras se encuentran comúnmente en las planicies de marea o en las barras de punta a lo largo de los ríos.
Estructuras sedimentarias secundarias
Las estructuras sedimentarias secundarias son las que se formaron después de la deposición. Estas estructuras se forman por procesos químicos, físicos y biológicos dentro del sedimento. Pueden ser indicadores de las circunstancias posteriores a la deposición. Algunas pueden utilizarse como criterios de ascenso.
Los materiales orgánicos de un sedimento pueden dejar más huellas que los simples fósiles. Las huellas y madrigueras conservadas son ejemplos de fósiles traza (también llamados icnofósiles). Estos rastros son relativamente raros. La mayoría de los fósiles traza son madrigueras de moluscos o artrópodos. Los sedimentólogos llaman a estas madrigueras bioturbación. Puede ser un valioso indicador del entorno biológico y ecológico que existía después de que se depositara el sedimento. Por otro lado, la actividad de madriguera de los organismos puede destruir otras estructuras (primarias) del sedimento, lo que dificulta su reconstrucción.
Las estructuras secundarias también pueden formarse por diagénesis o por la formación de un suelo (pedogénesis) cuando un sedimento queda expuesto por encima del nivel del agua. Un ejemplo de estructura diagenética común en las rocas carbonatadas es un estilolito. Los estilolitos son planos irregulares en los que el material se disolvió en los fluidos de los poros de la roca. Esto puede dar lugar a la precipitación de una determinada especie química que produce la coloración y el tinte de la roca, o a la formación de concreciones. Las concreciones son cuerpos aproximadamente concéntricos con una composición diferente a la de la roca huésped. Su formación puede ser el resultado de una precipitación localizada debida a pequeñas diferencias en la composición o la porosidad de la roca huésped, como ocurre alrededor de los fósiles, en el interior de las madrigueras o alrededor de las raíces de las plantas. En las rocas carbonatadas, como la caliza o la tiza, son frecuentes las concreciones de chert o sílex, mientras que las areniscas terrestres contienen a veces concreciones de hierro. Las concreciones de calcita en arcilla que contienen cavidades angulares o grietas se denominan concreciones septarias.
Después de la deposición, los procesos físicos pueden deformar el sedimento, produciendo una tercera clase de estructuras secundarias. Los contrastes de densidad entre diferentes capas sedimentarias, como entre la arena y la arcilla, pueden dar lugar a estructuras de llama o coladas de carga, formadas por diapirismo invertido. Mientras el lecho clástico sigue siendo fluido, el diapirismo puede hacer que una capa superior más densa se hunda en una capa inferior. A veces, los contrastes de densidad se producen o se potencian cuando una de las litologías se deshidrata. La arcilla puede comprimirse fácilmente como resultado de la deshidratación, mientras que la arena conserva el mismo volumen y se vuelve relativamente menos densa. Por otra parte, cuando la presión del fluido de poro en una capa de arena supera un punto crítico, la arena puede romper las capas de arcilla superpuestas y fluir a través de ellas, formando cuerpos discordantes de roca sedimentaria llamados diques sedimentarios. El mismo proceso puede formar volcanes de lodo en la superficie donde rompieron las capas superiores.
Los diques sedimentarios también pueden formarse en un clima frío donde el suelo está permanentemente congelado durante gran parte del año. La meteorización por heladas puede formar grietas en el suelo que se llenan de escombros desde arriba. Tales estructuras pueden utilizarse como indicadores climáticos, así como estructuras de ascenso.
Los contrastes de densidad también pueden causar fallas a pequeña escala, incluso mientras avanza la sedimentación (fallas sincrónicas-sedimentarias). Este tipo de fallas también pueden producirse cuando se depositan grandes masas de sedimentos no litificados en una ladera, como por ejemplo en el frente de un delta o en el talud continental. Las inestabilidades de estos sedimentos pueden hacer que el material depositado se deslice, produciendo fisuras y plegamientos. Las estructuras resultantes en la roca son pliegues y fallas sinsedimentarias, que pueden ser difíciles de distinguir de los pliegues y fallas formados por las fuerzas tectónicas que actúan sobre las rocas litificadas.