Roca sedimentaria

Las rocas sedimentarias clásticas están compuestas por fragmentos de roca ( clastos ) cementados entre sí. Los clastos suelen ser granos individuales de cuarzo , feldespato , minerales arcillosos o mica . Sin embargo, pueden estar presentes diversos minerales. Los clastos también pueden ser fragmentos líticos compuestos por más de un mineral.

Las rocas sedimentarias clásticas se subdividen según el tamaño de partícula dominante. La mayoría de los geólogos utilizan la escala de tamaño de grano de Udden-Wentworth y dividen el sedimento no consolidado en tres fracciones: grava (>2  mm de diámetro), arena (0,06 a 2  mm de diámetro) y lodo (60 μm de diámetro). El lodo se divide a su vez en limo (60 a 4  μm de diámetro) y arcilla (4 μm de diámetro). La clasificación de las rocas sedimentarias clásticas es similar a este esquema; los conglomerados y las brechas están compuestos principalmente de grava, las areniscas de arena y las lutitas de lodo. Esta subdivisión tripartita se refleja en las amplias categorías de ruditas , arenitas y lutitas , respectivamente, en la literatura antigua.

La subdivisión de estas tres grandes categorías se basa en diferencias en la forma de los clastos (conglomerados y brechas), la composición (areniscas) o el tamaño o la textura del grano (rocas arcillosas).

areniscas

Los esquemas de clasificación de arenisca varían ampliamente, pero la mayoría de los geólogos han adoptado el esquema de Dott, ^{[ 4 ]} que utiliza la abundancia relativa de cuarzo, feldespato y granos de estructura lítica y la abundancia de una matriz fangosa entre los granos más grandes.

Composición de los granos de la estructura

La abundancia relativa de granos de tamaño arena determina la primera palabra del nombre de una arenisca. La nomenclatura depende del predominio de los tres componentes más abundantes: cuarzo, feldespato o fragmentos líticos provenientes de otras rocas. Todos los demás minerales se consideran accesorios y no se utilizan para nombrar la roca, independientemente de su abundancia.

• Las areniscas de cuarzo tienen más del 90% de granos de cuarzo.
• Las areniscas feldespáticas tienen menos del 90 % de granos de cuarzo y más granos de feldespato que granos líticos.
• Las areniscas líticas tienen menos del 90 % de granos de cuarzo y más granos líticos que granos de feldespato.

Abundancia de material de matriz fangosa entre los granos de arena.

Cuando se depositan partículas del tamaño de la arena, el espacio entre los granos permanece abierto o se llena de lodo (partículas del tamaño del limo y/o la arcilla).

• Las areniscas "limpias" con espacios porosos abiertos (que posteriormente pueden rellenarse con material de matriz) se denominan arenitas.
• Las areniscas fangosas con una matriz fangosa abundante (>10%) se denominan wackes.

Seis nombres posibles para la arenisca se pueden usar describiendo la composición de los granos (cuarzo, feldespático y lítico) y la cantidad de matriz (wacke o arenita). Por ejemplo, una arenita de cuarzo estaría compuesta principalmente (>90%) de granos de cuarzo y tendría poca o ninguna matriz arcillosa entre los granos; un wacke lítico tendría abundantes granos líticos y abundante matriz arcillosa, etc.

Aunque el esquema de clasificación de Dott ^{[ 4 ]} es ampliamente utilizado por los sedimentólogos, los nombres comunes como grauvaca , arcosa y arenisca de cuarzo todavía son ampliamente utilizados por no especialistas y en la literatura popular.

Las rocas sedimentarias bioquímicas se crean cuando los organismos utilizan materiales disueltos en el aire o el agua para construir sus tejidos. Algunos ejemplos son:

• La mayoría de los tipos de piedra caliza se forman a partir de los esqueletos calcáreos de organismos como corales , moluscos y foraminíferos .
• El carbón , formado a partir de vegetación que ha extraído carbono de la atmósfera y lo ha combinado con otros elementos para construir su tejido, se comprime por los sedimentos suprayacentes y sufre una transformación química. ^{[ 3 ]}
• Los depósitos de sílex se formaron a partir de la acumulación de esqueletos silíceos de organismos microscópicos como radiolarios y diatomeas .

Las rocas sedimentarias químicas se forman cuando los constituyentes minerales en solución se sobresaturan y precipitan inorgánicamente . ^{[ 9 ]} Las rocas sedimentarias químicas comunes incluyen la caliza oolítica y rocas compuestas de minerales evaporíticos , como la halita (sal de roca), la silvita , la barita y el yeso .

Esta cuarta categoría miscelánea incluye tobas volcánicas y brechas volcánicas formadas por la deposición y posterior cementación de fragmentos de lava erupcionados por volcanes, y brechas de impacto formadas después de eventos de impacto .

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  Rocas sedimentarias en Marte, investigadas por el rover Curiosity de la NASA.
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  Estratos de roca sedimentaria con fuerte inclinación a lo largo de la carretera de Chalous en el norte de Irán.
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  Restos estratificados del cono de ceniza de Puʻu Mahana

Las rocas sedimentarias se forman cuando el sedimento se deposita a partir del aire, el hielo, el viento, la gravedad o las corrientes de agua que transportan las partículas en suspensión . Este sedimento suele formarse cuando la meteorización y la erosión descomponen una roca en material suelto en una zona de origen. El material se transporta desde la zona de origen hasta la zona de deposición. El tipo de sedimento transportado depende de la geología de la zona circundante (la zona de origen del sedimento). Sin embargo, algunas rocas sedimentarias, como las evaporitas , están compuestas de material que se forma en el lugar de deposición. Por lo tanto, la naturaleza de una roca sedimentaria no solo depende del suministro de sedimento, sino también del ambiente de deposición sedimentaria en el que se formó.

A medida que los sedimentos se acumulan en un ambiente deposicional, los sedimentos más antiguos son enterrados por sedimentos más jóvenes y experimentan diagénesis. La diagénesis incluye todos los cambios químicos, físicos y biológicos, excluyendo la meteorización superficial, que experimenta un sedimento después de su deposición inicial. Esto incluye la compactación y la litificación de los sedimentos. ^{[ 10 ]} Las primeras etapas de la diagénesis, descritas como eogénesis , tienen lugar a poca profundidad (unas  pocas decenas de metros) y se caracterizan por la bioturbación y los cambios mineralógicos en los sedimentos, con solo una ligera compactación. ^{[ 11 ]} La hematita roja que da color a las areniscas de lecho rojo probablemente se forma durante la eogénesis. ^{[ 12 ] [ 10 ]} Algunos procesos bioquímicos , como la actividad de las bacterias , pueden afectar a los minerales de una roca y, por lo tanto, se consideran parte de la diagénesis. ^{[ 13 ]} Otro ejemplo de diagénesis sedimentaria es la dolomitización de rocas como la caliza. ^{[ 14 ]}

El enterramiento a mayor profundidad se acompaña de mesogénesis , durante la cual tiene lugar la mayor parte de la compactación y litificación. La compactación se produce a medida que los sedimentos se ven sometidos a una presión de sobrecarga (litostática) creciente por parte de los sedimentos suprayacentes. Los granos de sedimento se mueven hacia disposiciones más compactas, los granos de minerales dúctiles (como la mica ) se deforman y el espacio poroso se reduce. Los sedimentos suelen estar saturados de agua subterránea o agua de mar cuando se depositan originalmente, y a medida que se reduce el espacio poroso, gran parte de estos fluidos connatos son expulsados. Además de esta compactación física, puede producirse compactación química mediante disolución por presión . Los puntos de contacto entre los granos están sometidos a la mayor tensión, y el mineral sometido a tensión es más soluble que el resto del grano. Como resultado, los puntos de contacto se disuelven, permitiendo que los granos entren en contacto más cercano. ^{[ 10 ]} El aumento de presión y temperatura estimula reacciones químicas adicionales, como las reacciones por las que la materia orgánica se convierte en lignito o carbón. ^{[ 15 ]}

La litificación sigue de cerca a la compactación, ya que el aumento de la temperatura en profundidad acelera la precipitación del cemento que une los granos. La disolución por presión contribuye a este proceso de cementación , puesto que el mineral disuelto en los puntos de contacto sometidos a tensión se redeposita en los espacios porosos no sometidos a tensión. Esto reduce aún más la porosidad y hace que la roca sea más compacta y competente . ^{[ 10 ]}

La exposición de la roca sedimentaria enterrada se acompaña de telogénesis , la tercera y última etapa de la diagénesis. ^{[ 11 ]} A medida que la erosión reduce la profundidad de enterramiento, la exposición renovada al agua meteórica produce cambios adicionales en la roca sedimentaria, como la lixiviación de parte del cemento para producir porosidad secundaria . ^{[ 10 ]}

A temperaturas y presiones suficientemente altas, el ámbito de la diagénesis da paso al metamorfismo , el proceso que forma la roca metamórfica . ^{[ 16 ]}

El color de una roca sedimentaria suele estar determinado principalmente por el hierro , un elemento con dos óxidos principales: óxido de hierro(II) y óxido de hierro(III) . El óxido de hierro(II) (FeO) solo se forma en condiciones de bajo oxígeno ( anóxicas ) y le da a la roca un color gris o verdoso. El óxido de hierro(III) (Fe₂O₃ _{) ,} en un ambiente con mayor contenido de oxígeno, se encuentra a menudo en forma del mineral hematita y le da a la roca un color rojizo a parduzco. En climas continentales áridos , las rocas están en contacto directo con la atmósfera, y la oxidación es un proceso importante, lo que les confiere un color rojo o naranja. Las secuencias gruesas de rocas sedimentarias rojas formadas en climas áridos se denominan capas rojas . Sin embargo, un color rojo no significa necesariamente que la roca se haya formado en un ambiente continental o en un clima árido. ^{[ 17 ]}

La presencia de materia orgánica puede teñir una roca de negro o gris. La materia orgánica se forma a partir de organismos muertos, principalmente plantas. Normalmente, dicha materia se descompone con el tiempo por oxidación o actividad bacteriana. Sin embargo, en condiciones anóxicas, la materia orgánica no se descompone 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; como resultado, el oxígeno del agua superficial 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 lutitas. ^{[ 17 ] [ 18 ]}

El tamaño , la forma y la orientación de los clastos (las piezas originales de roca) en un sedimento se denominan 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 . ^{[ 19 ]}

La orientación tridimensional de los clastos se denomina fábrica 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 ambiente sedimentario que los movió desde su origen; el lodo calcáreo fino solo se deposita en aguas tranquilas, mientras que la grava y los clastos más grandes solo son movidos por aguas de rápido movimiento. ^{[ 20 ] [ 21 ]} El tamaño de grano de una roca se suele expresar con la escala de Wentworth, aunque a veces se utilizan escalas alternativas. El tamaño de grano puede expresarse como un diámetro o un volumen, y siempre es un valor promedio, ya que una roca está compuesta de clastos de diferentes tamaños. La distribución estadística de los tamaños de grano es diferente para los distintos tipos de roca y se describe en una propiedad denominada 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 de grano, la roca se denomina «mal clasificada». ^{[ 22 ] [ 23 ]}

La forma de los clastos puede reflejar el origen de la roca. Por ejemplo, la coquina , una roca compuesta de clastos de conchas rotas, solo puede formarse en aguas energéticas. La forma de un clasto se puede describir utilizando cuatro parámetros: ^{[ 24 ] [ 25 ]}

• La textura superficial 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 pequeñas fracturas, son característicos de las areniscas eólicas. ^{[ 26 ]}
• El redondeo describe la suavidad general de la forma de un grano.
• La esfericidad describe el grado en que el grano se aproxima a una esfera .
• La forma del grano describe la forma tridimensional del mismo.

Las rocas sedimentarias químicas tienen una textura no clástica, compuesta enteramente de cristales. Para describir dicha textura, basta con conocer el tamaño medio de los cristales y su estructura.

La mayoría de las rocas sedimentarias contienen cuarzo ( rocas siliciclásticas ) o calcita ( rocas carbonatadas ). A diferencia de las rocas ígneas y metamórficas, una roca sedimentaria generalmente contiene muy pocos minerales principales diferentes. Sin embargo, el origen de los minerales en una roca sedimentaria suele ser más complejo que en una roca ígnea. Los minerales en una roca sedimentaria pueden haber estado presentes en los sedimentos originales o pueden haberse formado por precipitación durante la diagénesis. En el segundo caso, un precipitado mineral puede haber crecido sobre una generación anterior de cemento. ^{[ 27 ]} Una historia diagenética compleja puede establecerse mediante mineralogía óptica , utilizando un microscopio petrográfico .

Las rocas carbonatadas se componen principalmente de minerales carbonatados como la calcita, la aragonita o la dolomita . Tanto el cemento como los clastos (incluidos fósiles y ooides ) de una roca sedimentaria carbonatada suelen estar formados por minerales carbonatados. La mineralogía de una roca clástica está determinada por el material aportado por la zona de origen, la forma en que fue transportado al lugar de deposición y la estabilidad de ese mineral en particular.

La resistencia de los minerales formadores de rocas a la meteorización se expresa mediante la serie de disolución de Goldich . En esta serie, el cuarzo es el más estable, seguido del feldespato , las micas y, finalmente, otros minerales menos estables que solo están presentes cuando ha ocurrido poca meteorización. ^{[ 28 ]} La cantidad de meteorización depende principalmente de la distancia al área de origen, el clima local y el tiempo que tardó el sedimento en ser transportado hasta el punto donde se deposita. En la mayoría de las rocas sedimentarias, la mica, el feldespato y los minerales menos estables se han meteorizado a minerales arcillosos como la caolinita , la illita o la esmectita .

Entre los tres tipos principales de roca, los fósiles se encuentran con mayor frecuencia 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 solo son visibles con aumento .

En la naturaleza, los organismos muertos suelen ser eliminados rápidamente por carroñeros , bacterias , descomposición y erosión, pero en circunstancias excepcionales, estos procesos naturales no pueden ocurrir, lo que da lugar a la fosilización. La probabilidad de fosilización es mayor cuando la tasa de sedimentación es alta (de modo que el cadáver queda enterrado rápidamente), en ambientes anóxicos (donde la actividad bacteriana es escasa) o cuando el organismo tenía un esqueleto particularmente duro. Los fósiles grandes y bien conservados son relativamente raros.

Los fósiles pueden ser tanto los restos directos o las huellas de organismos como sus esqueletos. Lo que se conserva con mayor frecuencia son las partes más duras de los organismos, como huesos, conchas y el tejido leñoso de las plantas. El tejido blando tiene muchas menos probabilidades de fosilizarse, y la conservación del tejido blando de animales de más de 40 millones de años es muy rara. ^{[ 29 ]} Las huellas de organismos hechas mientras aún estaban vivos se denominan icnofósiles , ejemplos de los cuales son madrigueras , huellas , etc.

Como parte de una roca sedimentaria, los fósiles experimentan los mismos procesos diagenéticos que la roca huésped. Por ejemplo, una concha compuesta de calcita puede disolverse mientras que un cemento de sílice llena la cavidad. De la misma manera, los minerales precipitantes pueden llenar cavidades anteriormente ocupadas por vasos sanguíneos , tejido vascular u otros tejidos blandos. Esto conserva la forma del organismo pero cambia la composición química, un proceso llamado permineralización . ^{[ 30 ] [ 31 ]} Los minerales más comunes involucrados en la permineralización son varias formas de sílice amorfa ( calcedonia , sílex , pedernal ), carbonatos (especialmente calcita) y pirita .

A alta presión y temperatura, la materia orgánica de un organismo muerto experimenta reacciones químicas en las que se expulsan sustancias volátiles como agua y dióxido de carbono . El fósil, finalmente, consiste en una fina capa de carbono puro o su forma mineralizada, el grafito . Esta forma de fosilización se denomina carbonización . Es particularmente importante para los fósiles vegetales. ^{[ 32 ]} El mismo proceso es responsable de la formación de combustibles fósiles como el lignito o el carbón.

Las estructuras en las rocas sedimentarias se pueden dividir en estructuras primarias (formadas durante la sedimentación) y estructuras secundarias (formadas después de la sedimentación). A diferencia de las texturas, las estructuras son siempre rasgos a gran escala que se pueden estudiar fácilmente en el campo. Las estructuras sedimentarias pueden indicar información sobre el ambiente sedimentario o servir para determinar qué lado estaba originalmente hacia arriba cuando la tectónica ha inclinado o volcado las capas sedimentarias.

Las rocas sedimentarias se depositan en capas llamadas estratos . Un estrato se define como una capa de roca con litología y textura uniformes. Los estratos se forman por la deposición de capas de sedimento unas sobre otras. La secuencia de estratos que caracteriza a las rocas sedimentarias se llama estratificación. ^{[ 33 ] [ 34 ]} Los estratos individuales pueden tener desde un par de centímetros hasta varios metros de espesor. Las capas más finas y menos pronunciadas se llaman láminas, y la estructura que forma una lámina en una roca se llama laminación . Las láminas suelen tener menos de unos pocos centímetros de espesor. ^{[ 35 ]} Aunque la estratificación y la laminación suelen ser originalmente horizontales, no siempre es así. En algunos entornos, los estratos se depositan en un ángulo (generalmente pequeño). A veces existen múltiples conjuntos de capas con diferentes orientaciones en la misma roca, una estructura llamada estratificación cruzada . ^{[ 36 ]} La estratificación cruzada es característica de la deposición por un medio fluido (viento o agua).

Lo opuesto a la estratificación cruzada es la laminación paralela, donde todas las capas sedimentarias son paralelas. ^{[ 37 ]} Las diferencias en las laminaciones generalmente se deben a cambios cíclicos en el suministro de sedimentos, causados, por ejemplo, por cambios estacionales en la lluvia, la temperatura o la actividad bioquímica. Las láminas que representan cambios estacionales (similares a los anillos de los árboles ) se llaman varvas . Cualquier roca sedimentaria compuesta por capas de escala milimétrica o más fina puede denominarse con el término general laminita . Cuando las rocas sedimentarias no tienen ninguna laminación, su carácter estructural se llama estratificación masiva.

La estratificación gradual es una estructura donde se encuentran capas con granos más pequeños sobre capas 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 depositan primero, seguidos de los clastos más pequeños. Si bien la estratificación gradual puede formarse en diversos entornos, es una característica de las corrientes de turbidez . ^{[ 38 ]}

La superficie de un lecho determinado, denominada forma del lecho , también puede ser indicativa de un ambiente sedimentario específico. Ejemplos de formas del lecho incluyen dunas y marcas de ondulación . Las marcas de la suela, como las marcas de herramientas y los moldes de estrías, son surcos erosionados en una superficie que se conservan gracias a la sedimentación continua. Estas estructuras suelen ser alargadas y pueden utilizarse para determinar la dirección del flujo durante la deposición. ^{[ 39 ] [ 40 ]}

También se forman marcas de ondulación en el agua corriente. Pueden ser simétricas o asimétricas. Las ondulaciones asimétricas se forman en entornos donde la corriente va en una sola dirección, como los ríos. El flanco más largo de dichas ondulaciones está en el lado aguas arriba de la corriente. ^{[ 41 ] [ 42 ] [ 43 ]} Las ondulaciones de onda simétricas ocurren en entornos donde las corrientes invierten su dirección, como las marismas.

Las grietas de desecación son formaciones del lecho causadas por la deshidratación de sedimentos que ocasionalmente afloran a la superficie del agua. Estas estructuras se encuentran comúnmente en llanuras intermareales o barras de arena a lo largo de los ríos.

Las estructuras sedimentarias secundarias son aquellas que se forman después de la deposición. Dichas estructuras se forman mediante 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 en un sedimento pueden dejar más huellas que solo fósiles. Las huellas y madrigueras conservadas son ejemplos de icnofósiles (también llamados icnofósiles). ^{[ 44 ]} Estas huellas son relativamente raras. La mayoría de los icnofósiles son madrigueras de moluscos o artrópodos . Esta actividad de excavación se denomina bioturbación en sedimentología. Puede ser un indicador valioso del entorno biológico y ecológico que existía después de la deposición del sedimento. Por otro lado, la actividad de excavación de los organismos puede destruir otras estructuras (primarias) en el sedimento, lo que dificulta su reconstrucción.

Las estructuras secundarias también pueden formarse por diagénesis o la formación de un suelo ( pedogénesis ) cuando un sedimento queda expuesto por encima del nivel del agua. Un ejemplo de una estructura diagenética común en rocas carbonatadas es un estilolito . ^{[ 45 ]} Los estilolitos son planos irregulares donde el material se disolvió en los fluidos de los poros de la roca. Esto puede resultar en la precipitación de una determinada especie química que produce coloración y tinción de la roca, o la formación de concreciones . Las concreciones son cuerpos aproximadamente concéntricos con una composición diferente a la de la roca huésped. Su formación puede ser el resultado de una precipitación localizada debido a pequeñas diferencias en la composición o porosidad de la roca huésped, como alrededor de fósiles, dentro de madrigueras o alrededor de raíces de plantas. ^{[ 46 ]} En rocas carbonatadas como la caliza o la tiza , las concreciones de sílex o pedernal son comunes, mientras que las areniscas terrestres a veces contienen concreciones de hierro. Las concreciones de calcita en arcilla que contienen cavidades angulares o grietas se llaman 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 arena y arcilla, pueden dar lugar a estructuras de llama o moldes de carga , formados por diapirismo invertido . ^{[ 47 ]} Mientras el lecho clástico aún es fluido, el diapirismo puede hacer que una capa superior más densa se hunda en una capa inferior. A veces, los contrastes de densidad ocurren o se intensifican cuando una de las litologías se deshidrata. La arcilla puede comprimirse fácilmente como resultado de la deshidratación, mientras que la arena conserva el mismo volumen y se vuelve relativamente menos densa. Por otro lado, cuando la presión del fluido de poro en una capa de arena supera un punto crítico, la arena puede atravesar las capas de arcilla suprayacentes 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 atravesaron las capas superiores.

Los diques sedimentarios también pueden formarse en climas fríos donde el suelo permanece congelado durante gran parte del año. La erosión por heladas puede generar grietas en el suelo que se llenan con escombros de la superficie. Estas estructuras pueden utilizarse como indicadores climáticos, así como para la construcción de vías de acceso. ^{[ 48 ]}

Los contrastes de densidad también pueden causar fallas a pequeña escala , incluso mientras la sedimentación progresa (fallas sincrónicas sedimentarias). ^{[ 49 ]} Estas fallas también pueden ocurrir cuando grandes masas de sedimento no litificado se depositan en una pendiente, como en el frente de un delta o en el talud continental . Las inestabilidades en dichos sedimentos pueden provocar el deslizamiento del material depositado, produciendo fisuras y pliegues. Las estructuras resultantes en la roca son pliegues y fallas sinsedimentarias , que pueden ser difíciles de distinguir de los pliegues y fallas formados por fuerzas tectónicas que actúan sobre rocas litificadas.

El tipo de roca que se forma en un ambiente deposicional particular se denomina facies sedimentaria . Los ambientes sedimentarios suelen coexistir en sucesiones naturales. Una playa, donde se depositan arena y grava, generalmente limita con un ambiente marino más profundo un poco más alejado de la costa, donde se depositan sedimentos más finos simultáneamente. Detrás de la playa, puede haber dunas (donde la sedimentación dominante es arena bien clasificada) o una laguna (donde se depositan arcilla fina y materia orgánica). Cada ambiente sedimentario tiene sus propios depósitos característicos. A medida que los estratos sedimentarios se acumulan con el tiempo, el ambiente puede cambiar, lo que provoca una modificación de las facies en el subsuelo en una ubicación determinada. Por otro lado, cuando se sigue lateralmente una capa de roca de cierta edad, la litología (el tipo de roca) y las facies cambian con el tiempo. ^{[ 55 ]}

Las facies se pueden distinguir de varias maneras: las más comunes son por la litología (por ejemplo: caliza, limolita o arenisca) o por el contenido fósil . El coral , por ejemplo, solo vive en ambientes marinos cálidos y poco profundos, por lo que los fósiles de coral son típicos de las facies marinas poco profundas. Las facies determinadas por la litología se denominan litofacies ; las determinadas por los fósiles se denominan biofacies . ^{[ 56 ]}

Los ambientes sedimentarios pueden cambiar de posición geográfica con el tiempo. Las líneas costeras pueden desplazarse en la dirección del mar cuando el nivel del mar desciende ( regresión ), cuando la superficie asciende ( transgresión ) debido a fuerzas tectónicas en la corteza terrestre o cuando un río forma un gran delta . En el subsuelo, estos cambios geográficos de los ambientes sedimentarios del pasado se registran en cambios de facies sedimentarias. Esto significa que las facies sedimentarias pueden cambiar paralelamente o perpendicularmente a una capa imaginaria de roca de edad fija, un fenómeno descrito por la Ley de Walther . ^{[ 57 ]}

La situación en la que las líneas costeras se mueven hacia el continente se denomina transgresión . En el caso de transgresión, las facies marinas más profundas se depositan sobre facies menos profundas, una sucesión denominada onlap . La regresión es la situación en la que una línea costera se mueve hacia el mar. Con la regresión, las facies menos profundas se depositan sobre facies más profundas, una situación denominada offlap . ^{[ 58 ]}

Las facies de todas las rocas de una determinada edad pueden representarse en un mapa para obtener una visión general de la paleogeografía . Una secuencia de mapas de diferentes edades puede ofrecer una perspectiva del desarrollo de la geografía regional.

En muchos casos, los cambios de facies y otras características litológicas en secuencias de rocas sedimentarias presentan un carácter cíclico. Este carácter cíclico se debe a cambios cíclicos en el suministro de sedimentos y el ambiente sedimentario. La mayoría de estos cambios cíclicos son causados ​​por ciclos astronómicos . Los ciclos astronómicos cortos pueden ser la diferencia entre las mareas o la marea viva cada dos semanas. En una escala temporal mayor, los cambios cíclicos en el clima y el nivel del mar son causados ​​por los ciclos de Milankovitch : cambios cíclicos en la orientación y/o posición del eje de rotación de la Tierra y su órbita alrededor del Sol. Se conocen varios ciclos de Milankovitch, con una duración de entre 10 000 y 200 000 años. ^{[ 60 ]}

Cambios relativamente pequeños en la orientación del eje terrestre o en la duración de las estaciones pueden tener una gran influencia en el clima de la Tierra. Un ejemplo son las edades de hielo de los últimos 2,6 millones de años (el período Cuaternario ), que se supone fueron causadas por ciclos astronómicos. ^{[ 61 ] [ 62 ]} El cambio climático puede influir en el nivel global del mar (y, por lo tanto, en la cantidad de espacio de acomodación en las cuencas sedimentarias) y en el suministro de sedimentos de una región determinada. En última instancia, pequeños cambios en los parámetros astronómicos pueden provocar grandes cambios en el ambiente sedimentario y la sedimentación.