geología general
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INDICE
1. Mineralogía y petrología
1.1. Minerales
1.1.1. ¿Qué es un mineral?
1.1.2. Composición y estructura de los minerales
1.1.3. Propiedades físicas
1.1.4. Grupos de Minerales
1.1.4.1. Silicatos
1.1.4.2. Carbonatos
1.1.4.3. Sulfuros-Sulfosales
1.1.4.4. Óxidos
1.1.4.5. Haluros
1.1.4.6. Minerales Nativos
1.1.4.7. Otros
1.1.5. Serie de Bowen
1.2. Petrología
1.2.1. Volcanes y otras actividades ígneas
1.2.1.1. Materiales volcánicos
1.2.1.2. Composición de magma (lava)
1.2.1.3. Tipos de volcanes
1.2.1.4. Cuerpos Intrusivos
1.2.1.5. Sills, diques, batolitos
1.2.2. Tipos de rocas
1.2.2.1. Rocas Ígneas
1.2.2.1.1. Orígenes
1.2.2.1.2. Tipos
1.2.2.1.3. Composición, textura y ambientes
1.2.2.2. Rocas Sedimentarias
1.2.2.2.1. Orígenes
1.2.2.2.2. Tipos
1.2.2.2.3. Composición, textura y ambientes
1.2.2.3. Rocas Metamórficas
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1.2.2.3.1. Orígenes y factores del metamorfismo
1.2.2.3.2. Tipo
1.2.2.3.3. Composición, texturas y ambientes
1.2.3. Ciclo de la roca
2. Historia de la Tierra y Paleontología
2.1. Historia de la Tierra
2.1.1. Escala del Tiempo Geológico
2.1.1.1. Precámbrico
2.1.1.2. Paleozoico
2.1.1.2.1. Cámbrico
2.1.1.2.2. Ordovícico
2.1.1.2.3. Silúrico
2.1.1.2.4. Devónico
2.1.1.2.5. Carbonífero
2.1.1.2.5.1. Mississípico
2.1.1.2.5.2. Pensylvánico
2.1.1.2.6. Pérmico
2.1.1.3. Mesozoico
2.1.1.3.1. Triásico
2.1.1.3.2. Jurásico
2.1.1.3.3. Cretácico
2.1.1.4. Cenozoico
2.1.1.4.1. Terciario
2.1.1.4.2. Cuaternario
2.2. Paleontología
2.2.1. Conceptos básicos en paleontología
2.2.2. Aplicaciones e importancia
2.2.3. Generalidades del registro fósil
2.2.4. Historia de la vida
2.2.5. Usos más frecuentes de los fósiles
2.2.6. Datación relativa
3. Estratigrafía
3.1. Que es la estratigrafía
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3.2. Principios estratigráficos
3.2.1. Superposición de los estratos
3.2.2. Horizontalidad
3.2.3. Continuidad lateral
3.2.4. Sucesión de flora y fauna
3.2.5. Relación de corte
3.2.6. Inclusiones
3.2.7. Ley de Walther o de las sucesión de facies
3.2.8. Uniformidad
3.3. Estrato y tipos de estratificación
3.4. Estructuras sedimentarias primarias
3.5. Discordancias
4. Geología estructural
4.1. Falla
4.2. Fractura
4.3. Pliegue
4.3.1. Tipos de pliegues
5. Principios de cartografía
5.1. Definición
5.2. Geodesia
5.3. Escala
5.4. Proyección
5.5. Topografía
6. Tectónica de placas
6.1. Deriva continental
6.2. Tipos de límites de placas
6.2.1. Limites Divergentes
6.2.2. Limites Convergentes
6.2.3. Fallas transformantes
6.3. Mecanismos de movimiento de placas
6.4. Modelo de convección del manto
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1. Mineralogía y petrología
1.1. Minerales
Denominamos así a un material de la corteza terrestre caracterizado por su composición química y su estructura interna.
1.1.1. ¿Qué es un mineral?
Un mineral es una sustancia sólida, natural, inorgánica, con una composición química fija (dentro de unos límites) y estructura cristalina (con sus átomos ordenados). Por tanto una sustancia para ser un mineral tiene que cumplir las siguientes condiciones:
Sólido: ningún líquido puede ser un mineral.
Natural: los diamantes y gemas artificiales obtenidos en laboratorio no son
minerales.
Inorgánico: no debe formar parte de un ser vivo.
Composición química fija: si varía a lo largo de la sustancia no es un mineral.
Estructura cristalina: tiene que tener sus átomos ordenados. Las sustancias amorfas
(sin orden interno), como la obsidiana, no son minerales.
Ejemplo; minerales como cuarzo, biotita y feldespato
forman en conjunto una roca, uno o más minerales
forman una roca (granito).
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1.1.2. Composición y estructura de los minerales
Cada uno de los casi 4000 minerales de la Tierra está exclusivamente definido
por su composición química y su estructura interna. En otras palabras, cada
muestra del mismo mineral contiene los mismos elementos reunidos en un
modelo regular y repetitivo. Algunos minerales, como el oro y el azufre, están
compuestos exclusivamente de un elemento. Pero la mayoría consta de una
combinación de dos o más elementos, reunidos para formar un compuesto
químicamente estable.
Para conocer las propiedades químicas de un mineral es necesario saber que
un mineral es una disposición ordenada de átomos químicamente unidos que
forman una estructura. Este empaquetamiento ordenado de los átomos refleja
en objetos de formas regulares denominados cristales. Es por ellos que se dice
que los minerales tiene una estructura cristalina concreta.
La estructura cristalina particular de un mineral está determinada por la
disposición atómica interna de sus compuestos, los que están formados por
iones (átomos con carga eléctrica). Tanto la carga como el tamaño de los iones
que intervienen en la formación del compuesto, determinan su tipo de
estructura cristalina. En la búsqueda de formar compuestos iónicos estables,
cada ión de carga positiva se rodea por el mayor número de iones negativos
que puedan acomodarse para mantener la neutralidad eléctrica general (lo
mismo ocurre a la inversa).
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1.1.3. Propiedades físicas (cristalización, lustre, color, raya, dureza-escala de
Mohs, clivaje, fractura, peso específico, forma del cristal o habito, magnetismo,
reacción a ácido clorhídrico, maleabilidad, doble refracción, sabor, olor y
elasticidad)
Las propiedades de los minerales nos permiten diferenciar minerales distintos.
Identificar las propiedades de un mineral nos puede permitir reconocerlo, saber
su composición y su utilidad sin necesidad de análisis químicos.
Los minerales como sustancias puras presentan unas propiedades medibles y
constantes, algunas de estas pueden variar entre diferentes muestras, pero, en
muchas ocasiones un par de propiedades permiten identificar un mineral. Para
su estudio se dividen las propiedades en:
Físicas Mecánicas Ópticas Químicas
Dependen de la
composición y
estructura:
Densidad,
Conductividad y
Hábito
Dependen de la
forma de
responder ante un
esfuerzo:
Tenacidad,
Fractura, Dureza
y Exfoliación
Dependen de la
interacción con la
luz: Color, Brillo,
Transparencia y
Luminiscencia.
Dependen de la
forma de reaccionar
con otros
compuestos
químicos:
Solubilidad,
Efervescencia y
Radiactividad.
Cristalización y/o Hábito
La forma cristalina es la expresión externa de un mineral que refleja la
disposición interna ordenada de los átomos. La estructura cristalina depende en
sí de tres cosas
o El tamaño de los átomos: Una menor distancia entre los átomos hace
mayor la atracción electrónica entre ellos.
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o La Carga: La diferencia de carga entre los iones determinará la atracción
entre éstos.
o El arreglo atómico: Cuanto más cerrado sea el empaquetamiento entre
los átomos e iones más duro será el mineral.
"Un mineral está compuesto por átomos químicamente unidos en una
disposición ordenada formando una estructura cristalina concreta."
En general, dondequiera que se permita la formación de un mineral sin
restricciones de espacio, desarrollará cristales individuales con caras cristalinas
bien formadas.
Algunos cristales, como los del mineral cuarzo, tienen una forma cristalina muy
clara que puede ser útil en su identificación. Sin embargo, casi siempre el
crecimiento cristalino es interrumpido debido a la competición por el espacio, lo
que se traduce en una masa de intercrecimiento de cristales, ninguno de los
cuales exhibe su forma cristalina.
Al tener en cuenta que su cristalización se completo debidamente teniendo el
tiempo y espacio suficiente para desarrollarse por completo en ese caso tiene a
obtener una forma la cual se conoce como hábito cristalino, este describe el
aspecto y forma que presentan los minerales. El hábito se encuentra
determinado por las condiciones ambientales de formación y es reflejo de la
estructura cristalina. Un mismo mineral puede aparecer bajo hábitos diferentes.
Tipos de hábito
Geométricos Como cubos (pirita), bipiramides y romboedros
Acicular Cristales delgados en forma de agujas, como el yeso.
Tabular Cristales gruesos planos, similares a tablas, como en la barita.
Prismático o columnar En forma de prisma, como en la turmalina.
Arborescente Similar a un árbol, como en la plata nativa.
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Dendrítico Con forma de hojas de plantas, como en la pirolusita.
Fibroso Fibras paralelas que se pueden separar, como el yeso.
Laminar Láminas que se pueden separar, como la mica.
Radial
Cristales dispuestos en círculo desde un mismo punto central, como en la pirolusita.
Lustre o Brillo
Es una propiedad que describe el aspecto que presenta la superficie de mineral
cuando refleja la luz. El brillo no tiene relación alguna con el color del mineral.
En sí, es el aspecto o la calidad de la luz reflejada de la superficie de un
mineral.
Los minerales que tienen el aspecto de metales, con independencia del color,
se dice que tienen un brillo metálico (por ejemplo el oro o la pirita). Los
minerales con brillo no metálico se describen mediante diversos adjetivos, entre
ellos vítreo (cuarzo), nacarado, sedoso, resinoso, entre otros. Algunos
minerales tienen un brillo parcialmente metálico y se dice que son
semimetálicos.
Para entender un poco mejor separaremos los 3 anteriormente como se
muestra a continuación:
Metálico: Mineral opaco a la luz, que tiene el aspecto brillante de un metal, y
una raya negra o muy ascua. Por ejemplo, galena y pirita.
Semimetálico: brillo propio de minerales transparentes o semitransparentes.
Por ejemplo, argentita.
No metálico: brillo que no tiene aspecto metálico. En general, son de colores
claro y transmiten la luz a través de láminas delgadas. Su raya es incolora o de
color muy débil.
“Los minerales de brillo no metálico se pueden agrupar en categorías, siento
las dos primeras las más frecuentes.”
o Vítreos: tienen el reflejo del vidrio (cuarzo)
o Sedoso: con apariencia de seda (malaquita y serpentina)
o Resinoso: tienen el aspecto de la resina (blenda).
o Graso: parece estar cubierto con una delgada capa de aceite (yeso)
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o Adamantino: de reflejo fuerte y brillante por su alto índice de refracción
(crusita y anglesita).
o Nacarado: brillo con el aspecto iridiscente de la perla. Esta característica
se observa en superficies de los minerales que se distribuyen paralelas a
los planos de exfoliación (apofilita en el plano basal).
Color
Es una característica obvia de un mineral, a menudo es una propiedad
diagnóstica poco fiable para identificar minerales debido a que éstos no se
presentan siempre con el mismo color, lo que hace que no sea indicador
unívoco. En relación con el color se distinguen dos grupos:
Idiocromáticos, son aquellos que tienen colores característicos según su
composición; solo para este grupo de minerales el color es un antecedente útil
como medio de identificación.
Alocromáticos, son aquellos minerales que presentan un rango de colores
debido a la presencia de impurezas o de inclusiones en su estructura.
Raya
Es el color de un mineral en polvo y se obtiene frotando a través del mineral
con una pieza de porcelana no vidriada denominada placa de raya. Aunque el
color de un mineral puede variar de una muestra a otra, la raya no suele
cambiar y, por consiguiente, es la propiedad más fiable.
Dureza (escala de Mohs)
Es la resistencia que ofrece la superficie lisa de un mineral al ser rayada, ya
sea por otro mineral o por una punta de acero. La dureza es una propiedad
vectorial, por lo que un mismo cristal puede presentar distintos grados de
dureza, dependiendo de la dirección de la raya. Esta diferencia es tan ligera en
la mayor parte de los minerales comunes, que solo se distingue usando
instrumentos delicados.
La dureza se mide de acuerdo con la escala de Mohs, en la que se ordenan de
menor a mayor los índices de dureza de diez minerales según su capacidad de
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rayar al precedente y ser rayado por el siguiente. Esta secuencia permite
comparar con otros minerales para poder determinar su dureza relativa.
A continuación se muestra una tabla con los 10 minerales mencionados
anteriormente:
Dureza Mineral Comentario Composición química
1 Talco Se puede rayar fácilmente con la uña Mg3Si4O10(OH)2
2 Yeso Se puede rayas con la uña con dificultad CaSO4-H2O
3 Calcita Se puede rayar con una moneda de cobre CaCO3
4 Fluorita Se puede rayar con un cuchillo de acero CaF2
5 Apatito Se puede rayar difícilmente con un cuchillo Ca5(PO4)3(OH-,Cl-,F)
6 Ortoclasa Se puede rayar con una lija para acero KalSi3O8
7 Cuarzo raya el vidrio SiO2
8 Topacio rayado por herramientas de carburo de wolframio
Al2SiO4(OH-,F-)2
9 Corindón Rayado por herramientas de carburo de silicio Al2O3
10 Diamante El mineral más duro conocido, rayado solo por otro diamante.
C
Exfoliación
Es la tendencia de un mineral a romperse a lo largo de planos de enlaces
débiles. No todos los minerales tienen planos definidos de enlaces débiles,
pero los que poseen exfoliación pueden ser identificados por sus superficies
lisas distintivas, que se producen cuando se rompe el mineral.
El tipo más sencillo de exfoliación es exhibido por las micas. Dado que las
micas tienen enlaces débiles en una dirección, se exfolian formando láminas
planas y delgadas. Algunos minerales tienen diversos planos de exfoliación,
que producen superficies lisas cuando se rompen, mientras que otros exhiben
poca exfoliación y, aún otros, no tienen en absoluto esta característica.
Fractura
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Los minerales que no exhiben exfoliación cuando se rompen, como el cuarzo,
se dice que tienen fractura. Los que se rompen en superficies curvas lisas que
recuerdan a vidrios rotos tienen una fractura concoide. Otros se rompen en
astillas, pero la mayoría de los minerales se fracturan de forma irregular.
Peso especifico
La densidad depende de la composición química del mineral y de su estructura
cristalina. A una temperatura y presión dadas, los minerales que son poco
variables químicamente tienen una densidad constante.
El peso específico de una sustancia cristalina depende de dos factores:
La clase de átomos de que está compuesta
La manera en que están empaquetados los átomos.
Magnetismo
Todos los minerales están afectados por un campo magnético. Es una
propiedad relacionada con el contenido en hierro (Fe) de un mineral. Cuando
los minerales son fuertemente atraídos por un imán se denominan
ferromagnéticos como la magnetita. Algunos minerales son atraídos débilmente
y se les denomina paramagnéticos como la hematita y la siderita. Cuando no
son atraídos se denominan diamagnéticos como el azufre y el cuarzo.
A su vez, los minerales tienen diferentes capacidades para conducir la corriente
eléctrica. Los cristales de metales nativos y muchos sulfuros son buenos
conductores de la electricidad y, por el contrario, los minerales tales como las
micas son buenos aislantes, dado que no conducen la electricidad.
Reacción a ácido clorhídrico
La solubilidad depende de la composición del mineral. Sobre todo se usan una
dilución frío de ácido clorhídrico HCl para distinguir calcita de puro CaCO3
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(carbonato de calcio) de otros minerales parecidos de una cantidad menor de
CaCO3 o sin CaCO3.
La reacción es la siguiente: CaCO3 + 2HCl --> H2CO3 (dióxido de carbono
diluido en agua) + CaCl2 y H2CO3 se descompone en H2O y dióxido de
carbono CO2 (gas).
Burbujas de CO2 se producen por esta reacción. Se observa la efervescencia
de la dilución de ácido clorhídrico cuando se libera el dióxido de carbono. La
concentración de la dilución de HCl tiene que ser 5%. Para la aplicación de la
dilución de HCl se necesitan un plano fresco de fractura de una roca.
Luminiscencia
Algunos minerales, como la fluorita, emiten luz al ser iluminados con luz
ultravioleta.
.
Doble refracción
Doble refracción: algunos minerales, como la calcita, desvían la luz formando
una doble imagen.
1.1.4. Grupos de Minerales
1.1.4.1. Silicatos
Son compuestos formados por varios elementos combinados con silicio -
oxígeno que a menudo tienen una estructura química compleja, y
minerales compuestos exclusivamente de silicio y oxígeno (por ejemplo, el
cuarzo). Es la clase más abundante de minerales e incluyen las familias
del feldespato, la mica, el piroxeno, el cuarzo, la zeolita y el anfíbol.
1.1.4.2. Carbonatos
Compuestos que contienen un grupo carbonato CO3 con valencia -2.
Ejemplo: calcita (CaCO3).
1.1.4.3. Sulfuros-Sulfosales
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Los sulfuros son compuestos formados por diversos metales y el azufre.
Por ejemplo: galena (PbS) y pirita (FeS2).
Las sulfosales son compuestos formados por plomo, cobre o plata
combinados con azufre y uno o más elementos, tales como antimonio,
arsénico y bismuto. Por ejemplo: pirargirita (Ag3SbS3).
1.1.4.4. Óxidos
Compuestos formados por un metal combinado con oxígeno, u óxidos
minerales que también contienen agua. Ejemplo: hematita u oligisto
(Fe2O3), diásporo (Al2O3-H2O) y grupo hidroxilo (OH).
1.1.4.5. Haluros
Compuestos formados por metales combinados con cloro, flúor, bromo o
yodo. Ejemplo: halita o sal gema (NaCl).
1.1.4.6. Minerales Nativos
Los elementos se encuentran en la naturaleza en estado puro o nativo, es
decir, sin formar compuestos químicos. Por ejemplo: Oro (Au), Grafito (C),
Diamante (C) y Azufre (S).
1.1.4.7. Otros
1.1.4.7.1. Boratos
Dentro de esta clase se agrupan 130 minerales, la unidad
fundamental es BO3, que se pueden unir en forma de cadena, de
hojas o de grupos multiples aislados. Esto se debe a que el ión de
boro trivalente, el cual es muy pequeño, se une a tres oxígenos
teniendo una configuración estable. Ejemplo: Jimboita (Mn3B2O6).
1.1.4.7.2. Nitratos
Su estructura es parecida a la de los carbonatos (NO3), guardan
similitudes con ellos, aunque presentan menor solubilidad y algunos
de ellos poseen sabor. Ejemplo: nitratina (NaNO3).
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1.1.4.7.3. Sulfatos
Compuestos que contienen un grupo sulfato (SO4) en su estructura.
Ejemplo: barita (BaSO4).
1.1.4.7.4. Fosfatos
Compuestos que contienen un grupo fosfato en su estructura.
Ejemplo: apatito (Ca5 (F, Cl) (PO4) 3).
Nota: para más ejemplos ver capitulo 5 (descripción de los minerales)
del libro: Mineralogía de Elizabeth Araux Sánches y Ricardo Vega
Carillo.
1.1.5. Serie de Bowen
Los minerales no cristalizan simultáneamente al enfriarse un magma, sino que
cristalizan en una secuencia predecible, que se denomina cristalización
fraccionada. Basándose en observaciones de campo y en experimentos de
laboratorio, Bowen propuso un mecanismo, conocido como series de reacción
de Bowen, para explicar la diferenciación de los magmas intermedio y félsico
del magma básico. Las series de reacción de Bowen consiste en dos ramas:
una discontinua y una rama continua. A medida que desciende la temperatura
del magma, los minerales cristalizan a lo largo de ambas ramas
simultáneamente.
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1.2. Petrología
La petrología es la rama de la geología que se ocupa del estudio de las rocas
desde el punto de vista genético y de sus relaciones con otras rocas. Es
considerada una de las principales ramas de la geología.
1.2.1. Volcanes y otras actividades ígneas
Un volcán es un lugar donde salen materiales calientes (lava, ceniza, rocas,
gases, vapores) de interior de la Tierra. Parte de estos materiales se acumulan
alrededor del lugar de salida, formando cerros o montañas que llegan a
alcanzar grandes alturas.
La actividad volcánica suele empezar cuando se desarrolla una fisura (grieta)
en la corteza a medida que el magma fuerza su camino hacia la superficie.
Conforme el magma rico en gas asciende hacia esta fisura linear, su camino se
halla habitualmente en un conducto circular, o tubo, que termina en una
apertura en la superficie denominada chimenea. Las sucesivas erupciones de
lava, material piroclástico, o, con frecuencia, una combinación de ambos, a
menudo separadas por largos períodos de inactividad acaban formando la
estructura que llamamos volcán.
Los volcanes son creadores de algunos tipos de rocas ígneas intrusivas y
extrusivas, así mismo de otras estructuras como las que se mencionan a
continuación:
Batolitos: grandes masas globosas con dimensiones de afloramiento
mayores a 100 kilómetros.
Plutón: cámara magmática consolidada de tamaño menor que el batolito.
Sill: cuerpo intrusivo tabular inyectado a favor de estructuras en capa.
Lacolito: sill con techo abovedado.
Lopollito: sill con estructura cóncava.
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Dique: cuerpo intrusivo tabular discordante con las estructuras de la roca
de caja (estratos o capas).
1.2.1.1. Materiales volcánicos
Las erupciones volcánicas expulsan diferentes materiales al exterior, estos
materiales son muy diversos y se pueden clasificar en los siguientes:
Gases: son el principal vehículo de transporte hacia la superficie de la
energía almacenada en el magma. Además, condicionan la viscosidad e
influyen en la violencia de las erupciones. Se emiten como consecuencia
de la desgasificación de la cámara magmática o por la desgasificación de
los productos volcánicos. Las emanaciones gaseosas poseen alta
temperatura y tienen alto contenido en óxidos de azufre. Otros gases
volcánicos comunes son el bióxido de carbono (CO2), bióxido de azufre
(SO2), y varios otros compuestos de cloro (Cl), flúor (F), monóxido de
carbono (CO), y nitrógeno (N).
Piroclastos: entre los más destacados están los materiales volcánicos
fragmentados que salieron a gran temperatura del volcán. La palabra
piroclastos se compone de ‘piro’ (fundido, quemado, etc.) y ‘clastos’
(fragmento). Estos fragmentos se producen por solidificación superior del
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magma o pueden ser fracción de las paredes del volcán las cuales salen
proyectados por presiones contenidas. Los piroclastos se clasifican según
su tamaño en:
Bombas y escorias: Son de tamaño y contorno variable (30 mm a 1 o
más), formándose en el aire al ser lanzadas como magma caliente por el
cráter, es decir, en estado plástico, y llegando en su mayor parte al suelo
en estado sólido.
Lapillis (Picón): Se trata de fragmentos de entre 2 y 64 mm, de
composición basáltica.
Pumitas o Pómez: Se trata de piroclastos de composición ácida de
cualquier tamaño, de color claro, y tan ligeros que en ocasiones flotan en
el agua.
Cenizas y arenas volcánicas: son elementos muy finos, no mayores de 2
mm de diámetro, poco abundantes en las erupciones canarias.
1.2.1.2. Composición de magma (lava)
Magma básico o máfico: es el magma que posee menor proporción de
sílice (menos del 50%). Son ricos en iones de calcio y magnesio. Es un
magma fluido que se localiza en las zonas de dorsal y forma rocas como el
basalto y el gabro.
Magma intermedio: es un magma que posee entre el 50 y 60% de sílice.
Es menos viscoso que el magma félsico. Sus lavas originan rocas como la
andesita. Si cristaliza en el interior de la litosfera forma diorita.
Magma ácido o félsico: es un magma que presenta un alto contenido en
sílice (entre un 60 y 77%). Es rico en iones de sodio y potasio. Es un
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magma viscoso que suele consolidar en el interior de la corteza formando
granito y riolita. Está asociado a las zonas de subducción.
1.2.1.3. Tipos de volcanes
Volcanes Activos, un volcán se clasifica como un volcán activo, se espera
que entre en erupción en la actualidad, o ya está en erupción. Uno de los
mejores ejemplos de esta clasificación es Kilauea, que ha permanecido en
erupción desde 1983. Existen un total de cerca de 500 de estos volcanes
en el planeta. Todos los años, en algún lugar, entre 50 y 70 volcanes
entran en erupción.
Volcanes inactivos, la clasificación de los volcanes en estado latente o
inactivo, se refiere a un volcán que no está en erupción, o no se piensa
que pueda entrar en erupción en un futuro próximo, pero que sin embargo,
lo ha hecho anteriormente. También se espera que un volcán inactivo
pueda tener una erupción en algún momento en el futuro. A veces, la
diferencia entre un volcán inactivo y un volcán activo puede ser muy
pequeña, porque a pesar de que un volcán pueda estar latente durante
cientos de años, todavía se espera que tenga una erupción en el futuro.
Volcanes extintos, un volcán extinto es un volcán que no se espera que
vuelva tener una erupción. Uno de estos volcanes también se encuentra
en la Isla Grande de Hawái y su nombre es Kohala. La última vez que hizo
erupción fue hace cerca de 60.000 años. Los científicos no creen que el
volcán vuelva a estar activo de nuevo. Tenga en cuenta que esta
clasificación de volcanes extintos no es necesariamente definitiva, pues
algunos han pasado por lo que se llama rejuvenecimiento.
1.2.1.4. Cuerpos Intrusivos
También conocidos como plutónicos, es el nombre genérico para los
cuerpos intrusivos en general. El tamaño y forma de los plutones es
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generalmente especulativo, porque la erosión expone sólo una pequeña
parte del cuerpo, aunque se ha logrado considerable información de
cuerpos profundamente erosionados, mediante observaciones de campo,
estudios geofísicos y trabajos mineros.
Estos cuerpos intrusivos pueden ser laminar (tabular) o globosos.
Un cuerpo tabular intrusivo es simplemente magma que ha rellenado una
fractura. Si el cuerpo es concordante con la estructura, se lo denomina
filón capa y si es discordante, dique. Un filón capa se desarrolla cuando el
magma aprovecha los planos de debilidad de sedimentos, u otras
foliaciones y se inyecta en las mismas. Un dique es un relleno de fractura
que corta al bandeado o a las estructuras de las rocas preexistentes. Las
fracturas son conductos ideales para el magma porque le permiten
penetrar fácilmente, es especial en áreas afectadas por extensión o en la
parte superior de un diapiro magmático. Estos cuerpos tabulares se
presentan donde las rocas son suficientemente frágiles para fracturarse.
Los cuerpos laminares se caracterizan por tener una relación longitud-
espesor y sus lados son superficies con tendencias planas y subparalelas.
Poseen alta relación superficie/volumen, que permite la perdida rápida del
calor y por ende su enfriamiento. Esto permite la formación de texturas
características para las rocas de estos cuerpos. Entre los cuerpos
laminares, vamos a tratar: diques, diques anulares, diques cónicos, filones
capa y chimeneas volcánicas, que junto a los plateau basálticos, coladas y
depósitos piroclásticos, ya tratados constituyen los cuerpos laminares.
Entre los cuerpos laminares, se incluyen: lacolitos, facolitos y lopolitos.
Lacolitos: son cuerpos concordantes con un piso plano y un techo
arqueado. Las rocas que los constituyen son viscosas (silícicas) lo que
limitan el flujo magmático a lo largo de la superficie horizontal y son
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suficientemente someros como para que puedan levantar las rocas del
techo.
Lopolitos: son cuerpos concordantes intruidos en una cuenca estructural.
Son de gran extensión, con forma de “plato” y característicamente están
formados por rocas básicas de baja viscosidad.
Facolitos: son cuerpos de pequeñas dimensiones que se ubican en las
charnelas de los pliegues y se adelgazan paulatinamente en los flancos
hasta desaparecer. Los tamaños varían desde pocos centímetros a
algunos kilómetros. Los ejemplos más característicos se observan en las
rocas metamórficas inyectadas.
Los cuerpos globosos, tienden a desarrollar formas groseramente
equidimensionales, poseen en general baja relación superficie/volumen,
por lo que la irradiación de calor tiende a ser baja, permitiendo un
enfriamiento lento y de larga duración. Entre los cuerpos globosos
destacan: plutones, stocks y batolitos.
Plutones: este término fue usado por Pitcher (1993) para cualquier cuerpo
grande, no tabular, y restringe el término batolito para agrupación de
múltiples plutones que se desarrollan en zonas orogénicas.
Stocks: son plutones con forma cilíndrica, que ocupan un área de menos
de 100 kilómetros cuadrados. Estos conductos plutónicos cilíndricos en
Europa son denominados plugs., la parte expuesta de un plug, después de
la erosión del material volcánico superior se denomina neck-volcánico.
Batolitos: son cuerpos plutónicos con superficies de exposición superiores
a 100 kilómetros cuadrados. Cuando la parte superior de un batolito
comienza a ser erosionado, aparecen afloramientos restringidos de
granito, separados entre sí por roca de caja, que se denominan cúpulas,
22
cuando las evidencias geofísicas o el mapeo sugieren que un gran
intrusivo se encuentra por debajo.
1.2.1.5. Sills, diques, batolitos
Sills
Son plutones tabulares formados cuando el magma es inyectado a lo largo
de superficies de estratificación. Los sills con disposición horizontal son los
más comunes, aunque se sabe ahora que existe todo tipo de
orientaciones, incluso verticales. Debido a su grosor
relativamente uniforme y a su gran extensión lateral, los Sills son
probablemente el producto de lavas muy fluidas. Los magmas tienen un
bajo contenido de sílice son más fluidos, por eso la mayoría de los sills
está compuesta por basaltos.
El emplazamiento de un sill exige que la roca sedimentaria situada encima
de él sea levantada hasta una altura equivalente al grosor de la masa
intrusiva. Aunque esto es una tarea formidable, en ambientes
superficiales a menudo requiere menos energía que la necesaria para
forzar el ascenso del magma a la distancia que falta hasta alcanzar la
superficie. Por consiguiente, los Sills se forman sólo a pocaprofundidad,
donde la precisión ejercida por el peso de las capas de rocas situadas
encima es pequeña. Aunque los sills se introducen entre capas, pueden
ser localmente discordantes. Los grandes sills atraviesan con frecuencia
las capas sedimentarias y retoman su naturaleza concordante en un nivel
más alto.
En muchos aspectos, los sills se parecen mucho a las coladas de lavas
enterradas. Las dos son tabulares y a menudo mestran disyunción
columnar. Las diaclasas columnares se forman conforme las rocas ígneas
se enfrían y desarrollan fracturas de contracción que producen columnas
alargadas parecidas a pilares.
23
Cuando intenta reconstruir la historia geologica de una región, resulta
importante diferenciar entre silla colada de lavas enterradas. Por fortuna, al
estudiarse de cerca, estos dos fenómenos son fáciles de distinguir. La
porción superior de una colada de lava enterrada suele contener huecos
producidos por las burbujas de gas que escaparon. Además, sólo las rocas
situadas debajo de la colada muestran signos de metamorfismo. Los sills,
por otro lado, se forman cuando el magma es introducido de forma forzada
entre capas sedimentarias. Por tanto, sólo en los sills puede
encontrarse fragmentos de las rocas situadas encima. Las coladas de lava,
por el contrario, son extruidas antes de que se depositen los estratos
superiores. Además, las zonas metamorfizadas por encima y debajo de la
roca son típicas de los sills.
Diques
Un dique es una formación ígnea intrusiva de forma tabular. Su espesor es
generalmente mucho menor que sus restantes dimensiones y puede variar
de algunos milímetros hasta muchos metros, mientras que su extensión
lateral puede alcanzar muchos kilómetros. Las intrusiones de diques se
suelen producir a favor de fracturas de carácter distensivo.
Un dique atraviesa capas o cuerpos rocosos preexistentes, lo que implica
que un dique es siempre más reciente que la roca en la cual está
contenido. Casi siempre presentan una gran inclinación o una inclinación
próxima a la vertical, pero la deformación de origen tectónica puede
provocar la rotación de los estratos atravesados por el dique de tal forma
que este puede volverse horizontal.
Los diques frecuentemente ocurren en enjambres radiales o concéntricos
alrededor de intrusiones plutónicas o junto a zonas de alimentación de
volcanes. En términos de su composición y textura, los diques pueden ser
diabásicos, basálticos, graníticos o riolíticos. Los diques pegmatíticos son
24
constituidos por rocas graníticas extremadamente grandes, y se
encuentran a menudo asociados con los últimos estadios de una intrusión
granítica o con segregaciones metamórficas. Los diques aplíticos son
formados por una roca de grano fino con composición granítica.
Al menos en el caso de los diques basálticos, se ha constatado que
pueden formarse vacíos en su interior, que generan un tipo de cueva
volcánica.
Batolitos
Los batolitos constituyen los mayores cuerpos intrusivos y su composición
corresponde a rocas silícicas. Los batolitos se forman por la actividad
magmática relativamente continua en espacio y tiempo, con pulsos de
variada magnitud que se suceden en forma intermitente, por lo que no
constituyen un tipo de intrusión. El desarrollo de los batolitos está
estrechamente ligado a los procesos geológicos regionales de tectónica de
placas, ya sean procesos de subducción o de distensión.
Los batolitos suelen estar formados por rocas cuya composición química
se halla próxima al extremo granítico del espectro, aunque las dioritas
también son comunes. Los batolitos más pequeños pueden ser estructuras
bastante simples compuestas casi por completo de un tipo de roca. Sin
embargo, los estudios de grandes batolitos han demostrado que consisten
en varios plutones distintos que intruyeron a lo largo de un período de
millones de años.
1.2.2. Tipos de rocas
1.2.2.1. Rocas Ígneas
Las rocas ígneas forman la mayor parte de la corteza terrestre. De hecho,
con la excepción del núcleo exterior líquido, la porción sólida restante de
25
nuestro planeta es básicamente una enorme roca ígnea parcialmente
cubierta por una delgada capa de rocas sedimentarias. Se forman gracias
a la solidificación del magma, una masa mineral fundida que incluye
volátiles y gases disueltos.
1.2.2.1.1. Orígenes
Básicamente se conocen como rocas ígneas aquellas formadas por la
solidificación de magmas, aunque pueden incluirse dentro de este
grupo algunas rocas cuyo origen es intermedio entre los procesos
metamórficos de muy alto grado, procesos metasomáticos o de
acumulados y procesos puramente magmáticos.
La clasificación primaria de dichas rocas ígneas debe estar basada en
su composición mineralógica cuantitativa o moda, es decir en el
porcentaje en volumen de los minerales existentes en la roca. Si este
porcentaje es imposible de determinar, bien por la presencia de vidrio,
por el tamaño extremadamente fino de los minerales, pueden
entonces utilizarse otros criterios, como puede ser la composición
química de la roca.
El proceso de formación de estas rocas es lento, cuando ocurre en las
profundidades de la corteza, o más rápido, si acaece en la superficie.
El resultado en el primer caso son rocas plutónicas o intrusivas,
formadas por cristales gruesos y reconocibles, o rocas volcánicas o
extrusivas, cuando el magma llega a la superficie, convertido en lava
por desgasificación.
1.2.2.1.2. Tipos
Dependiendo de la composición del magma de partida, más o menos
rico en sílice (SiO2), se clasifican en ultramáficas (ultrabásicas),
máficas (básicas), intermedias y félsicas (ácidas), siendo estas
26
últimas las más ricas en sílice. En general son más ácidas las más
superficiales.
El término roca plutónica se aplica a aquellas rocas ígneas de textura
fanerítica (es decir rocas las cuales los minerales pueden ser
distinguidos a simple vista), que se han formado a una profundidad
considerable.
Por otro lado las rocas volcánicas son aquellas rocas ígneas de
textura afanítica (los cristales individuales no pueden ser distinguidos
a simple vista), que pueden contener vidrio y cuya formación está
relacionada con la actividad volcánica. Pueden ser tanto rocas
eruptivas como las coladas de lava.
Rocas hipoabisales, son aquellas rocas que comparten características
de plutónicas y volcánicas, al tener lugar su cristalización a
profundidades intermedias entre ambas.
1.2.2.1.3. Composición, textura y ambientes
Composición
Las rocas ígneas están compuestas fundamentalmente por silicatos.
Además, la composición mineral de una roca ígnea concreta está
determinada en última instancia por la composición química del
magma a partir del cual cristaliza. Recordemos que el magma está
compuesto fundamentalmente por los ocho elementos químicos que
son los principales constituyentes de los silicatos. Los elementos a
parte del silicio y óxigeno son los iones de aluminio, Calcio, Sodio,
Potasio, Magnesio y Fierro, estos constituyen aproximadamente el
98% en peso de los magmas. Cuando éstos se enfrían y solidifican,
dichos elementos se combinan para formar dos grandes grupos de
silicatos:
27
Silicatos oscuros o Ferromagnésicos. Son minerales ricos en hierro y
en Magnesio y bajo contenido en sílice. Por ejemplo, el Olivino, el
Anfíbol y el Piroxeno.
Silicatos claros: Son minerales con mayores cantidades de potasio,
sodio y calcio que de hierro y magnesio, y más ricos en Sílice que los
oscuros. El cuarzo, la moscovita y los feldespatos pertenecen a este
grupo.
Las rocas ígneas pueden clasificarse, en función de la proporción de
silicatos claros y oscuros, como sigue:
Rocas félsicas o de composición granítica: Son rocas ricas en sílice
(un 70%), en las que predomina el cuarzo y el feldespato, como por
ejemplo el granito y la riolita. Son, en general, de colores claros, y
tienen baja densidad. Además de cuarzo y feldespato poseen
normalmente un 10% de silicatos oscuros, usualmente Biotita y
Anfíbol. Las rocas félsicas son los constituyentes principales de la
corteza continental.
Rocas máficas o de composición basáltica: Son rocas que tienen
grandes cantidades de silicatos oscuros (ferromagnésicos) y
Plagioclasas ricas en calcio. Son, normalmente, más oscuras y
densas que las Félsicas. Los basaltos son las rocas máficas más
abundantes ya que constituyen la corteza oceánica.
Rocas andesíticas o de composición intermedia: Son las rocas
comprendidas entre las rocas félsicas y máficas. Reciben su nombre
por la andesita, las más comunes de las rocas intermedias. Contienen
al menos del 25% de silicatos oscuros, principalmente anfíbol,
piroxeno y biotita más plagioclasas. Estas rocas están asociadas en
28
general a la actividad volcánica de los márgenes continentales
(bordes convergentes).
Rocas ultramáficas: Roca con más de 90% de silicatos oscuros. Por
ejemplo, la Peridotita. Aunque son raras en la superficie de la Tierra,
se cree que las peridotitas son el constituyente principal del manto
superior.
Clasificaciones texturales
Además de criterios puramente mineralógicos, a la hora de clasificar
las rocas ígneas se contemplan también criterios de tipo textural, es
decir las relaciones existentes entre los distintos minerales que
conforman la roca y su distribución espacial, atendiendo a parámetros
tales como son la forma, tamaño de grano y su distribución, hábito,
bordes de gran, entre otros.
El enfriamiento lento promueve el crecimiento de grandes cristales,
mientras que el enfriamiento rápido tiende a generar cristales más
pequeños.
Textura afanítica (de grano fino). Las rocas ígneas, que se forman en
la superficie o como masas pequeñas dentro de la corteza superior
donde el enfriamiento es relativamente rápido, poseen una estructura
de grano muy fino denominada afanítica. Por definición, los cristales
que constituyen las rocas afaníticas son demasiado pequeños para
que los minerales individuales se distingan a simple vista como se
menciona anteriormente.
Dado que la identificación del mineral no es posible, normalmente
caracterizamos las rocas de grano fino por su color claro, intermedio u
oscuro. Utilizando esta clasificación, las rocas afaníticas de color claro
son las que contienen fundamentalmente silicatos no
29
ferromagnesianos y de color claro, y así sucesivamente. En muchas
rocas afaníticas se pueden observar los huecos dejados por las
burbujas de gas que escapan conforme se solidifica el magma. Esas
aberturas esféricas o alargadas se denominan vesículas y son más
abundantes en la parte superior de las coladas de lava.
Textura fanerítica (de grano grueso). Cuando grandes masas de
magma se solidifican lentamente bastante por debajo de la superficie,
forman las rocas ígneas que muestran una estructura de grano grueso
denominada fanerítica.
Estas rocas de grano grueso consisten en una masa de cristales
intercrecidos que son aproximadamente del mismo tamaño y lo
suficientemente grandes como para que los minerales individuales
puedan identificarse sin la ayuda de un microscopio.
Textura porfídica. Una gran masa de magma localizada
profundamente puede necesitar de decenas a centenares de miles de
años para solidificar. Dado que los diferentes minerales cristalizan a
temperaturas diferentes (así como a velocidades diferentes) es
posible que algunos cristales se hagan bastante grandes mientras que
otros estén empezando a formarse.
Si el magma que contiene algunos cristales grandes cambia de
condiciones la porción líquida restante de la lava se enfriará
relativamente rápido. Se dice que la roca resultante, que tiene
grandes cristales incrustados en una matriz de cristales más
pequeños, tiene una textura porfídica.
Textura vítrea. Durante algunas erupciones volcánicas la roca
fundida es expulsada hacia la atmósfera donde se enfría rápidamente.
Este enfriamiento rápido puede generar rocas que tienen una textura
vítrea. Como indicamos antes, el vidrio se produce cuando los iones
30
desordenados se «congelan» antes de poder unirse en una estructura
cristalina ordenada.
Textura piroclástica. Algunas rocas ígneas se forman por la
consolidación de fragmentos de roca individuales que son emitidos
durante erupciones volcánicas violentas. Las partículas expulsadas
pueden ser cenizas muy finas, gotas fundidas o grandes bloques
angulares arrancados de las paredes de la chimenea volcánica
durante la erupción. Las rocas ígneas formadas por estos fragmentos
de roca se dice que tienen una textura piroclástica o fragmental.
Textura pegmatítica. Bajo condiciones especiales, pueden formarse
rocas ígneas de grano especialmente grueso, denominadas
pegmatitas. Esas rocas, que están compuestas por cristales
interconectados todos mayores de un centímetro de diámetro, se dice
que tienen una textura pegmatítica. La mayoría de las pegmatitas se
encuentra alrededor de los márgenes de las rocas plutónicas como
pequeñas masas o venas delgadas que comúnmente se extienden en
la roca huésped adyacente.
Como complemento de las clasificaciones texturales veremos para
diferencias el tamaño de grano, el cual puede considerarse de manera
absoluta o relativa. En cuanto a los tamaños absolutos las rocas
ígneas se clasifican en:
Grano fino: menor a un milímetro
Grano medio: entre uno y cinco milímetros
Grano grueso: entre cinco y treinta milímetros
Pegmatítico: Granos mayores a treinta milímetros
1.2.2.2. Rocas Sedimentarias
Los procesos geológicos que operan en la superficie terrestre originan
cambios en el relieve topográfico que son imperceptibles cuando se
31
estudian a escala humana, pero que alcanzan magnitudes considerables
cuando se consideran períodos de decenas de miles o millones de años.
Así, por ejemplo, el relieve de una montaña desaparecerá inevitablemente
como consecuencia de la meteorización y la erosión de las rocas que
afloran en superficie. En realidad, la historia de una roca sedimentaria
comienza con la alteración y la destrucción de rocas preexistentes, dando
lugar a los productos de la meteorización, que pueden depositarse in situ,
es decir, en el mismo lugar donde se originan, formando los depósitos
residuales, aunque el caso más frecuente es que estos materiales sean
transportados por el agua de los ríos, el hielo, el viento o en corrientes
oceánicas hacia zonas más o menos alejadas del área de origen.
1.2.2.2.1. Orígenes
Las rocas sedimentarias se forman en las cuencas de sedimentación, las
concavidades del terreno a donde los materiales arrastrados por la erosión
son conducidos con ayuda de la gravedad. Las estructuras originales de
las rocas sedimentarias se llaman estratos, capas formadas por depósito,
que constituyen formaciones a veces de gran potencia (espesor).
Esto se da gracias a los procesos de diagénesis y litificación. El sedimento
puede experimentar grandes cambios desde el momento en que fue
depositado hasta que se convierte en una roca sedimentaria y
posteriormente es sometido a las temperaturas y las presiones que lo
transforman.
El término diagénesis (dia cambio; genesisorigen) es un término colectivo
para todos 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 sometidos a temperaturas y presiones cada
32
vez más elevadas. La diagénesis se produce en el interior de los primeros
kilómetros de la corteza terrestre a temperaturas que en general son
inferiores a los 150 °C a 200 °C.
La diagénesis incluye la litificación, término que se refiere a los procesos
mediante los cuales los sedimentos no consolidados se transforman en
rocas sedimentarias sólidas.
El cambio diagenético físico más habitual es la compactación. Conforme el
sedimento se acumula a través del tiempo, el peso del material
suprayacente comprime los sedimentos más profundos. Cuanto mayor es
la profundidad a la que está enterrado el sedimento, más se compacta y
más firme se vuelve. Al inducirse cada vez más la aproximación de los
granos, hay una reducción considerable del espacio poroso.
La cementación es el proceso más importante mediante el cual los
sedimentos se convierten en rocas sedimentarias. Es un cambio
diagenético químico que implica la precipitación de los minerales entre los
granos sedimentarios individuales. Los materiales cementantes son
transportados en solución por el agua que percola a través de los espacios
abiertos entre las partículas. A lo largo del tiempo, el cemento precipita
sobre los granos de sedimento, llena los espacios vacíos y une los clastos.
1.2.2.2.2. Tipos
El sedimento tiene dos orígenes principales. En primer lugar, el
sedimento puede ser una acumulación de material que se origina y es
transportado en forma de clastos sólidos derivados de la
meteorización mecánica y química. Los depósitos de este tipo se
denominan detríticos y las rocas sedimentarias que forman, rocas
sedimentarias detríticas. La segunda fuente principal de sedimento es
el material soluble producido en gran medida mediante meteorización
química. Cuando estas sustancias disueltas son precipitadas
mediante procesos orgánicos o inorgánicos, el material se conoce
33
como sedimento químico y las rocas formadas a partir de él se
denominan rocas sedimentarias químicas.
Rocas sedimentarias detríticas
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 partículas del
tamaño de la arcilla y el limo. Estas rocas detríticas de grano fino
constituyen más de la mitad de todas las rocas sedimentarias. Las
partículas de estas rocas son tan pequeñas que no pueden
identificarse con facilidad sin grandes aumentos y, por esta razón,
resulta más difícil estudiar y analizar las lutitas que la mayoría de las
otras rocas sedimentarias.
Arenisca
La arenisca es el nombre es el nombre que se da a las rocas en las
que predominan los clastos de tamaño arena. Después de lutita, 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 composición.
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 aproximadamente el mismo tamaño, se considera
que la arena está bien seleccionada. La la inversa. A la inversa, si la
34
roca contiene clastos grandes y pequeños mezclados, se dice que la
arena está mal seleccionada. Estudiando el grado de selección,
podemos aprender mucho con respecto a la corriente que deposita el
sedimento. Los depósitos de arena transportada por el viento suelen
estar mejor seleccionados que los depósitos seleccionados por el
oleaje. Los clastos lavados por las olas están normalmente mejor
seleccionados que los materiales depositados por las corrientes de
agua. Cuando los clastos son transportados sólo durante un tiempo
relativamente breve y luego se depositan rápidamente, suelen
producirse acumulaciones de sedimentos que muestran más
selección. Por ejemplo, cuando una corriente turbulenta alcanza las
pendientes más suaves en la base de una montaña empinada, la
velocidad se reduce rápidamente y depositan de manera poco
seleccionada arenas y grava.
Conglomerados y Brechas
El conglomerado consiste fundamentalmente en grava. Como se
indica en la tabla. 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 identificación en los tipos de roca distintivos; por tanto,
pueden 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 grandes clastos de grava
contienen arena o lodo.
La grava se acumula en los diversos ambientes y normalmente indica
la existencia de pendientes acusadas o corrientes muy turbulentas. En
un conglomerado, los clastos gruesos quizá reflejan la acción de
corrientes montañosas enérgicas o son consecuencia de una fuerte
actividad de olas a lo largo de una costa en rápida erosión. Algunos
35
depósitos glaciares y de avalanchas también contienen gran cantidad
de grava.
Rocas Sedimentarias Químicas
Al contrario que las rocas detríticas, que se forman a partir de los
productos sólidos de la meteorización, los sedimentos químicos
derivan del material que es transportado 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 químicos, que se convierten en rocas como la caliza, el
sílex y la sal de roca.
36
Esta precipitación del material se produce de dos maneras. Mediante
procesos inorgánicos como la evaporación y la actividad química que
puede producir sedimentos químicos. Los procesos orgánicos (vida)
de los organismos acuáticos también forman sedimentos químicos,
cuyo origen se dice que es bioquímico.
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
(CaCO3) y se forma o bien por medios inorgánicos o bien como
resultado de procesos bioquímicos.
Aunque la mayor parte de la caliza es producto de los procesos
biológicos, este origen no siempre es evidente, porque los
caparazones y los esqueletos pueden experimentar un cambio
considerable antes de mitificarse 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. Otro ejemplo menos obvio, aunque familiar, es la
creta, una roca blanda y porosa compuesta casi por completo de las
partes duras de microorganismos marinos.
Calizas Inorgánicas. Las calizas inorgánicas tienen un origen
inorgánico se forma cuando los cambios químicos o las temperaturas
elevadas del agua aumenta la concentración del carbonato de cálcico
hasta el punto de que éste precipita.
1.2.2.2.3. Composición, textura y ambientes
Composición
Los componentes principales de las rocas sedimentarias son:
37
Componentes Terrígenos o Clásticos: Cristales sueltos, fragmentos
de cristales o fragmentos de rocas procedentes de rocas
preexistentes por procesos de alteración y disgregación. Su
morfología y tamaño están directamente relacionados con el
transporte sufrido desde el área fuente al área de depósito.
Componentes Ortoquímicos: Materiales formados por precipitación
química o bio-química directa en la propia zona de sedimentación,
durante o inmediatamente después del depósito.
Componentes Aloquímicos: Materiales de origen químico o bio-
químico formados en la propia cuenca de sedimentación pero que se
incorporan al sedimento como clastos. Estos materiales han podido
sufrir un leve transporte dentro de la cuenca, pero su origen está muy
relacionado con el de la roca sedimentaria donde se encuentra.
Textura
Aunque las características texturales de las rocas sedimentarias son
distintas lógicamente de las de las rocas ígneas y metamórficas,
algunos términos descriptivos se utilizan indistintamente, tales como
texturas granudas, microcristalinas, criptocristalinas, etc.
Todas las rocas detríticas presentan textura clástica, esto es,
formadas por clastos embutidos en una matriz de grano más fino, y
pueden estar cementadas o no por material ortoquímico o diagenético
(formado con posterioridad al depósito del sedimento). El cemento
suele estar formado por material carbonatado o silíceo como casos
más generales.
El tamaño de grano de los componentes clásticos es el criterio
fundamental para clasificar las rocas sedimentarias detríticas, siendo
38
su morfología y su naturaleza composicional criterios adicionales para
adjetivar las rocas. El grado de redondez de los clastos es otro factor
para la determinación de la textura. El cementante también es de
importancia aunque en menor proporción comparado con los dos
anteriores para clasificar la textura de una roca sedimentaria. Este
último aplica más en el caso de las rocas químicas o bioquímicas.
Ambientes
Un ambiente es simplemente un punto geográfico donde se acumulan
los sedimentos. Cada lugar se caracteriza por una combinación
particular de procesos geológicos y condiciones ambientales.
Los ambientes sedimentarios suelen estar localizados en una de las
tres categorías: continental, marina o de transición.
Ambientes continentales Los ambientes continentales están
dominados por la erosión y la deposición asociadas a corrientes. En
algunas regiones frías, las masas de hielo glacial en movimiento
sustituyen el agua corriente como proceso dominante. En las regiones
áridas (así como en algunos puntos litorales) el viento asume mayor
importancia.
Los ambientes marinos se dividen en función de su profundidad. El
ambiente marino somero alcanza profundidades de unos 200 metros y
se extiende desde la orilla hasta la superficie externa de la plataforma
continental. El ambiente marino profundo se encuentra mar adentro, a
profundidades superiores a los 200 metros más allá de la plataforma
continental.
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 denominados playas.
39
1.2.2.3. Rocas Metamórficas
Metamorfismo es un proceso de transformación mediante el cual la
composición mineral, la textura o ambas, de una roca cambian creando
una nueva roca por efectos de presión, temperatura y fluidos
químicamente activos.
El metamorfismo tiene lugar cuando las rocas se someten a un ambiente
físico o químico significativamente diferente a su formación inicial. Se trata
de cambios de temperatura y presión (esfuerzo) y la introducción de fluidos
químicamente activos. En respuesta a esas nuevas condiciones, las rocas
cambian gradualmente hasta alcanzar un estado de equilibrio con el nuevo
ambiente.
El metamorfismo suele progresar de manera incremental, desde cambios
ligeros (metamorfismo de grado bajo) a cambios notables (metamorfismo
de grado alto). Por ejemplo, en condiciones de metamorfismo de grado
bajo, la roca sedimentaria común lutita se convierte en una roca
metamórfica más compacta denominada pizarra. Las muestras de mano
de ambas rocas son a veces difíciles de distinguir, lo cual ilustra que la
transición de sedimentaria a metamórfica suele ser gradual y los cambios
pueden ser sutiles.
En ambientes más extremos, el metamorfismo produce una transformación
tan completa que no puede determinarse la identidad de la roca fuente. En
el metamorfismo de grado alto, desaparecen rasgos como los planos de
estratificación, los fósiles y las vesículas que puedan haber existido en la
roca original.
1.2.2.3.1. Orígenes y factores del metamorfismo
El origen de una roca metamórfica puede ser de variadas formas,
todas ellas entran en transformaciones sin cambio de estado de la
estructura o la composición química o mineral de una roca cuando
40
queda sometida a condiciones de temperatura o presión distintas de
las que la originaron o, cuando recibe una inyección de fluidos. Al
cambiar las condiciones físicas, el material rocoso pasa a encontrarse
alejado del equilibrio termodinámico y tenderá, en cuanto obtenga
energía para realizar la transición, a evolucionar hacia un estado
distinto, en equilibrio con las nuevas condiciones. Se llaman
metamórficas a las rocas que resultan de esa transformación. Entre
los factores que afectan el metamorfismo están:
La estructura y composición de la roca original.
La presión y la temperatura en la que evoluciona el sistema.
La presencia de fluidos.
El tiempo.
Los agentes que intervienen en el metamorfismo son el calor, la
presión, la presencia de fluidos, la naturaleza previa de la roca que se
va a ver afectada y el tiempo:
El calor puede proceder del contacto con un magma en migración, de
la fricción entre placas tectónicas o del peso asociado a un
enterramiento profundo, el cual produce compactación por
recristalización que disipa energía en forma de calor.
La presión puede ser vertical y derivar del enterramiento, o tener otra
dirección y deberse a la convergencia de placas o a la acción de
fallas.
Los fluidos circulantes derivan de la diferenciación de magmas
ascendentes, o son disoluciones acuosas alimentadas desde la
superficie pero calentadas en regiones profundas. Aunque la
composición se basa en el agua, sustancias disueltas en ella pueden
41
desempeñar un papel fundamental en la transformación química de
las rocas.
La composición inicial de la roca es importante. Una arenisca con
gran cantidad de cuarzo sujeta a condiciones altas de presión y
temperatura se convertirá en una cuarcita; pero si la roca inicial es
una caliza, se convertirá en un mármol.
El tiempo es un factor importante, ya que hay procesos metamórficos
que lo requieren.
1.2.2.3.2. Tipo
El metamorfismo puede ser causado como se menciona en su origen
y factores por distintas fuentes o combinación de estas, para su
estudio se dividen como se presenta a continuación:
El metamorfismo térmico o de contacto se produce como
consecuencia del aumento de la temperatura cuando un
magma invade una roca caja. En este caso se forma una zona
de alteración denominada aureola en la roca que rodea el
cuerpo magmático.
Una alteración química llamada metamorfismo hidrotermal
ocurre cuando los fluidos calientes, ricos en iones circulan a
través de las fisuras y las fracturas que se desarrollan en la
roca. Este tipo de metamorfismo está estrechamente
relacionado con la actividad ígnea, ya que proporciona el calor
necesario para hacer circular estas soluciones ricas en iones.
Por tanto, el metamorfismo hidrotermal suele producirse en
regiones en las que hay grandes plutones.
42
La mayoría de rocas metamórficas se forman durante el
metamorfismo regional asociado con la formación de
montañas. Durante esos acontecimientos dinámicos, se
deforman intensamente grandes segmentos de la corteza
terrestre a lo largo de los bordes de placa convergentes. Esta
actividad suele tener lugar cuando la litosfera oceánica es
subducida y produce arcos insulares o arcos volcánicos
continentales y durante las colisiones continentales.
El metamorfismo de enterramiento se produce en asociación
con acumulaciones muy gruesas de estratos sedimentarios en
una cuenca subsidente. Aquí, se pueden alcanzar las
condiciones metamórficas de grado bajo en las capas
inferiores.
Metamorfismo dinámico se da cerca de la superficie, las
rocas se comportan como un sólido frágil. Por consiguiente, el
movimiento a lo largo de una zona de falla, fractura y pulveriza
las rocas. El resultado es una roca poco consistente
denominada brecha de falla que está compuesta por
fragmentos de roca rotos y aplastados.
El metamorfismo de impacto (o de choque) se produce
cuando unos proyectiles de gran velocidad como los meteoritos
(fragmentos de cometas o asteroides) golpean la superficie
terrestre. También puede darse al momento que cae un rayo
en superficie.
1.2.2.3.3. Composición, texturas y ambientes
La composición de una roca metamórfica depende de la roca de la
cual procede ya que esta puede recristalizar los minerales existentes
en la roca de procedencia, la alteración de minerales por temperatura
43
como en el caso de la reacción de bowen es otra forma de explicar
cómo puede actuar el metamorfismo en las rocas, por último, el haber
fluidos con iones se pueden crear nuevos minerales que no proceden
de la roca matriz por lo cual es difícil identificarlas, estas son ricas en
silicatos al ser los más estables a altas temperaturas.
Tipos de textura rocas metamórficas
Las texturas de estas rocas son básicamente dos: foliada y no foliada.
La foliada se caracteriza por tener bandas debido a la alineación de
los materiales que la forman en planos más o menos paralelos. La no
foliada es más desorganizada.
Las rocas metamórficas foliadas también pueden dividirse en varios
tipos dependiendo de su textura:
Pizarrosidad: son aquellas rocas en las que a simple vista no
se aprecian las bandas minerales, pero que en cambio puedes
desprenderlas en láminas muy finas.
Esquistosidad: produce que las rocas se rompan con facilidad y
se aprecien los minerales de forma clara.
Gneisico: consiste en la alternancia de colores claros con
bandas oscuras.
Las rocas metamórficas de textura no foliada pueden ser de varios
tipos. Por ejemplo, el mármol de un intenso color blanco puede
presentar impurezas y aparecer en distintos colores. También entra
en esta subdivisión la cuarcita, una roca compacta blanca y dura de
color blanco o con impurezas, según su composición.
La mayor parte del metamorfismo ocurre en uno de estos tres
ambientes:
44
Cuando una masa magmática intruye en las rocas, tiene lugar el
metamorfismo de contacto o térmico. Aquí, el cambio es impulsado
por un aumento de la temperatura en el interior de la roca huésped
que rodea una intrusión ígnea.
El metamorfismo hidrotermal implica alteraciones químicas que se
producen conforme el agua caliente rica en iones circula a través de
las fracturas de las rocas. Este tipo de metamorfismo suele estar
asociado con la actividad ígnea que proporciona el calor necesario
para provocar las reacciones químicas y hacer circular estos fluidos a
través de la roca.
Durante la formación de montañas, grandes volúmenes de rocas
están sometidas a presiones dirigidas y a las elevadas temperaturas
asociadas con deformaciones a gran escala, del denominado
metamorfismo regional. Este produce el mayor volumen de rocas
metamórficas, tiene lugar en los límites convergentes, donde las
placas litosféricas colisionan.
1.2.3. Ciclo de la roca
Las rocas, consideradas a lo largo de espacios temporales muy prolongados,
están en constante formación, cambio y reformación, cumpliendo un ciclo: el
ciclo de las rocas, éste nos ayuda a entender el origen de las mismas
mostrándonos las relaciones de los procesos internos y externos de la tierra y
la forma en que cada uno de los tres grupos básicos de rocas se relaciona
entre sí.
El magma, por ejemplo, que se forma a una gran profundidad por debajo de la
superficie de la Tierra, se enfría y se solidifica (cristalización), ya sea debajo de
la superficie terrestre o en la superficie, originando las rocas ígneas. Cuando
las rocas ígneas afloran en la superficie experimentarán un proceso
sedimentario, dando lugar a una roca sedimentaria; si esta roca sedimentaria,
45
además, es enterrada a profundidad y es sometida a procesos metamórficos, la
roca reaccionará ante el ambiente cambiante y se convertirá en una
metamórfica. Finalmente cuando ésta última es expuesta a cambios de presión
adicionales o a temperaturas aún mayores se fundirá, creando un magma que
nuevamente acabará cristalizando en rocas ígneas. Cabe decir que algo común
a todos estos cambios es que requieren de grandes cantidades de tiempo para
realizarse.
Lo expuesto anteriormente es un ciclo básico pero no es el único posible. Las
rocas ígneas son ejemplo de ello ya que en vez de ser expuestas en la
superficie terrestre pueden permanecer enterradas profundamente, siendo
sometidas a grandes fuerzas de compresión y a temperaturas elevadas
transformándose directamente en rocas metamórficas. Las rocas metamórficas
y sedimentarias, así como los sedimentos, no siempre permanecen enterrados
ya que las capas superiores pueden ser eliminadas, dejándolas expuestas,
cuando esto ocurre, los materiales se intemperizan o erosionan y se convierten
en nueva materia prima para rocas sedimentarias. Así, sucesivamente, las
rocas interactúan entre sí pasando de un tipo a otro según los factores que las
afecten.
2. Historia de la Tierra y Paleontología
46
2.1. Historia de la Tierra
La historia de la Tierra comprende 4570 millones de años (Ma) aproximadamente,
desde su formación a partir de la nebulosa protosolar. Ese tiempo es
aproximadamente un tercio del total transcurrido desde el Big Bang, el cual se
estima que tuvo lugar hace 13 700 Ma.
El origen de la Tierra es el mismo que el del Sistema Solar. Lo que terminaría
siendo el Sistema Solar inicialmente existió como una extensa mezcla de nubes de
gas, rocas y polvo en rotación. Estaba compuesta por hidrógeno y helio surgidos en
el Big Bang, así como por elementos más pesados producidos por supernovas.
Hace unos 4600 millones de años, una estrella cercana se transformó en
supernova y su explosión envió una onda de choque hasta la nebulosa protosolar
incrementando su momento angular.
A medida que la nebulosa empezó a incrementar su rotación, gravedad e inercia,
se aplanó conformando un disco protoplanetario (orientado perpendicularmente al
eje de rotación). La mayor parte de la masa se acumuló en su centro y empezó a
calentarse, pero debido a las pequeñas perturbaciones del momento angular y a las
colisiones de los numerosos escombros generados, empezaron a formarse
protoplanetas. Aumentó su velocidad de giro y gravedad, originándose una enorme
energía cinética en el centro. La imposibilidad de transmitir esta energía a cualquier
otro proceso hizo que el centro del disco aumentara su temperatura. Por último,
comenzó la fusión nuclear, de hidrógeno a helio, y al final, después de su
contracción, se transformó en una estrella T Tauri: el Sol.
La gravedad producida por la condensación de la materia –que previamente había
sido capturada por la gravedad del propio Sol hizo que las partículas de polvo y el
resto del disco protoplanetario empezaran a segmentarse en anillos. Los
fragmentos más grandes colisionaron con otros, conformando otros de mayor
tamaño que al final formarían los protoplanetas. Dentro de este grupo había uno
situado aproximadamente a 150 millones de kilómetros del centro: la Tierra. El
47
viento solar de la recién formada estrella arrastró la mayoría de las partículas que
tenía el disco, condensándolas en cuerpos mayores.
La vida surgió en la Tierra quizás hace unos 4000 Ma, aunque el cálculo de cuándo
comenzó es bastante especulativo. Generada por la energía química de la joven
Tierra, surgió una molécula (o varias) que poseía la capacidad de hacer copias
similares a sí misma el primer replicador. La naturaleza de esta molécula se
desconoce. Esta ha sido reemplazada en funciones, a lo largo del tiempo, por el
actual replicador: el ADN. Haciendo copias de sí mismo, el replicador funcionaba
con exactitud, pero algunas copias contenían algún error. Si este cambio destruía la
capacidad de hacer nuevas copias se extinguía.
De otra manera, algunos cambios harían más rápida o mejor la réplica: esta
variedad llegaría a ser numerosa y exitosa. A medida que aumentaba la materia
viva, la "comida" iba agotándose, y las cadenas explotarían nuevos materiales, o
quizás detenía el progreso de otras cadenas y recogía sus recursos, llegando a ser
más numerosas.
2.1.1. Escala del Tiempo Geológico
Sabemos que la Tierra es muy vieja tiene aproximadamente 4.6 mil millones de
años. A esta gran cantidad de tiempo se le conoce como tiempo geológico.
Nuestra comprensión de la Tierra proviene de sus rocas. Las rocas que están
expuestas sobre la superficie de la Tierra tienen diferentes edades. Algunas
son realmente jóvenes y se han formado durante los últimos millones de años.
Otras rocas son muy viejas varios millones y hasta miles de millones de años
de edad. Generalmente, estas viejas rocas se encuentran en las profundidades
de la corteza terrestre y quedan expuestas a medida que la tectónica de placas
empuja a las rocas hacia la superficie. Los científicos que estudian estas capas
han desarrollado una línea de tiempo de la historia de la Tierra que describe las
edades de varias capas de rocas.
48
Desde su formación hasta la actualidad, la Tierra ha experimentado muchos
cambios. Las primeras etapas, desde que empezó la solidificación de la masa
incandescente hasta la aparición de una corteza permanente, no dejaron
evidencias de su paso, ya que las rocas que se iban generando, se volvían a
fundir o, simplemente, eran "tragadas" por una nueva erupción.
Estas etapas primitivas son todavía un misterio para la ciencia. Además, el
paso del tiempo, la erosión, los distintos cambios han ido borrando las señales,
por lo que, cuanto más antiguo es el periodo que se pretenda analizar, mayores
dificultades vamos a encontrar. La Tierra, no lo olvidemos, sigue evolucionando
y cambiando.
Eones, Eras, Periodos y Épocas geológicas
El eón es la unidad más grande de tiempo geológico. Se divide en diversas
eras geológicas. Cada era comprende algunos periodos, divididos en épocas.
Cuanto más reciente es un periodo geológico, más datos podemos tener y, en
consecuencia, se hace necesario dividirlo en grupos más pequeños.
Se obtienen registros de la geología de la Tierra de cuatro clases principales de
roca, cada una producida en un tipo distinto de actividad cortical:
1.- Erosión y transporte que posibilitan la posterior sedimentación que, por
compactación y litificación, produce capas sucesivas de rocas sedimentarias.
2.- Expulsión, desde cámaras profundas de magma, de roca fundida que se
enfría en la superficie de la corteza terrestre, dando lugar a las rocas
volcánicas.
3.- Estructuras geológicas formadas en rocas preexistentes que sufrieron
deformaciones.
4.- Actividad plutónica o magmática en el interior de la Tierra.
49
En la tabla anterior observamos cómo se clasifican por eones, eras, periodos y
épocas. Faltando algunas épocas geológicas hasta el origen de la tierra las
cuales se presentan a continuación.
Datación, las fechas del pasado
Las divisiones de la escala de tiempos geológicos resultante se basan, en
primer lugar, en las variaciones de las formas fósiles encontradas en los
estratos sucesivos. Sin embargo, los primeros 4.000 a 600 millones de años de
la corteza terrestre están registrados en rocas que no contienen casi ningún
50
fósil, es decir, sólo existen fósiles adecuados de los últimos 600 millones de
años.
El descubrimiento de la radiactividad permitió a los geólogos del siglo XX idear
métodos de datación nuevos, pudiendo así asignar edades absolutas, en
millones de años, a las divisiones de la escala de tiempos.
2.1.1.1. Precámbrico
El Precámbrico es el periodo más largo en la historia de la Tierra que
abarca desde su formación, hace unos 4.500 millones de años, hasta hace
unos 580 millones de años, es decir, casi 4.000 millones de años de
historia del planeta. Ocupa el 88% de la historia de la Tierra.
Sea como fuere, dos cosas están claras: que es el periodo geológico más
largo y que, en él, la Tierra se estabilizó y aparecieron los primeros
organismos vivos.
51
El eón precámbrico de divide en tres eras: azoica, arcaica y proterozoica.
Era Azoica: aproximadamente 4500 – 3800 ma
Azoica significa sin vida, es el periodo en el que la tierra se transforma de
una bola incandescente hasta un planeta con núcleo y corteza. Durante
millones de años la Tierra era una bola de gases y partículas girando
alrededor del sol. La teoría más compartida es que la Tierra se fue
formando por acreción o agregación de la materia circundante cuando se
estaba formando el Sistema Solar Planetario.
Al mismo tiempo la Tierra era visitada por asteroides que al chocar con ella
aportaban nuevos materiales y una gran energía calorífica por efecto del
impacto. Así la Tierra se mantuvo durante millones de años en un estado
incandescente, lo que provocó bajo la influencia de la gravedad, que los
elementos más pesados, sobre todo el hierro y el níquel, cayeran hacia el
centro de la Tierra para formar el núcleo y los silicatos más ligeros se
movieran hacia arriba para formar la corteza y el manto.
Era Arcaica: aproximadamente 3800 – 2500 ma
La corteza se fue enfriando y se formaron las primeras rocas ígneas y
metamórficas. La actividad volcánica seguía siendo muy intensa, lo que
motivaba que grandes masas de lava saliesen al exterior y aumentasen, al
enfriarse y solidificarse, el espesor de la corteza, mientras que por encima
se formaba una capa de gases, la atmósfera, compuesta por elementos
como el hidrógeno, metano, amoniaco y CO2, pero carente todavía de
oxígeno. En las erupciones, a partir del oxígeno y del hidrógeno se
generaba vapor de agua, que al ascender por la atmósfera se
condensaba, dando origen a las primeras lluvias. Al cabo del tiempo, con
la corteza más fría, el agua de las precipitaciones se pudo mantener
52
líquida en las zonas más profundas de la corteza, formándose los mares y
océanos, es decir, la hidrosfera.
Una vez preparado el escenario con la hidrosfera, el agua; la atmósfera, el
aire; la litosfera, la tierra; y el fuego del núcleo como fuente de energía y
movimiento, se inicio un periodo de evolución química que culminaría con
la formación de las primeras células procariotas dando comienzo una
nueva etapa evolutiva, la Vida. Nacen las algas verde-azules y las
bacterias, dando comienzo el reino Móneras.
Era Proterozoica: aproximadamente 2500 – 560 ma
Proterozoica significa "tiempo de vida inicial". En los océanos primarios
con un ambiente cálido y húmedo, ya algunas moléculas complejas habían
conseguido unirse para formar los primeros organismos principio de la
vida, surgiendo las primeras células procariotas, algas verde azules y
bacterias. Las algas verde-azules son organismos capaces de sintetizar
elementos necesarios para su crecimiento a partir de moléculas muy
simples y energía solar liberando oxígeno a la atmósfera, es decir son
capaces de producir la fotosíntesis.
Geológicamente la corteza seguía enfriándose, la atmósfera se transformó
y los océanos se estabilizaron. Aunque seguían sucediendo grandes
catástrofes, como glaciaciones y con menor frecuencia impactos de
meteoritos, que provocaron grandes extinciones biológicas. La actividad
volcánica seguía siendo muy intensa en América y surgió la cordillera de
los Hurones en Canadá. La superficie terrestre estaba agrupada en un
gran continente denominado Pangea.
2.1.1.2. Paleozoico
A la era Paleozoica se le denomina también era Primaria. Paleozoico
significa "vida antigua".
53
El Paleozoico es una era de tránsito entre unas formas de vida todavía
primitivas como son los invertebrados, a los vertebrados. Y de la vida
exclusivamente en el mar, a la conquista de la tierra por parte de animales
y plantas. Los invertebrados se diversifican; en los primeros millones de
años en que la vida estaba limitada al mar, imperaban las medusas,
gusanos, moluscos, los caracoles y los corales.
Hace aproximadamente 430 millones de años aparecieron los primeros
vertebrados: se trataba de peces cuyo cuerpo estaba cubierto por una
especie de coraza ósea.
En este período brotaron los primeros vegetales terrestres, helechos y
coníferas. La atmósfera alcanza los niveles actuales de oxígeno.
Aparecieron los insectos, y los vertebrados comienzan la conquista de la
tierra con los anfibios y reptiles.
A nivel geológico se registra una gran actividad. El súper continente
Pangea se separa. Las tierras emergidas tenían el aspecto de islas
rodeadas por mares someros (poco profundos) más o menos dispersas
alrededor del ecuador terrestre.
2.1.1.2.1. Cámbrico
"Vida en el mar ausencia de vida en la tierra".
En los mares poco profundos que rodeaban los supercontinentes se
produce una verdadera explosión de vida, la llamada "explosión
cámbrica". Aproximadamente 560 a 510 ma. De este periodo surgen
casi todos los grandes tipos principales de invertebrados y aparecen
los primeros animales pluricelulares que tienen partes duras y
exoesqueleto, como las conchas y los caracoles, así como los
moluscos cefalópodos. Son también muy característicos los trilobites,
extinguidos en la actualidad.
54
En el reino vegetal las plantas predominantes eran las algas en los
océanos y los líquenes (la asociación de un hongo con una alga) en la
tierra. Su enorme proliferación contribuyo al aumento de oxígeno en la
atmósfera terrestre, que alcanza el 10 % de O2.
Durante este periodo cálido se produjeron cambios, geológicos como
la fragmentación del supercontinente Gondwana, y cambios climáticos
catastróficos como la glaciación de finales de este periodo que
propiciaron la competencia biológica, y el desarrollo evolutivo.
También se habla de factores biológicos, como lo genes Hox
(conjunto de genes implicados en el desarrollo embrionario), de
determinados seres multicelulares. Así como el aumento de oxigeno
de la Tierra, que llegó a una concentración parecida a la actual. Estos
hechos se darían en los océanos mientras que los continentes
emergidos, se cubrirían por mantos de hongos, algas y líquenes.
Cámbrico Inferior: Gondwana y varias masas terrestres menores
ocupaban las zonas ecuatoriales (reflejado en extensos depósitos de
calizas en los abundantes mares epicontinentales tropicales). La
Orogenia Cadomiense condujo a períodos de emersión en el inicio del
Cámbrico. Hubo un ciclo transgresivo en general interrumpido por dos
pulsos regresivos (en el límite Cámbrico Inferior-Cámbrico Medio y
Cámbrico Medio-Cámbrico Superior respectivamente).
Cámbrico Superior: Gran parte de Gondwana, que durante el
Cámbrico Inferior ocupaba posiciones más ecuatoriales, se habían
desplazado hacia latitudes más frías. Grandes masas continentales
como Laurentia, Siberia y Australia ocupaban posiciones ecuatoriales.
55
2.1.1.2.2. Ordovícico
Aproximadamente hace 510 a 438 millones de años.
Los mares se retiraron dejando grandes áreas descubiertas. Los
continentes se acercaron unos a otros y se elevaron montañas. Se
produjo una intensa actividad volcánica.
Aparecen animales que poseían una estructura anatómica precursora
de la espina dorsal, los primeros vertebrados (unos peces primitivos) y
los corales. Los animales más grandes fueron unos cefalópodos
(moluscos), que tenían un caparazón de unos 3 m de largo.
La Vida comienza una tímida conquista de las tierras emergidas, con
las briofitas (plantas sin raíces, ni tallo, ni hojas) y los artrópodos
terrestres.
Las rocas del Ordovícico son principalmente sedimentarias; debido a
la escasa extensión y baja elevación de las tierras, que establecían
límites a la erosión, los sedimentos marinos se componen
principalmente de caliza. Al final del periodo, Gondwana se había
acercado al polo sur y se congeló.
En el Ordovícico existían cuatro contienentes: Laurentia, Siberia,
Báltica y Gondwana. Todos los continentes eran muy pequeños
excepto Gondwana que la más grande de este periodo.
2.1.1.2.3. Silúrico
Aproximadamente hace 438 a 408 millones de años.
"La vida en el agua y en la tierra: plantas simples y primeros animales
terrestres". La vida siguió su aventura en tierra bajo la forma de
animales parecidos a los escorpiones y de plantas simples llamadas
psilofitas, una especie de pteridofita o helecho, que tenían un sistema
56
vascular (tejidos que transportan el alimento) para la circulación de
agua, aunque carecía de raíces y los tallos y las hojas todavía no
estaban diferenciados. La atmósfera alcanza un 21 % de oxígeno,
como en la actualidad.
La tierra seca durante el período Silúrico se parecía mucho a los
desiertos de hoy. Los depósitos salados llamados evaporitas se
formaron debido a las condiciones áridas cercanas al ecuador.
También fue una época de gran actividad volcánica. La tierra no era
verde o exuberante, ya que no albergaba vida.
Como la tectónica de placas se movió y las cuencas oceánicas se
cerraron durante el período Silúrico, esto permitió la formación de
nuevas cadenas montañosas. Los depósitos de sedimentos en
Inglaterra también crearon nuevas cadenas montañosas. Hacia el final
del período Silúrico, dos enormes macizos montañosos se formaron a
lo largo de los bordes de los márgenes continentales.
2.1.1.2.4. Devónico
"La edad de los peces" aproximadamente hace 408 a 360 millones de
años.
Predominaba el clima cálido y abundantes lluvias. Los peces se
adaptaron tanto al agua dulce como al agua salada. Entre ellos había
algunos tiburones primitivos, peces acorazados y dipnoos.
Los dipnoos eran peces provistos de un principio de pulmón, con el
que podían respirar aire cuando el agua se secaba y arrastrarse con
sus aletas hasta encontrar otro lugar donde volver a humedecer su
piel. De estos extraños peces, evolucionaron probablemente los
antepasados de los anfibios.
57
También había corales, estrellas de mar, esponjas y trilobites, así
como el primer insecto conocido.
Los anfibios conquistaron la tierra hace unos 370 millones de años
Las plantas se hacen más complejas, con raíces, tallos y hojas, pero
todavía sin flores, por lo que se reproducían por esporas. Se
desarrollaron las plantas leñosas y a finales del Devónico, lo hicieron
otras plantas terrestres tales como los helechos y helechos con
semillas, colas de caballo y unos árboles escamosos. Aparecen los
primeros bosques.
Aparecen las primeras lycopodiáceas, colas de caballo y helechos, así
como las primeras plantas con semilla (progimnospermas), primeros
árboles (la progimnosperma Archaeopteris), y primeros insectos (sin
alas). Braquiópodos estrofoménidos y atrypidos, corales rugosos y
tabulados, y crinoides son muy abundantes en los océanos.
Ammonoideos goniatíticos alcanzan su máximo, surgen los
coleoideos con forma de calamar. Declinan los trilobites y los agnatos
acorazados, comienza el reinado de los peces mandibulados
(placodermos, de aletas lobuladas y osteictios, primeros tiburones).
Los primeros anfibios son aún acuáticos. Se forma Euramérica
(continente de las Areniscas Rojas Antiguas).
2.1.1.2.5. Carbonífero
"La diversidad de la vida. Anfibios y reptiles" aproximadamente hace
360 a 286 millones de años.
Los dos grandes supercontinentes Laurasia y Gondwana van
convergiendo hacia la formación de la segunda Pangea. Es un
periodo de fuertes movimientos de la corteza terrestre. Se alzó el
58
fondo de los mares y se originaron cadenas de montañas por
plegamientos de las capas externas de la corteza terrestre.
El clima varía según zonas del planeta. Mientras en unas se producen
glaciaciones importantes, en otras, el clima es húmedo y cálido lo que
fomentó zonas pantanosas.
Los animales terrestres más notables fueron una especie de lagartijas
anfibias que provenían de los dipnoos. Entre los grandes organismos
marinos predominaron un grupo de tiburones, los cestraciontes.
En las zonas pantanosas diversas plantas terrestres comenzaron a
diversificarse y a aumentar de tamaño. Las pteridofitas (plantas
vasculares que no tienen semillas) eran las plantas dominantes con
licopodios con forma de árbol, equisetos, helechos y unas plantas que
se han extinguido llamadas semillas de helecho.
En la segunda parte del carbonífero los anfibios se extendieron. Es en
este momento cuando la Vida realiza una nueva conquista, nacen los
reptiles, primeros vertebrados que vivían sólo en tierra. Hace unos
325 millones de años, se desarrolla la membrana amniótica que
permite la vida independiente del agua a los animales.
Aparecieron también insectos alados como las libélulas. Otros
animales de este periodo fueron los arácnidos, las serpientes, los
escorpiones, más de 800 especies de ranas y los insectos más
grandes que han existido. Los vegetales mayores eran unos árboles
escamosos, cuyos troncos medían más de 1,8 m en la base y una
altura de 30 metros.
También abundaron en este periodo unas gimnospermas primitivas y
la primera conífera verdadera, una forma avanzada de gimnosperma,
que consiste en una planta vascular con semillas, pero sin flores.
59
Las gimnospermas es un paso importante ya que aunque carecen de
flores, poseen unas estructuras reproductoras especializadas como
son el polen y las semillas. Las más comunes son las coníferas.
2.1.1.2.5.1. Mississípico
Aproximadamente hace 359 a 318 ma, también se le conoce
como carbonífero interior. Al igual que ocurre con la mayoría de
los otros períodos geológicos, los estratos de roca que definen el
período están bien identificados, pero la fecha exacta de
comienzo y final son inciertas en unos pocos millones de años. El
Misisípico se denomina así porque en el valle del Río Misisipi
están expuestas rocas de esta antigüedad.
En Norteamérica, donde las rocas se componen principalmente
de calizas marinas, el Misisípico se considera un período
geológico pleno. En Europa, Misisípico y Pensilvánico son más o
menos continuos en la secuencia de depósitos continentales de
las tierras bajas y se agrupan en el período Carbonífero. Durante
el Misisípico se produjo una importante fase de la orogénesis de
los montes Apalaches.
2.1.1.2.5.2. Pensilvánico
También conocido como carbonífero superior, es un subperíodo
geológico del período Carbonífero que comienza hace
aproximadamente 318 a 299 millones de años.
Al igual que ocurre con la mayoría de los otros períodos
geológicos, los estratos de roca que definen el período están bien
identificados, pero la fecha exacta de comienzo y final son
inciertas por unos pocos millones de años. El Pensilvánico lleva
el nombre del estado de Pensilvania, donde las rocas de esta
antigüedad están muy extendidas. El periodo es muy similar al
60
missisípico mas en el Pensilvánico ya están presentes todas las
clases modernas de hongos.
2.1.1.2.6. Pérmico
Aproximadamente hace 286 a 245 millones de años, surgieron dos
tipos de reptiles, unos semejantes a los lagartos, completamente
terrestres y reptiles semiacuáticos lentos.
De entre todos los reptiles, fueron un pequeño grupo, los
Theriodontia, los que dieron lugar a los mamíferos.
La vegetación de este periodo, muy abundante, estaba constituida
sobre todo por helechos y coníferas.
Fue un periodo de agitación generalizada de la corteza terrestre.
Emergieron continentes de debajo de los mares poco profundos del
carbonífero precedente. Europa y Asia se unieron mientras que al
oeste una colisión entre placas continentales unía Norteamérica con
el continente de Gondwana. De este modo, todas las masas
continentales de la tierra se reunieron en un único continente, llamada
Pangea II. Esta múltiple colisión continental generó la orogenia
herciniana. Los depósitos acumulados en fosas geosinclinales fueron
sometidos a presión y elevados en forma de sistemas montañosos:
los Apalaches del centro y del sur en Norteamérica, los Urales en
Rusia y emergió la parte central de la cordillera andina. El periodo
termina con la desaparición del 90% de las especies marinas
existentes y la rápida evolución y expansión de los reptiles.
2.1.1.3. Mesozoico
Desde hace aproximadamente 245 a 65 millones de años.
Esta Era duró unos 180 millones de años, en ella los vertebrados se
desarrollaron, diversificaron y conquistaron todos los ámbitos de la Tierra.
61
Los sentidos (vista, oído, gusto, olfato y tacto) se desarrollan, dando
comienzo a una nueva manifestación de la evolución de la materia: La
evolución se observa a si misma, a través de los sentidos. Y con ello
comienza la evolución del órgano que será protagonista del siguiente gran
paso evolutivo, el Cerebro. Cumpliéndose así que en cada nueva
manifestación de la evolución está en germen la siguiente etapa evolutiva.
El núcleo de las células como centro de coordinación y recepción de
información puede considerarse como el cerebro de las células, pero se
comienza a hablar de cerebro en los peces.
Geológicamente durante esta Era se separan los continentes, o islas, que
estaban reunidas en un único continente gigantesco al que llamamos
Pangea y los continentes en la superficie de la Tierra comienzan a tomar
el aspecto actual.
No se produjeron grandes movimientos orogénicos y el clima en general
era bastante estable, cálido y húmedo. Esto permitió que se desarrollaran
ampliamente los vertebrados y que los reptiles alcanzaran un
extraordinario desarrollo y tamaño gigantesco, como los dinosaurios, por lo
que a la Era Mesozoica se le llama también la Era de los Reptiles o era de
los dinosaurios.
2.1.1.3.1. Triásico
Desde hace aproximadamente 245 a 213 millones de años. El triásico
marca la aparición de los primeros mamíferos verdaderos y las
primeras aves. Las aves surgieron de dinosaurios carnívoros, ligeros y
bípedos. Estos grupos de dinosaurios se lanzaron a la conquista del
medio aéreo para lo cual las cortas extremidades anteriores se fueron
transformando gradualmente en alas para volar y las extremidades
posteriores se hicieron más delgadas y ligeras. Por otro lado su
cuerpo se cubrió de plumas protectoras e impermeables y se fue
62
haciendo gradualmente más pequeño y ligero. Todo su organismo se
fue adaptando para vuelos más o menos prolongados.
Geológicamente el triásico se caracteriza por la desmembración del
supercontinente Pangea que se dividió en los supercontinentes del
Norte (Laurasia) y del Sur (Gondwana).
Las rocas triásicas, de origen marino y continental, afloran
generalmente en el fondo de los valles fluviales, allí donde la erosión
ha hecho desaparecer las rocas jurásicas y cretácicas suprayacentes.
Se observan las dolomías del Triásico Medio y las lutitas y yesos del
Triásico Superior. Ocasionalmente afloran lutitas y areniscas del
Triásico Inferior.
2.1.1.3.2. Jurásico
Desde hace aproximadamente 213 a 144 millones de años. El
Jurásico fue la época del esplendor de los dinosaurios. El clima era
bastante más cálido y húmedo que ahora, con unos anchos
cinturones tropicales y subtropicales, hecho que favoreció una
vegetación exuberante y la proliferación y hegemonía de los grandes
dinosaurios.
El supercontinente Pangea comenzó a dividirse en el Triásico y a
principios del Jurásico ya existían dos grandes masas terrestres
separadas por el mar de Tetis. Laurasia en el norte que comprendía
Europa, Asia y América del Norte y en el sur Gondwana, formada por
África, América del sur, la Antártida, Australia y la India. La fisura
entre el norte de África y la costa oriental de Norteamérica formó el
océano Atlántico norte y al desplazarse Gondwana, el norte del
océano Atlántico se ensanchaba y nacía el Atlántico sur.
63
Hacia el final del jurásico, estos mares poco profundos empezaron a
secarse, dejando gruesos depósitos de caliza procedentes de
arrecifes de coral e invertebrados marinos, cuya descomposición dio
lugar a ricas acumulaciones de petróleo y gas.
Los dinosaurios dominaban en tierra, mientras crecía el número de
dinosaurios marinos, como los ictiosaurios y los plesiosaurios. Los
dinosaurios se expandieron en todos los medios tanto tierra, como
mar y aire, representando la forma de vida dominante.
En la serie jurásica dominan las rocas calcáreas de origen marino,
con calizas, margas y dolomías que forman las unidades
estratigráficas características del Jurásico de este sector de la
Cordillera Ibérica
2.1.1.3.3. Cretácico
Desde hace aproximadamente 145 a 65 millones de años. Marca el
final de una era y el principio de otra en el más amplio sentido de la
palabra. Se produce una gran extinción en masa en la que
desaparecen los dinosaurios y el 75% de los invertebrados.
Comienza una nueva evolución basada en las plantas con flores, los
mamíferos y las aves.
Se ha especulado mucho sobre las causas de esta extinción. La
teoría más extendida es que a los cambios climáticos, atmosféricos,
gravedad, etc., que la Tierra iba experimentando, se sumó la caída de
un enorme meteorito que impactó sobre la península de Yucatán. Este
cambio brusco en las condiciones de Vida en la Tierra provocó una
rápida extinción de las especies con peor adaptación y una nueva
línea evolutiva con la diversificación de las aves y los mamíferos.
64
El Cretácico está representado por areniscas y calizas de origen
continental en facies Weald y Utrillas (Cretácico Inferior) y por
unidades carbonatadas marinas del Cretácico Superior, aunque sus
afloramientos se restringen a los límites occidental y meridional del
macizo.
2.1.1.4. Cenozoico
Estamos en la Era cenozoica, la última del Eón Fanerozoico. Esta era
geológica abarca los últimos 65 millones de años y en ella el planeta
adquiere el aspecto y las cualidades que conocemos. En esta era todo se
prepara para el siguiente gran salto evolutivo: el nacimiento del homo
sapiens evolución de la conciencia.
Aunque no tan espectacular como la parición de los anfibios, los
mamíferos y las aves suponen un gran salto evolutivo con respecto a los
reptiles. A nivel biológico muestran una mayor independencia de las
influencias ambientales, es decir son de sangre caliente (homeotermos).
A finales de la Era Secundaria y a principios de la Era Terciaria predominó
la sedimentación marina de aguas poco profundas. Son abundantes las
rocas ricas en carbonato cálcico relacionadas con la actividad biológica
propia de los mares tropicales.
Geológicamente los continentes adquieren, paulatinamente, el aspecto y
situación actuales aunque, al principio, el océano Atlántico era bastante
más estrecho y lo que ahora es la península india se encontraba "viajando"
desde el sureste de África hasta su ubicación actual.
En esta época se produce el plegamiento Alpino, creador de grandes
cadenas montañosas como los Alpes, el Atlas y el Himalaya. El clima se
enfría y aparecen las glaciaciones.
65
2.1.1.4.1. Terciario
Desde hace aproximadamente 65 a 1,6 millones de años. El periodo
Terciario es el primer periodo de la era cenozoica. Las formas de vida
de la tierra y del mar se hicieron más parecidas a las existentes ahora.
Al haber desaparecido la mayoría de los dinosaurios, la vida mamífera
y las aves empezó a dominar la Tierra.
Se desarrollaron nuevos grupos de mamíferos como los marsupiales,
los insectívoros, los herbívoros, los lémures, los creodontos (ancestro
carnívoro común de todos los félidos y los cánidos), los tapires, los
rumiantes, las ballenas y los ancestros de los elefantes. También se
desarrollaron mamíferos ungulados primitivos a partir de los cuales
fueron evolucionando diversos grupos como los caballos, los
rinocerontes, los cerdos y los camellos.
Paleoceno-Oligoceno: Formaciones sedimentarias. Predominan
conglomerados, areniscas y arcillolitas.
66
Oligoceno-Plioceno: Rocas volcánico-sedimentarias. Rocas del
oligoceno al plioceno; están constituidas por basaltos, andesitas,
conglomerados, areniscas, arcillas y tobas.
Mioceno-Plioceno: Rocas volcánicas, se encuentran constituidas de
piroclastos andesíticos con intercalaciones de lava.
2.1.1.4.2. Cuaternario
El cuaternario se divide en dos épocas: Pleistoceno, la primera y más
larga que incluye los periodos glaciales y la época reciente o
postglacial, también llamada Holoceno, que llega hasta nuestros días.
En el pleistoceno los seres humanos evolucionaron. En el siguiente
periodo, el Holoceno, cuando las glaciaciones desaparecieron, los
seres humanos fueron capaces de desarrollar una vida organizada en
grupos sociales a la que llamamos civilización.
Rocas sedimentarias del Cuaternario y Terciario superior. Se
encuentra constituida por tobas, arenas, conglomerados y flujos de
lodo.
Rocas volcánicas del Cuaternario. Se encuentran constituidas por
flujos de lava, basaltos, piroclastos, lahares y depósitos glaciáricos.
Sedimentos cuaternarios recientes. Depósitos aluviales y de terrazas
holocénicos constituidos de arenas, limos y arcillas. Se presentan
principalmente en las riveras de los grandes ríos de la llanura oriental.
Pleistoceno
Desde hace 1.8 millones de años hasta hace 10 mil años. Se le
conoce también por la "Época del Hielo" debido a las numerosas
glaciaciones. El hielo se extendía en forma de glaciares sobre más de
una cuarta parte de la superficie terrestre. En las regiones libres de
67
hielo, la flora y la fauna dominantes eran esencialmente las mismas
que las del plioceno.
Los cambios de clima ocasionaron la desaparición de muchas
especies de plantas y animales. A finales del pleistoceno, en
Norteamérica se habían extinguido muchas especies de mamíferos,
incluidos la llama, el camello, el tapir, el caballo y el yak. Otros
grandes mamíferos, como el mastodonte, el tigre dientes de sable y el
perezoso terrestre, se extinguieron en todo el mundo.
Holoceno: época postglacial
El deshielo hizo subir treinta o más metros el nivel del mar, inundando
grandes superficies de tierra y ensanchando la plataforma continental
del oeste de Europa y el este de Norteamérica.
En general, es una época de clima cálido, en el que se asientan las
actuales distribuciones geográficas de la fauna y la flora. Los seres
humanos empezaron a organizarse en grupos sociales que se
concentraban en "ciudades" (de ahí proviene la palabra "civilización").
Paulatinamente empezaron a compaginar la caza y la pesca con la
agricultura y la ganadería, lo que provocó el asentamiento en lugares
estables y el abandono de la vida nómada.
A pesar de que, como periodo geológico, se extiende hasta nuestros
días, el estudio del Holoceno se extiende hasta la invención de la
escritura. El primer escrito que se conoce se atribuye a los sumerios
de Mesopotamia, hace unos 5.000 años.
2.2. Paleontología
La Paleontología es la ciencia que trata de los seres orgánicos cuyos restos se
encuentran fosilizados. Como ciencia, nació en el siglo XVIII, con Cuvier, aunque ya
68
desde los antiguos griegos se habían dado algunas interpretaciones de los fósiles
muy semejantes a las actuales. Desde el punto de vista geológico, el hallazgo de
determinados fósiles característicos, propios de un período, en capas de terreno
discontinuas y alejadas, posibilita la correlación de las edades relativas de los
estratos.
Para la Geología, la Paleontología es uno de los pilares de la Estratigrafía, como se
denomina a la rama de la Geología que estudia las características físicas de los
estratos terrestres y su sucesión cronológica utilizando, entre otros métodos, el
conocimiento de los fósiles que contienen. La Paleontología, al efectuar la
descripción y clasificación de los fósiles, establecer su distribución en el tiempo y el
espacio, a los efectos de determinar sus vinculaciones filogenéticas, y reconstruir
las modificaciones morfológicas y adaptativas experimentadas por los seres a lo
largo del tiempo geológico, persigue una finalidad predominantemente práctica.
Diferente es el enfoque teórico de la Paleobiología al indagar las reglas generales
que gobiernan a los procesos biológicos responsables de los estilos de vida de los
organismos y de la apariencia y orden de la Biósfera. En esta tarea, los datos
empíricos de la Paleontología son utilizados para testear hipótesis relativas a las
leyes de la evolución orgánica. Las relaciones de la Paleontología con la
Estratigrafía se hallan establecidas a través de la Bioestratigrafía, antiguamente
conocida como Paleontología Estratigráfica, que se ocupa del reconocimiento de
unidades de rocas sobre la base de su contenido fosilífero. Los límites entre dichas
unidades son coincidentes con cambios evolutivos en los organismos que las
caracterizan. La unidad básica bioestratigráfica es la biozona o zona y los
elementos útiles para su individualización son los fósiles guía, es decir, fósiles
propios o característicos de determinados estratos, y que pueden corresponder a
una especie o cualquier otro taxón. Algunos fósiles muestran poca variación
morfológica en una secuencia de estratos de distintasedades, mientras que otros
evidencian una rápida evolución, tienen amplia distribución geográfica y están
restringidos a cortos períodos de tiempo. Todas estas características transforman a
dichos fósiles en los elementos guía más importantes en los estudios
bioestratigráficos.
69
2.2.1. Conceptos básicos en paleontología
La paleontología forma parte de las ciencias naturales y comparte distintos
métodos con la biología y la geología. Sus principales objetos de estudio son la
reconstrucción de los seres vivos ya extintos, el origen y la evolución de estos,
las relaciones entre ellos y su entorno, sus migraciones, los procesos de
extinción y la fosilización de sus restos.
Esta ciencia se divide en distintas ramas, como la paleozoología, suele
conocerse simplemente como paleontología y se dedica al estudio de los
animales extintos, la paleogeografía (estudia la geografía y la topografía del
pasado), la paleobotánica (se encarga de los seres vegetales y su taxonomía)
y la paleoclimatología (vinculada a la meteorología).
2.2.2. Aplicaciones e importancia
Los fósiles tienen un valor intrínseco ya que su estudio es fundamental para la
Geología (correlaciones, reconstrucciones paleoambientales). En cuanto al
aspecto aplicado son numerosos los ejemplos que relacionan ciertos
organismos con la génesis de yacimientos minerales (como el fitoplancton con
el petróleo, el carbón, los fosfatos, etc.). La geología histórica es inconcebible
sin el apoyo de los datos paleontológicos que nos dan información sobre
Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleo-oceanografía, quimismo de las
aguas, etc.). De la misma forma la Paleontología necesita de otras disciplinas
como la Bioquímica, la Física o las Matemáticas (especialmente la Estadística).
La importancia de cualquier ciencia es aumentar el conocimiento humano
acerca de su entorno, pero además la paleontología juega un rol importante en
otros aspectos.
La Paleontología es importante, ya que:
70
Es apoyo fundamental para la realización de mapas geológicos y la
busqueda de recursos minerales.
Amplía la capacidad de pensar en un pasado y visualizar un futuro.
Nos enseña que somos parte de un sistema complejo y antiguo.
El conocimiento de la prehistoria e historia desarrolla la identidad de la
humanidad.
Incentiva la conservación y protección del patrimonio fosilífero.
2.2.3. Generalidades del registro fósil
Un registro fósil es cronológicamente la historia de la vida en la Tierra sobre la
base de hallazgos fósiles y el estudio científico. Tiene especial importancia en
el estudio de cómo evolucionaron las plantas y los animales y la forma en que
pueden estar relacionados entre sí.
2.2.4. Historia de la vida
La historia de la vida en la Tierra pretende narrar los procesos por los cuales
los organismos vivos han evolucionado, desde el origen de la vida en la Tierra,
hace entre 3800 millones de años y 3500 millones de años, hasta la gran
diversidad y complejidad biológica presente en las diferentes formas de los
organismos, su fisiología y comportamiento que conocemos en la actualidad;
así como la naturaleza que, en forma de catástrofes globales, cambios
climáticos o uniones y separaciones de continentes y océanos, han
condicionado su desarrollo. Las similitudes entre todos los organismos actuales
indican la existencia de un ancestro común universal del cual todas las
especies conocidas se han diferenciado a través de los procesos de la
evolución.
2.2.5. Usos más frecuentes de los fósiles
71
Los fósiles tienen una importancia considerable para otras disciplinas, como la
Geología o la Biología evolutiva, son las aplicaciones prácticas de la
Paleontología.
Los restos fosilizados ayudan a los científicos a determinar el registro de
eventos a lo largo de la historia. Los fósiles cuentan la historia de la vida en la
Tierra. Son los restos de seres vivientes. Los tejidos blandos de los seres vivos
se descomponen con facilidad; los tejidos duros suelen preservarse. Al estudiar
el registro fósil en capas de rocas sedimentarias, los científicos pueden
desarrollar un panorama sobre el modo en que se desarrolló la vida con el
tiempo. Los fósiles revelan las explosiones demográficas. Ayudan a los
científicos a precisar los sucesos de cambios climáticos y ofrecen un
entendimiento sobre las extinciones.
2.2.6. Datación relativa
Las relaciones de corte pueden ser utilizados para determinar la edad relativa
de los estratos de roca y otras estructuras geológicas. Explicaciones: A -
doblado estratos de roca cortada por una falta de empuje; B - intrusión grandes
(corte a través de A); C - discordancia angular de erosión (cortando A & B) en
la que se depositaron los estratos rocosos; D - dique volcánico (corte a través
de una A, B y C), E - incluso los estratos más jóvenes de rock (que cubre C &
D); - F falla normal (corte a través de A, B, C y E).
Métodos de datación relativa se desarrollaron cuando surgió por primera vez la
geología como ciencia formal. Los geólogos todavía utilizan los siguientes
principios a día de hoy como un medio para proporcionar información sobre la
historia geológica y el calendario de eventos geológicos.
Datación absoluta:
Los geólogos también pueden dar fechas precisas absoluta a los
acontecimientos geológicos. Estas fechas son útiles por sí mismos, y también
72
puede ser utilizado en combinación con métodos de datación relativa o para
calibrar los métodos de datación relativa.
Un avance importante en la geología en el advenimiento del siglo 20 fue la
capacidad de dar fechas precisas absoluta a eventos geológicos a través de los
isótopos radiactivos y otros métodos. El advenimiento de la datación isotópica
cambiado la comprensión del tiempo geológico. Antes, los geólogos sólo
podían utilizar los fósiles a las secciones de la fecha de roca con respecto a
otros. Con fecha isotópica, datación absoluta se convirtió en posible, y estas
fechas absolutas se podrían aplicar a secuencias de fósiles en el que había
material datable, la conversión de los tiempos antiguos en relación a nuevas
edades absolutas.
Para muchas aplicaciones geológicas, las proporciones de isótopos se miden
en los minerales que dan la cantidad de tiempo que ha transcurrido desde que
una piedra pasó por su temperatura de cierre especial, el punto en el que los
diferentes isótopos radiométricos detener la difusión dentro y fuera de la red
cristalina. Estos son utilizados en los estudios geocronológicos y
termocronológicos. Los métodos más comunes incluyen uranio-plomo que data,
potasio-argón y argón-argón y uranio-torio de citas. Estos métodos se utilizan
para una variedad de aplicaciones
3. Estratigrafía
La mayoría de los materiales que componen a nuestro planeta son rocosos y
sedimentarios. Si los observamos detenidamente, nos percatamos que se depositan en
capar superpuestas, conocidas formalmente como estratos. Su estudio corresponde a la
estratigrafía, palabra compuesta por dos raíces distintas: el latín estratum y el griego
graphia.
3.1. Que es la estratigrafía
73
La estratigrafía puede definirse como el estudio de las sucesiones de roca y
correlación de eventos y procesos geológicos en tiempo y espacio (Koutsoukos
2005).
A no ser que haya sufrido alguna deformación posterior a su depósito, los estratos
son horizontales y pueden extenderse en grandes áreas geográficas. Es posible
distinguir un estrato de otros superiores e inferiores, así como de los que se
encuentren a los lados. De manera convencional, si el estrato mide menos de un
centímetro de ancho, se le conoce como lámina.
Un estrato se forma por el depósito de sedimento, es decir, de material acarreado
por diversos agentes – agua, viento o la misma gravedad. Con el tiempo, el material
puede compactarse y litificarse.
Los estratos pueden ocupar grandes áreas geográficas, ya que su depósito puede
ser continuo por la superficie de la Tierra, a menos que se interponga un cuerpo
que interrumpa este proceso. En estos casos, un mismo estrato puede estar
cortado y separado geográficamente de otro equivalente. El procedimiento para
establecer la correspondencia entre partes de una unidad geológica es la
correlación (Barragan et al. 2010). Esta correlación se demuestra con base en la
similitud de la litología, la posición estratigráfica y la fauna fósil, entre otros criterios.
Tradicionalmente, la estratigrafía se divide en dos grandes áreas. Si se describen
los estratos con base en las características de las rocas y sedimentos que los
conforman, se utiliza la litoestratigrafía. En cambio, si se atienden las
características de la fauna fósil que contienen los estratos, así como sus relaciones
cronológicas, se utiliza la bioestratigrafía.
3.2. Principios estratigráficos
3.2.1. Superposición de los estratos
74
Es un axioma clave basado en observaciones de la historia natural, y el
principio fundacional de la estratigrafía sedimentaria y por lo mismo de otras
ciencias naturales dependientes de la geología:
Las capas de sedimento se depositan en una secuencia temporal, en la que las
más antiguas se encuentran en posición inferior a las más recientes.
El principio fue propuesto inicialmente en el siglo XI por el geólogo persa
Avicena (Ibn Sina), y fue posteriormente reformulado de forma más clara en el
siglo XVII por el científico danés Nicolás Steno.
Asumiendo que todas las rocas y minerales fueron en algún momento fluidos,
Nicolás Steno razonaba que los estratos rocosos se formaron cuando las
partículas presentes en un fluido como el agua se depositaban en el fondo.
Este proceso formaría capas horizontales. De ese modo el principio de
originalidad horizontal de Steno establece que las capas de roca se forman en
posición horizontal, y que cualquier desviación de esta disposición se debe a
perturbaciones posteriores.
Se dan excepciones a este caso porque los sedimentos se deben depositar en
laderas o gradientes. Estas pueden tener una pendiente que localmente
alcance varios grados. No obstante lo dicho, el principio es esencialmente
verdadero. Steno estableció otro principio más general que dice lo siguiente:
Cuando un cuerpo sólido es rodeado por todos sus lados por otro cuerpo
sólido, de los dos cuerpos que al final se convierten en uno por el mutuo
contacto, la superficie de uno expresa las propiedades de la superficie del otro.
75
3.2.2. Horizontalidad
Toda capa o estrato se ha depositado originalmente en forma
aproximadamente horizontal.
El principio de la horizontalidad original y la continuidad lateral de los estratos
fue emitido por primera vez por Nicolás Steno, y determina que los estratos
son, en el momento de su depósito, horizontales y paralelos a la superficie de
depósito (algo que Steno denominó horizontalidad original), quedando
delimitados por dos planos que muestran continuidad lateral (es decir, que se
continúan hacia los extremos del estrato). La aplicación de este principio ha
llevado a la idea actual que considera a las superficies de estratificación como
superficies isócronas (superficies que unen puntos de igual edad).
Por supuesto, existen excepciones a este principio, en las que los estratos se
disponen paralelos a la superficie de depósito pero no necesariamente son
horizontales, sino que tienen una cierta inclinación original (como ocurre en los
bordes con pendientes acusadas de algunas cuencas sedimentarias, como por
ejemplo: los taludes continentales, los taludes deltaicos, las playas, las barras y
las dunas, entre otras).
76
3.2.3. Continuidad lateral
Un estrato tiene la misma edad a lo largo de toda su extensión horizontal. Los
depósitos sedimentarios se expanden en las tres direcciones del espacio y no
son infinitos, van disminuyendo de espesor hasta desaparecer.
Este principio es útil para correlacionar estratos no unidos a escala regional a
pesar de la erosión y de los accidentes de relieves, estos estratos aunque
distanciados son fácilmente identificables, son llamados “capas de referencia”.
Dos capas separadas (y de hecho alejadas) en el espacio por la erosión o
discontinuidades de afloramiento, pero respectivamente limitadas por la misma
capa en la base (muro) y en el techo suelen tener la misma edad y
composición.
77
3.2.4. Sucesión de flora y fauna
También llamada sucesión faunística. Una capa o conjunto de capas pueden
ser identificadas a partir de su contenido biológico, es decir, aquellas capas que
contienen los mismos fósiles, serían de la misma edad. Este principio no es del
todo estricto, ya que presenta problemas de tipo evolutivo, es decir, un grupo
fósil puede haberse originado inicialmente en un lugar y con posterioridad
extenderse a otras áreas, con lo cual los sedimentos no se corresponden
temporalmente. También pueden existir unas condiciones de fosilización
adecuadas en un punto y no en otro.
3.2.5. Relación de corte
Permite relacionar cuerpos de rocas ígneas con su encajonante, al establecer
que si un cuerpo de roca corta a otro es más joven que el cuerpo cortado.
78
En la imagen anterior observamos el progreso a través del tiempo.
El intrusivo granítico (stock), corta a los estratos y por lo tanto es más joven que
ellos. El intrusivo diqueforme corta tanto a los estratos como al plutón granítico,
por lo que se infiere es el cuerpo de menor edad. Cabe agregar que los
intrusivos dejan además, como elemento de observación cronológica, los
efectos de metamorfismo térmico en las rocas del encajonante.
3.2.6. Inclusiones
El principio de inclusiones y componentes afirma que, con rocas sedimentarias,
en caso de inclusiones (o clastos) se encuentran en una formación, a
continuación, la inclusión debe ser mayor de la formación que los contiene. Por
ejemplo, en las rocas sedimentarias, es común que la grava de una formación
más antigua que se desgarró y se incluirán en una nueva capa. Una situación
similar con las rocas ígneas se produce cuando se encuentran xenolitos. Estos
cuerpos extraños que se recogieron en forma de magma o flujos de lava, y se
incorporan más tarde a enfriar en la matriz. Como resultado, xenolitos son más
antiguos que la roca que los contiene.
3.2.7. Ley de Walther o de las sucesión de facies
Se denomina facies al conjunto de rocas sedimentarias o metamórficas con
características determinadas, ya sean paleontológicas (fósiles) o litológicas
(composición mineral, estructuras sedimentarias, geometría, etc.) que ayudan a
reconocer los ambientes sedimentarios o metamórficos, respectivamente, en
los que se formó la roca. Algunas asociaciones de facies permiten caracterizar
con bastante precisión el medio sedimentario en el que se formaron, como las
facies detríticas fluviales o las turbidítcas de talud continental.
79
El término facies fue acuñado por el geólogo suizo Amanz Gressly en 1838 y
fue parte de su importante contribución a las bases de la estratigrafía moderna,
la cual sustituyó a las anteriores nociones de Neptunismo.
La ley o regla de Walther, llamada así por el geólogo Johannes Walter,
establece que la sucesión vertical de facies (sin discontinuidades
estratigráficas) refleja la misma secuencia de facies que se formaban
lateralmente en el medio sedimentario. Se debe a que cuando hay cambios en
un ambiente sedimentario, diferencia de aportes, subsidencia, variación del
nivel del mar, etc., las facies que estaban sedimentándose adyacentes y
yuxtapuestas se depositan encima de las otras, superpuestas, respetando el
mismo orden o polaridad que tenían sobre la superficie de deposición.
3.2.8. Uniformidad
El principio de uniformismo que los procesos geológicos observados en la
operación que modifican la corteza terrestre en la actualidad ha trabajado en
forma muy similar a lo largo del tiempo geológico. Un principio fundamental de
la geología avanzado el siglo 18 por el médico escocés y geólogo James
Hutton, es que "el presente es la clave del pasado". En palabras de Hutton: "la
historia de nuestro planeta debe ser explicado por lo que se puede ver que está
sucediendo ahora."
3.3. Estrato y tipos de estratificación
La superficie del planeta se rompe, a causa de la erosión, en trozos más o menos
grandes, desde los bloques de roca hasta el finísimo limo, pasando por todos los
tamaños de gravas y arenas. La fuerza de la gravedad y el arrastre del agua
tienden a depositar estos fragmentos en las zonas bajas donde, a veces, se
acumulan enormes cantidades.
Estos materiales van formando sucesivas capas que llamamos "estratos". El tipo de
estrato depende del clima y de la erosión que se produce en cada época. Esto hace
80
que su estudio sea interesante para conocer las condiciones de épocas pasadas.
La rama de la geología que estudia los sedimentos y estratos se llama
"estratigrafía".
Los estratos superficiales de las zonas sedimentarias suelen tener consistencia
blanda siendo, a menudo, ideales para la agricultura. Pero a lo largo del tiempo, a
medida que se van acumulando nuevas capas, las inferiores tienen que soportar
más peso y sus partículas, sometidas a mayor presión, se compactan. Esto, unido
al aumento de temperatura, provocan cambios químicos que, finalmente, convierten
el sedimento en roca dura.
Un estrato se define por su espesor, facies, disposición, relación con otros estratos,
contacto y edad.
Tipos de estratificación
Para el establecimiento de los diferentes tipos de estratificación habría que tener en
cuenta todos los factores que intervienen en ella. Generalmente los factores más
importantes en los que un geólogo se debe fijar son:
Naturaleza de los sedimentos. Existe una diferencia en la estratificación
entre materiales sedimentarios por precipitación y detríticos.
Rocas detríticas, formadas por acumulación de derrubios procedentes de la
erosión y depositados por gravedad. Éstas a su vez se clasifican sobre todo
por el tamaño de los clastos, que es el fundamento de la distinción entre
conglomerados, areniscas y rocas arcillosas.
Rocas organógenas, las formadas con restos de seres vivos. Las más
abundantes se han formado con esqueletos fruto de los procesos de
biomineralización; algunas, sin embargo, se han formado por la evolución de
las partes orgánicas (de la materia celular), y se llaman propiamente rocas
orgánicas (carbones).
81
Rocas químicas o rocas de precipitación química, formadas por depósito de
sustancias previamente disueltas o neoformadas por procesos metabólicos;
en este último caso se llaman fósiles. El mayor volumen corresponde a
masas de sales acumuladas por sobresaturación del agua del mar que se
llaman evaporitas, como el yeso y la sal gema.
Tipo de transporte. Los diferentes tipos de transporte imprimen un carácter
propio a la estratificación. Incluso la variación de energía en un mismo tipo
de transporte produce variaciones en la estratificación. Estos pueden ser por
medio del aire, agua, gravedad, glaciación, ríos, entre otros.
Condiciones del ambiente sedimentario.
Ambientes sedimentarios continentales
Sedimentos continentales de origen fluvial: facies de llanura de inundación y
de relleno de paleocauces (Mioceno de Cuenca, España).
Glaciar: Los depósitos dejados por un glaciar son principalmente la morrena
frontal y la morrena de fondo; los materiales detríticos proceden de la
meteorización mecánica de las rocas. Son sedimentos sin estratificación, con
clastos angulosos y con materia orgánica casi nula.
Desértico: Los clastos proceden de la meteorización mecánica de las rocas,
pero han sido bien seleccionados durante el transporte eólico. Los ejemplos
más representativos son:
Fluvial: Los ríos transportan cantos y granos que solo han sufrido
meteorización mecánica y sufren un transporte mecánico, pero también
arrastran partículas de arcilla y sustancias en disolución.
82
Lacustre y pantanoso: Presentan sedimentos detríticos intercalados con
otros de carácter químico. Se encuentran en el fondo de lagos y pantanos.
Son abundantes en materia orgánica en descomposición.
Albufera: Se forman detrás de las barras de arena construidas por el oleaje
cuando queda una porción de mar aislada; no obstante, la marea penetra en
ellas por canales abiertos en la barra de arena, y vuelve a salir por ellos.
Deltaico: Es un ambiente mixto, con características de los ambientes
fluviales, lacustre y pantanoso. Los sedimentos incluyen clastos gruesos y
finos, precipitados químicos y materia orgánica.
Ambientes sedimentarios marinos
Son más extensos y continuos que los continentales. Se encuentran tanto
sedimentos detríticos como químicos y orgánicos.
Nerítico: Situado sobre la plataforma continental, hasta unos 200 metros de
profundidad; se acumulan sedimentos detríticos y es frecuente encontrar
fósiles marinos.
Batial: Sobre el talud continental entre 200 y 2,000 metros de profundidad.
Se sedimentan limos, arcillas y conchas de organismos planctónicos.
Artistral: situado en planicies con influencia de acuíferos cercanos.
Abisal: Situado en los fondos alejados de la costa donde se acumulan barros
orgánicos de composición silícea.
3.4. Estructuras sedimentarias primarias
Son rasgos de las rocas sedimentarias que se observan frecuentemente en los
planos de estratificación. Se forman debido a los procesos de sedimentación:
83
estructuras primarias, o bien debido a los procesos diagenéticos o posteriores:
estructuras secundarias.
Estructuras primarias: Se forman en relación directa con el evento sedimentario
principal. Se producen rápidamente pero de igual manera pueden ser erosionadas
fácilmente y desaparecer.
Rizaduras u ondulitas (ripple marks): que pueden ser simétricas (de oscilación) o
asimétricas (de corriente). Las de mayor tamaño se denominan dunas.
Grietas de desecación (mud cracks): grietas poligonales presentes en materiales
arcillosos debido a la contracción provocada por la deshidratación.
Marcas de gota de lluvia: producidas por impacto de las gotas de lluvia en una base
no consolidada, generalmente limo-arcillosa. Al impactar los sedimentos son
lanzados a los lados, dejando pequeños cráteres.
Estratificación laminar, estratificación cruzada, gradada, estratificación inclinada:
Se presentan los diferentes tipos de laminación dependiendo de la morfología del
sustrato en el que se depositen los sedimentos, la continuidad, la densidad del
agente de transporte (agua, viento), el grado de energía del medio de deposición, el
tamaño y densidad de las partículas sedimentarias, así como de su mineralogía
(algunos materiales pueden ser disueltos o meteorizados más rápidamente que
otros, desapareciendo de la estratificación).
Marcas de corriente: Scour marks: producidas por vórtices o corrientes turbulentas.
Son surcos formados por la erosión de una corriente sobre un fondo arcilloso o
limoso, que posteriormente es rellenado por un sedimento de granulometría mayor,
normalmente arena, obteniendo el molde en relieve inverso que se conserva en la
base de los estratos en sedimentos antiguos.
84
Calcos de flujo (flute marks): surcos discontinuos alargados en dirección del flujo y
asimétricos. El extremo proximal es redondeado contornos fuertes. En la zona distal
se atenúa el relieve hasta desaparecer.
3.5. Discordancias
El espesor sedimentario total depositado en las grandes cuencas, tanto
continentales como marinas, llega a totalizar varios miles de metros. Dentro de los
mismos, generalmente se distinguen secciones, que difieren en composición,
granulometría, color, contenido fosilífero, etc. Esas secciones, pueden ser
concordantes o discordantes entre sí.
La concordancia implica una continuidad del proceso sedimentario y los estratos
resultantes en las sucesivas secciones que pueden discernirse tienen la misma
disposición estructural.
La discordancia implica la interrupción en el proceso de sedimentación. En estos
casos puede no haber ocurrido deformación tectónica en el lapso que media entre
dos secciones analizadas, por lo que la disposición estructural es la misma, aunque
faltando parte del registro temporal. Son denominadas discordancias erosivas (Fig.
A). Si por el contrario, es diferente la actitud estructural de los planos de
estratificación a uno y otro lado del plano de discordancia, queda en evidencia la
deformación tectónica previa a la depositación de la sección superior. Son llamadas
discordancias angulares (Fig. B).
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4. Geología estructural
Geología estructural es el estudio de la arquitectura de la tierra, en tanto es determinada
por movimientos terrestres. Tectónica y geología tectónica son términos sinónimos de
geología estructural. Los movimientos que afectan las rocas sólidas resultan de fuerzas
dentro de la tierra, y causan pliegues, diaclasas, fallas y clivaje. El movimiento del magma,
debido a que con frecuencia está íntimamente asociado con el desplazamiento de las
rocas sólidas, es también un tema que está dentro del dominio de la geología estructural.
La geología estructural está íntimamente relacionada con muchas otras ramas de la
geología, y la solución de los problemas estructurales en el trabajo de campo es, con
frecuencia, solamente una fase de una investigación más amplia.
Objetivos de la geología estructural
El geólogo estructural se ocupa de tres problemas principales:
¿Cuál es la estructura? En general, la primera interrogante determina la forma y el
tamaño de los cuerpos de roca.
¿Cuándo se desarrollo? El segundo objetivo es relacionar la estructura con alguna
cronología.
¿Bajo qué condiciones físicas se formo? El tercer objetivo es determinar los
procesos físicos que produjeron la estructura observada.
.
4.1. Falla
En geología, una falla es una fractura en el terreno a lo largo de la cual hubo
movimiento de uno de los lados respecto del otro.
Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos o gravitatorios actuantes en la
corteza. La zona de ruptura tiene una superficie generalmente bien definida
86
denominada plano de falla, aunque puede hablarse de banda de falla cuando la
fractura y la deformación asociada tienen una cierta anchura.
Cuando las fallas alcanzan una profundidad en la que se sobrepasa el dominio de
deformación frágil se transforman en bandas de cizalla, su equivalente en el
dominio dúctil. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos
geológicos importantes durante la formación de montañas. Asimismo, los bordes de
las placas tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de
longitud.
Desde el punto de vista del desplazamiento relativo de los bloques implicados, las
fallas se clasifican en:
Falla normal, cuando el bloque colgante o de techo se desplaza hacia abajo
respecto al bloque yaciente o de muro. El plano de falla es inclinado.
Falla inversa, cuando el bloque colgante se mueve hacia arriba respecto del
yaciente. Se denominan cabalgamientos a las fallas inversas de bajo ángulo de
buzamiento. El plano de falla es inclinado.
87
Falla de rumbo, en dirección, direccional, transcurrente o de desgarre: cuando el
desplazamiento es horizontal y paralelo al rumbo de la falla. Pueden ser, según el
sentido de movimiento de los bloques (referenciado a la posición de un observador
situado sobre uno de los bloques), sinistral o direccional izquierda, cuando el bloque
opuesto al que ocupa el observador se mueve a la izquierda, y dextral o direccional
derecha, cuando el bloque se mueve a la derecha. El plano de falla puede ser
inclinado o vertical. Un tipo particular de fallas en dirección son las fallas
transformantes, que desplazan segmentos de bordes constructivos de placas y el
plano de falla suele ser vertical.
Falla oblicua o mixta: cuando el desplazamiento es oblicuo tanto al rumbo como a la
dirección de buzamiento. Se describen simplemente como una combinación de la
terminología de las anteriores, resultando cuatro casos posibles: sinistral inversa,
sinistral normal, dextral inversa y dextral normal.
Falla rotacional: cuando ha habido una componente de rotación en el
desplazamiento relativo entre los dos bloques separados por la falla. A su vez se
pueden dividir en:
Falla en tijera, cuando el eje de rotación es perpendicular al plano de falla.
Falla cilíndrica, cuando el eje de rotación es paralelo al plano de falla. El
plano de falla suele ser curvo.
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Falla cónica, cuando el eje de rotación es oblícuo al plano de falla. El plano
de falla suele ser curvo.
Elementos de una falla
Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los
bloques que se separan en la falla. Este plano puede tener cualquier
orientación (vertical, horizontal, o inclinado). La orientación se describe en
función del rumbo (ángulo entre el rumbo Norte y la línea de intersección del
plano de falla con un plano horizontal) y el buzamiento o manteo (ángulo
entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el
plano vertical perpendicular al rumbo de la falla). En general los planos de
falla suelen ser curvos.
Bloques o labios de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el
plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se haya
por encima del plano de falla se denomina 'bloque colgante' o 'levantado' y al
que se encuentra por debajo, 'bloque yaciente' o 'hundido'.
Salto o desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido
un bloque respecto del otro.
Estrías de falla: Son irregularidades rectilíneas que pueden aparecer en
algunos planos de falla. Indican la dirección de movimiento de la falla.
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Gancho de falla: en algunos casos se produce un pliegue de arrastre en uno
o en los dos labios de la falla, cuya orientación será diferente según la falla
sea normal o inversa e indicará el sentido del desplazamiento relativo.
4.2. Fractura
Una falla o diaclasa (del griego «διά» dia, a través de, y klasis, rotura) es una
fractura en las rocas que no va acompañada de deslizamiento de los bloques que
determina, no siendo el desplazamiento más que una mínima separación
transversal. Se distinguen así de las fallas.
Características de una diaclasa
La orientación de una diaclasa, como la de otras estructuras geológicas, se
describe mediante dos parámetros:
Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de la
diaclasa con el eje norte - sur.
Buzamiento: ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario.
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Las diaclasas no tienen por qué ser en general planas, ni responder a ninguna
geométrica regular, así que los parámetros indicados pueden variar de un punto a
otro.
4.3. Pliegue
Los pliegues son inflexiones o dislocaciones u ondulaciones, más o menos bruscas,
que presentan las capas sedimentarias cuando son modificadas de su posición
natural (la horizontal) por los agentes orogénicos. Estos agentes o fuerzas generan
deformaciones plásticas y continuas tridimensionales, por lo que también se les
llaman cuerpos geológicos.
Los pliegues suelen ser más habituales en rocas sedimentarias plásticas, como las
volcánicas, aunque también se presentan en rocas metamórficas.
Elementos de un pliegue:
Charnela: es la línea que une los puntos de máxima o mínima altura en cada
capa, es decir, representa la máxima curvatura del pliegue, donde los
estratos cambian de buzamiento. Un pliegue puede tener más de una
charnela o ninguna, que se da cuando el pliegue es un semicírculo.
Plano axial: es aquel que une las charnelas de todas las capas de un pliegue,
es decir, que divide el pliegue tan simétricamente como sea posible.
Eje axial: es la línea que forma la intersección del plano axial con la charnela.
Flanco: Corresponde a los planos inclinados que forman las capas, o sea, los
laterales del pliegue, situados a uno y otro lado de la charnela. Un pliegue es
simétrico cuando posee los flancos iguales e igualmente inclinados y será
asimétrico si tiene sus planos desiguales.
Cresta: es la línea que une los puntos más altos de un pliegue.
Valle: es la línea que une los puntos más bajos de un pliegue.
Núcleo: es la parte más interna de un pliegue.
Dirección: es el ángulo que forma la línea de intersección del estrato con la
horizontal.
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Ángulo de inmersión: es aquel que forma el plano axial con la horizontal.
Indica el sentido en que se inclina el plano axial.
Tipos de pliegues
Pliegues anticlinales: se forman cuando los estratos más nuevos envuelven a los
más antiguos. Estos pliegues presentan la parte convexa hacia arriba, presentando
un aspecto de bóveda. Los flancos se inclinan en sentido divergente y los estratos
más antiguos se sitúan en el núcleo.
Las principales características de los pliegues anticlinales son:
El centro es un eje de simetría
Los dos lados del anticlinal muestran direcciones de inclinación diferentes.
Los estratos se inclinan siempre hacia los flancos.
En el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales).
Den centro hacia afuera los flancos de manteo aumentan.
En el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos y en los flancos los
más jóvenes.
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Pliegues sinclinales: se forman cuando los estratos más antiguos envuelven a los
más jóvenes. Sus flancos forman una U característica. Tienen la convexidad hacia
el interior de la Tierra, adquiriendo una forma de cuenca o cubeta. Los flancos se
inclinan en sentido convergente y los extractos más jóvenes se sitúan en el núcleo.
Las principales características de estos son:
El centro es un eje de simetría.
Los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de inclinación) diferentes y
opuestas.
Los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo.
En el centro, el manteo es pequeño o cero.
Den centro hacia los flancos el manteo se aumenta.
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Pliegues simétricos: se distinguen cuando los flancos a ambos lados del plano
axial divergen según un mismo ángulo. Por efecto de dos fuerzas iguales y
opuestas, se forman pliegues rectos y simétricos, dos de ellos anticlinales (los de
las crestas) y el otro sinclinal (el del valle).
Pliegues asimétricos: se observan cuando los flancos a ambos lados del plano
axial no divergen según un mismo ángulo. Por efecto de las fuerzas iguales y
opuestas, se forman pliegues asimétricos, los que pueden ser inclinados, volcados,
acostados o tumbados.
5. Principios de cartografía
5.1. Definición
La cartografía es la ciencia que se encarga del trazado y el estudio de mapas
geográficos. Sus orígenes son muy antiguos, aunque no pueden precisarse con
exactitud ya que la definición de mapa ha cambiado con el correr de los años.
La cartografía puede dividirse en dos grandes tipos: cartografía general y
cartografía temática. La cartografía general se encarga de la producción de mapas
dirigidos al público más amplio, con diversas referencias. Un mapamundi o el mapa
de un país son ejemplos de cartografía general.
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La cartografía temática, en cambio, se especializa en mapas de temas específicos,
como los cultivos de soja en la provincia de Buenos Aires o los barrios donde
predomina la población latina en Nueva York.
Otra distinción puede realizarse entre los mapas topográficos (que reflejan la
elevación del terreno) y los mapas topológicos (mapas simplificados que no se fijan
en los detalles geográficos o de escala, sino en la información que difunden).
¿Qué es un mapa?
Un mapa es la representación de una porción o una parte del planeta. Son modelos
a escala de la realidad porque suelen ser mucho más pequeños que lo que están
representando.
Los mapas presentan una visión selectiva de la realidad. Esto quiere decir que
definen el espacio que se retrata a partir de puntos de vista específicos, haciendo
énfasis en la inclusión de ciertos objetos, y utilizando símbolos para la
representación de los componentes del mapa.
Elementos constitutivos de los mapas
Los mapas tienen cuatro elementos principales: escala, leyenda, símbolos y
dirección. A continuación, presentamos un repaso por todos los elementos que
constituyen cualquier material cartográfico:
Titulo
Su importancia radica en que indica el tipo de mapa que tenemos. Además de
ofrecer información sobre el lugar, da cuenta sobre el enfoque de la información
que presenta el mapa. Por ejemplo: "Colombia - Mapa geológico".
Autor
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Señalar el autor de un mapa es útil porque indica la persona o institución que lo
realizó.
Fecha
Además de la fecha de impresión, algunos mapas incluyen la fecha de los datos
que se usaron para hacerlo. Podemos tener un mapa que diga año 2000, pero la
letra menuda puede decir "a partir de fotografías aéreas de 1950". Por esto, es
importante ser precisos a la hora de identificar la temporalidad de los mapas.
Abreviaturas
Indica las abreviaturas usadas dentro del mapa.
Matices hipsométricos
A parte de las curvas de nivel existe otra manera de representar la altura de un
espacio sobre el nivel de mar, así entre más alto sea un espacio su color será más
intenso. Usualmente, los mapas indican qué color usaron para los diferentes rangos
de altura.
Orientación
Los mapas traen una flecha o señal que indica hacia dónde queda el norte.
Leyenda o signos convencionales
La leyenda es un cuadro del mapa con la explicación de los símbolos que se hayan
utilizado para representar algún fenómeno físico, cultural, político, económico o
cultural o para representar los diferentes componentes del paisaje.
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5.2. Geodesia
La geodesia es la ciencia que estudia la forma y dimensiones de la Tierra. Esto
incluye la determinación del campo gravitatorio externo de la tierra y la superficie
del fondo oceánico. Dentro de esta definición, se incluye también la orientación y
posición de la tierra en el espacio.
Una parte fundamental de la geodesia es la determinación de la posición de puntos
sobre la superficie terrestre mediante coordenadas (latitud, longitud, altura). La
materialización de estos puntos sobre el terreno constituyen las redes geodésicas,
conformadas por una serie de puntos (vértices geodésicos o también señales de
nivelación), con coordenadas que configuran la base de la cartografía de un país,
por lo que también se dice que es "la infraestructura de las infraestructuras".
Los fundamentos físicos y matemáticos necesarios para su obtención, sitúan a la
geodesia como una ciencia básica para otras disciplinas, como la topografía,
fotogrametría, cartografía, ingeniería civil, navegación, sistemas de información
geográfica, sin olvidar otros tipos de fines como los militares.
Desde el punto de vista del objetivo de estudio, se puede establecer una división de
la geodesia en diferentes especialidades, aunque cualquier trabajo geodésico
requiere la intervención de varias de estas subdivisiones:
Geodesia geométrica: determinación de la forma y dimensiones de la Tierra
en su aspecto geométrico, lo cual incluye fundamentalmente la
determinación de coordenadas de puntos en su superficie.
Geodesia física: estudio del campo gravitatorio de la Tierra y sus
variaciones, mareas (oceánicas y terrestres) y su relación con el concepto de
altitud.
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Astronomía geodésica: determinación de coordenadas en la superficie
terrestre a partir de mediciones a los astros.
Geodesia espacial: determinación de coordenadas a partir de mediciones
efectuadas a satélites artificiales (GNSS, VLBI, SLR, DORIS) y relación con
la definición de sistemas de referencia.
Microgeodesia: medida de deformaciones en estructuras de obra civil o
pequeñas extensiones de terreno mediante técnicas geodésicas de alta
precisión.
5.3. Escala
La escala indica cuál es la relación que existe entre la realidad y el mapa que
estamos viendo.
Hay dos tipos de escalas: la escala numérica y la escala gráfica.
Escala numérica:
Esta escala muestra la relación que existe entre el valor que el mapa está
representando y el valor de la realidad de manera numérica.
Cuando un cartógrafo establece que su mapa tiene una escala de 1:100.000, esto
significa que el 1 es el valor del mapa y el 100.000 en valor de realidad en cualquier
unidad. Se dice: uno por cada 100.00.
Si es en centímetros, esto significa que cada centímetro del mapa está
representando 100.000 centímetros de la realidad. En otras palabras, cada
centímetro del mapa es igual o equivalente a 1Km, porque 1Km es igual 100.000
cm.
Escala gráfica:
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Es una pequeña regla, línea o barra con segmentos que indican la escala usada.
Sirve para medir las distancias dentro del mapa.
Cada centímetro de un mapa con este tipo de escala representa 100.000 unidades.
Si es en centímetros, cada uno está representando 1Km, porque 100.000 Cm es
otra manera de decir 1Km.
Otro tipo de proyecciones son las curvas de nivel
Las curvas de nivel son líneas que nos indican la altura sobre el nivel del mar:
Vemos que cada línea tiene un número, que indica la altura del lugar sobre el nivel
del mar. En el dibujo vemos varias líneas, unas a 3.600, 3.680, 3840 y 4000, que
nos están indicando el relieve. El valor es ascendente, lo que nos muestra una
montaña:
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5.4. Proyección
La proyección cartográfica o proyección geográfica es un sistema de
representación gráfico que establece una relación ordenada entre los puntos de la
superficie curva de la Tierra y los de una superficie plana (mapa). Estos puntos se
localizan auxiliándose en una red de meridianos y paralelos, en forma de malla. La
única forma de evitar las distorsiones de esta proyección sería usando un mapa
esférico pero, en la mayoría de los casos, sería demasiado grande para que
resultase útil.
En un sistema de coordenadas proyectadas, los puntos se identifican por las
coordenadas cartesianas (x e y) en una malla cuyo origen depende de los casos.
Este tipo de coordenadas se obtienen matemáticamente a partir de las
coordenadas geográficas (longitud y latitud), que no son proyectadas.
Propiedades de la proyección cartográfica
Se suelen establecer clasificaciones en función de su principal propiedad; el tipo de
superficie sobre la que se realiza la proyección: cenital (un plano), cilíndrica (un
cilindro) o cónica (un cono); así como la disposición relativa entre la superficie
terrestre y la superficie de proyección (plano, cilindro o cono) pudiendo ser
tangente, secante u oblicua. Según la propiedad que posea una proyección puede
distinguirse entre:
Proyecciones equidistantes, si conserva las distancias.
Proyecciones equivalentes, si conservan las superficies.
Proyecciones conformes, si conservan las formas (o, lo que es lo mismo, los
ángulos).
No es posible tener las tres propiedades anteriores a la vez, por lo que es necesario
optar por soluciones de compromiso que dependerán de la utilidad a la que sea
destinado el mapa.
100
5.5. Topografía
Es la ciencia que estudia el conjunto de principios y procedimientos que tienen por
objeto la representación gráfica de la superficie terrestre, con sus formas y detalles;
tanto naturales como artificiales. Esta representación tiene lugar sobre superficies
planas, limitándose a pequeñas extensiones de terreno, utilizando la denominación
de geodesia para áreas mayores. De manera muy simple, puede decirse que para
un topógrafo la Tierra es plana (geométricamente), mientras que para la geodesia
no lo es.
Los mapas topográficos utilizan el sistema de representación de planos acotados,
mostrando la elevación del terreno utilizando líneas que conectan los puntos con la
misma cota respecto de un plano de referencia, denominadas curvas de nivel, en
cuyo caso se dice que el mapa es hipsográfico. Dicho plano de referencia puede
ser el nivel del mar, y en caso de serlo se hablará de altitudes en lugar de cotas.
La topografía plana opera sobre porciones relativamente pequeñas de la Tierra, y
utiliza como plano de referencia una superficie plana y horizontal, sin considerar su
verdadera forma elipsoidal, es decir, ignorando la naturaleza curva de la tierra. En
consecuencia, los principios básicos de la topografía plana se basan en las
siguientes hipótesis:
La línea que une dos puntos sobre la superficie de la Tierra es una línea
recta y no una línea curva.
Las direcciones de la plomada en dos puntos cualquiera, son paralelas (en
realidad están dirigidas hacia el centro de la Tierra).
La superficie imaginaria de referencia respecto a la cual se toman las alturas
es una superficie plana y no curva.
El ángulo formado por la intersección de dos líneas sobre la superficie
terrestre es un ángulo plano y no esférico.
101
6. Tectónica de placas
Durante miles de millones de años se ha ido sucediendo un lento pero continuo
desplazamiento de las placas que forman la corteza del planeta Tierra, originando la
llamada "tectónica de placas", una teoría que complementa y explica la deriva continental.
Los continentes se unen entre sí o se fragmentan, los océanos se abren, se levantan
montañas, se modifica el clima, influyendo todo esto, de forma muy importante en la
evolución y desarrollo de los seres vivos. Se crea nueva corteza en los fondos marinos, se
destruye corteza en las trincheras oceánicas y se producen colisiones entre continentes
que modifican el relieve.
Según la teoría de la tectónica de placas, la corteza terrestre está compuesta al menos por
una docena de placas rígidas que se mueven a su aire. Estos bloques descansan sobre
una capa de roca caliente y flexible, llamada astenosfera, que fluye lentamente a modo de
alquitrán caliente.
Los geólogos todavía no han determinado con exactitud cómo interactúan estas dos capas,
pero las teorías más vanguardistas afirman que el movimiento del material espeso y
fundido de la astenosfera fuerza a las placas superiores a moverse, hundirse o levantarse.
Expansión del fondo oceánico
La expansión de los fondos oceánicos ocurre en las dorsales oceánicas, donde se forma
nueva corteza oceánica mediante actividad volcánica y el movimiento gradual del fondo
alejándose de la dorsal. Este hecho ayuda a entender la deriva continental explicada por la
teoría de la tectónica de placas.
Casi siempre, la expansión del fondo marino comienza como un rift en una placa
continental, similar al Valle del Rift existente en la actualidad en África Oriental, entre el
Mar Rojo y los Grandes Lagos Africanos. El proceso comienza con un calentamiento en la
base de la placa continental que la convierte en un material más plástico y menos denso.
Ya que los objetos menos densos "flotan" sobre los más densos, como prevé la isostasia,
102
el área que se calienta se abomba, transformándose en una amplia bóveda ("domo" o
cúpula). A medida que se alza, se producen fracturas que gradualmente se convierten en
rifts.
Puntos calientes
Los puntos calientes son áreas de actividad volcánica alta en relación a sus entornos. A
diferencia de otras áreas de vulcanismo como las zonas de subducción o las dorsales
oceánicas el vulcanismo de los puntos calientes no está necesariamente asociado a las
partes colindantes de las placas tectónicas. Existen dos hipótesis principales sobre el
origen de los puntos calientes: una que complementa la tectónica de placas
relacionándolos con plumas de manto y otra en la que las fuerzas tectónicas de extensión
hacen en gran medida innecesaria la existencia de estas plumas.
Arco de islas
103
Los arcos de islas volcánicas, también denominados arcos de islas o arcos oceánicos son
archipiélagos con forma de arco constituidos por islas volcánicas. Esta estructura geológica
es una de las dos variantes de orógenos térmicos o arcos volcánicos que existen, siendo el
resultado de una orogénesis térmica entre dos fragmentos de corteza oceánica,
pertenecientes a dos placas tectónicas diferentes.
La orogénesis térmica tiene lugar cuando la corteza oceánica de una placa tectónica
subduce por debajo de la corteza (oceánica o continental) de otra placa, oprimiéndola y
fundiendo su material basal.
En el caso de los arcos de islas, las temperaturas y presiones alcanzadas por la placa que
subduce provocan la volatilización de una parte de sus componentes, de tal modo que
parte de sus materiales se funden y generan magmas de baja densidad, los cuales
ascienden desde la litosfera y atraviesan la corteza oceánica de la placa oprimida hasta la
superficie. El magma ascendente genera así una serie de conos volcánicos que actúan
como válvulas naturales para liberar la presión acumulada bajo la placa oprimida, los
cuales, al sobresalir por encima del agua, conforman el archipiélago o arco de islas
volcánicas.
Células de convección en el manto
Las placas se desplazan, unas respecto a otras, a una velocidad de unos centímetros
anuales, como consecuencia de las corrientes de convección que se producen en el mato
superior. Éste se extiende hasta los 700 km de profundidad y está constituido por material
sólido, pero que puede fluir por estar muy cerca de su punto de fusión. Como la Tierra no
tiene una temperatura uniforme, sino que está más caliente en la parte central que en la
superficie, existe también gradientes de temperatura en el manto superior, con lo que éste
se halla más caliente en la parte baja y más frío en la parte superior, donde pierde calor
por conducción a través de la litosfera. Por ello, y gracias a su capacidad de actuar como
un fluido, se originan unas corrientes de convección que transportan el material más
caliente, y por lo tanto menos denso, hacia arriba. Este material fluye horizontalmente y, en
contacto con la litosfera, va perdiendo calor y aumentado su densidad hasta que, por
último, cuando está suficientemente frío y denso, empieza a descender. Durante el
104
descenso y el recorrido horizontal en contacto con el manto inferior, el material se calienta
de nuevo, hasta que finalmente vuelve a ascender, cerrando la celda de convección.
6.1. Deriva continental
Se llama así al fenómeno por el cual las placas que sustentan los continentes se
desplazan a lo largo de millones de años de la historia geológica de la Tierra.
Este movimiento se debe a que continuamente sale material del manto por debajo
de la corteza oceánica y se crea una fuerza que empuja las zonas ocupadas por los
continentes (las placas continentales) y, en consecuencia, les hace cambiar de
posición.
6.2. Tipos de límites de placas
6.2.1. Limites Divergentes
Límites divergentes o constructivos: Coinciden las corrientes ascendentes de
las dos células convectivas: en superficie toman direcciones divergentes; el
material que asciende solidifica convirtiéndose en Litosfera y, por tanto, se
105
construye nueva litosfera oceánica. El relieve que se forma se denomina dorsal
oceánica.
Algunas cimas de las dorsales sobresalen por encima del mar y forman islas
volcánicas, como Islandia, Santa Elena o Ascensión.
6.2.2. Limites Convergentes
Límites convergentes o destructivos: Coinciden las corrientes descendentes de
las dos células convectivas: la Litosfera se hunde fundiéndose parcialmente. Al
converger, una placa se desliza por debajo de la otra, lo que se conoce como
subducción. La dirección de ambas placas es convergente y se destruye la
litosfera oceánica. Como resultado de este proceso se forman las fosas
oceánicas.
Un buen ejemplo de ello es el de la fosa peruano-chilena que es el resultado
del choque entre una placa continental sudamericana y la placa oceánica de
Nazca, es el fenómeno que origino los Andes.
6.2.3. Fallas transformantes
Límites transformantes Los contactos entre placas no siempre son
convergentes o divergentes, sino que las corrientes de convección pueden
llevar direcciones más o menos paralelas, en el mismo o contrario sentido, e
incluso, formar ángulo. En este caso ni se crea ni se destruye Litosfera. El
rozamiento entre las placas en este tipo de límites genera, básicamente,
procesos sísmicos, que serán tanto más fuertes o más débiles según la
particular relación entre ambas placas.
En Gibraltar la placa Eurasiática y la Africana son paralelas, con
desplazamiento en el mismo sentido. El rozamiento no es muy grande y los
terremotos son de baja o media intensidad (terremotos de Granada, Almería,
Murcia).
En el Mediterráneo oriental, estas dos mismas placas siguen siendo paralelas,
pero el desplazamiento es en sentido contrario. Los terremotos son de alta
intensidad (terremotos de Turquía).
106
6.3. Mecanismos de movimiento de placas
Hay distintas hipótesis acerca del movimiento de las placas tectónicas entre las que
destacan:
o Deriva continental
o Expansión del fondo oceánico
o Tectónica de placas
o Puntos calientes
o Arcos de isla
o Células de convección del manto, y
o Limites de placas
Estos fueron mencionados anteriormente tendiendo a un punto en común: explicar
la dinámica del planeta.
La teoría de la tectónica de placas describe el movimiento de las placas y el papel
que este movimiento representa en la generación o la modificación de las
principales estructuras de la corteza terrestre. Por consiguiente, la aceptación de la
tectónica de placas no depende del conocimiento exacto de qué impulsa los
movimientos de las placas. Afortunadamente es así, porque ninguno de los modelos
propuestos hasta ahora puede explicar todos los principales aspectos de la tectónica
de placas. Sin embargo, en general los investigadores están de acuerdo en lo
siguiente:
EI flujo convectivo del manto rocoso de 2.900 kilómetros de espesor (donde
las rocas calientes y flotantes ascienden y el material más frío y denso se
hunde) es la fuerza impulsora subyacente que provoca el movimiento de las
placas.
La convección del manto y le tectónica de placas forman parte del mismo
sistema. Las placas oceánicas en subducción conducen la porción fría de la
107
corriente de convección que se mueve hacia abajo, mientras el afloramiento
somero de rocas calientes a lo largo de las dorsales oceánicas y las plumas
calientes del manto son la rama de flujo ascendente del mecanismo
convectivo.
Los movimientos lentos de las placas terretres y el manto son dirigidos, en
última instancia, por la distribución desigual del calor en el interior de la
Tierra. Además, esta corriente es el mecanismo que transmite el calor del
núcleo de la Tierra y lo hace ascender a través del manto.
Lo que no se conoce con ningún grado de certeza es la naturaleza precisa de esta
corriente de convección.
6.4. Modelo de convección del manto
Las corrientes de convección son el resultado de un calentamiento por gradientes
de temperatura. Los materiales cálidos son más ligeros, por lo que suben, mientras
que los materiales fríos son más pesados (más densos) y por lo tanto se hunden.
Este es el movimiento que crea patrones de circulación conocidos como corrientes
de convección en la atmósfera, en el agua, y en el manto de la tierra.
En la atmósfera, a medida que el aire se calienta va subiendo, permitiendo que el
aire fresco fluya debajo. Este movimiento, junto con el movimiento de rotación de la
Tierra, hace que se generen vientos. Y los vientos, a su vez, crean olas
superficiales sobre el océano.
La convección también juega un papel importante en el movimiento de aguas
oceánicas profundas y contribuye a la formación de corrientes oceánicas.
Se cree que los movimientos de convección del manto dentro de la Tierra son la
causa de los movimientos de opresión de las placas tectónicas, dando como
resultado eventos tales como terremotos y erupciones volcánicas.
108
El manto caliente va surgiendo desde la parte más profunda, mientras que el manto
que se va enfriando se va hundiendo, creando una corriente de convección. Se
cree que este tipo de corrientes son las responsables de los movimientos de las
placas de la corteza terrestre.
A pesar de que la teoría de la tectónica de placas no necesita una explicación sobre
las causas de la dinámica litosférica, los geólogos siempre han tratado de elaborar
un modelo que explique cuál es el motor. El mecanismo que determina el
movimiento de las placas no es bien conocido y ninguno de los modelos propuestos
hasta la fecha explica satisfactoriamente todos los aspectos de este movimiento.
Todos los modelos coinciden en que una fuerza motriz se encuentra en la
distribución desigual del calor del interior terrestre.
Los modelos propuestos han ido cambiando a medida que se amplía el conociendo
de la estructura interna de la tierra. Los más importantes son:
El modelo de las corrientes de convección.
El modelo astenosférico o de empuje y arrastre.
El modelo de la subducción profunda.
109
Bibliografía:
Ciencias de la tierra, una introducción a la geología física; Edward J. Tarbuck –
Frederick K. Lutgens; octava edición.
Mineralogía, Elizabeth Araux Sánchez – Ricardo Vega Granillo
Geología; Maria Beatriz Carenas Fernandez, Jorge Luis Giner Robles, Javier
González Yelamos, Manuel Pozo Rodríguez.
Código estratigráfico norteamericano, universidad nacional autónoma de México
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