geología general

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Notas de clase:

Temas de Geología General

Ing. Daniel Martín González Aguilar

Noviembre de 2014

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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


1.2.2.2.2. Tipos


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,

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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.


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.


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.


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.


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).

85

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.

88

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.

90

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.

91

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.

92

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.

94

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.

96

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:

99

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:

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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

Conceptos básicos de estratigrafía; Rosalía Guerrero y Víctor Manuel Bravo

Geología estructural; Marland P. Billing; Tercera Edición; 1972: 1- 6.

Minerales y rocas; Capitulo 7, ciencias de la naturaleza, CIDEAD

Referencias:

https://www.codelcoeduca.cl/procesos_productivos/tecnicos_exploracion_reconocimiento_m

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geología general

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