Geolibro Monroe

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Geología Dinámica y evolución de la Tierra

Geología Dinámica y evolución de la Tierra 4ª edición

James S. Monroe Profesor Emérito Central Michigan University

Reed Wicander Central Michigan University

Manuel Pozo Rodríguez Departamento de Geología y Geoquímica Universidad Autónoma de Madrid

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O7 JUN. 2010

PARANINFO CENGAGE learning ·

1· l Geología. Dinámica y evolución de la Tierra © James S. Monroe, Reed Wicander, Manuel Pozo Rodríguez Gerente Editorial Área Universitaria : Isabel Capella Hierro

Título original: The changing earth. Exploring geology and evolution

Editora de Producción: Clara M.' de la Fuente Rojo

Traducido por: Traducciones Vox Populi, S.L.

Diseño de cubierta : DIGRAF Preimpresión : Copibook, S.L. Impresión : Gráficas Rogar Políg. lnd. Alparrache Navalcarnero (Madrid)

COPYRIGHT _© 2008 Cengage Learning Paraninfo, S.A. Magallanes, 25; 28015 Madrid ESPAÑA Teléfono: 902. 995 240 Fax: 91 445 62 18 [email protected] www.paraninfo.es © 2006 Thomson Brooks/Cole, a part of the Thomson Corporation. Thomson, the Star logci, a.nd Brooks/Cole are trademarks used herein under license. Impreso en España Printed in Spain ISBN : 0-495-01020-0 (edición USA) ISBN: 978-84-9732-459-5 (edición española) .Depósito Legal: M-30.650-2008

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ontenido La Tierra: un planeta dinámico y en evolución 2 Introducción 4 ¿Qué es la Geología? 6 Enfoque geológico 1.1: Interpretación de la historia de la Tierra 7 8 La formulación de teorías en Geología 8 Relación entre la Geología y la experiencia humana 1O La influencia de la Geología e n nuestra vida diaria Sucesos n aturales 1O Economía y política 1O Nuestro papel como responsables de la toma de 1O decisiones Con sumidores y ciudadan os 1O Desarrollo sostenible 11 Problemas medioambientales y geológicos globales a los que se enfrenta la humanidad 11 Origen del Universo y del sistema solar y el papel de la Tierra dentro de ellos 12 Origen del Universo: ¿comenzó con un Big 13 Bang? Nuestro sistema solar: origen y evolución 13 15 La Tierra: su lugar en el sistema solar ¿Por qu é es la Tierra un planeta dinámico en 15 evolución? Teoría de la tectónica de placas 19 21 El ciclo de las rocas Relación entre el ciclo de las rocas y la tectónica de 22 placas Evolución orgánica y la historia de la vida 23 Tiempo geológico y actualism o 24 ¿Cómo nos benefi cia el estudio de la Geología? 25 CEO-RECAPITULACIÓN 26

Tectónica de placas: una teoría de unificación 30 Introducción 32 Las primeras ideas acerca de la deriva continental 32 Enfoque geológico 2.1: Petróleo, tectónica de placas y política 33 Alfred Wegener y la hipótesis de la deriva continental 34 35 ¿Qué evidencias hay de la deriva continental? 35 Encaje continental Similitudes en las secuencias de rocas y de las 35 cordilleras 36 Evidencias glaciares Evidencias fósil es 37 Paleomagnetismo y deriva de los polos 38 ¿Cómo se relacionan las inversiv.1es magnéti:::<:.- ~nn la 40 expansión del fondo oceánico? Perforaciones en las profundidades marinas y con firmación de la expansión del fondo oceánico 42 ¿Por qué la tectónica de placas es una teoría de 44 unificación? El ciclo del supercontinente · 45 45 Los tres tipos de bordes de las placas Bordes divergentes 48 Bordes convergentes 49 Bordes transform antes 52 Puntos calientes y plumas del manto 53 54 Determinación del movimiento de las placas Meca nismo motor de la tectónica de placas 55 Influencia de la tectónica de p lacas en la distribución de 57 recursos naturales 58 Depósitos minerales Influen cia de la tectónica de placas sobre la distribución de 59 la vida GEO-RECAPITULACIÓN 61

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VI

C ONTENIDO

Minerales, los formadores -~ _ . . ·de las rocas 64 Introducción 66 ¿Qué es la materia? 67 átomos y elementos 67 Enlaces y compuestos 68 ¿Qué son los minerales? 71 Sustancias inorgánicas producidas naturalmente 71 Cristales minerales 71 Composición quhnica de los minerales 72 Propiedades físicas de los minerales 73 ¿Cuántos minerales existen? 73 Geología en lugares inesperados: Las joyas de la Reina 74 Grupos de minerales reconocidos por los geólogos 75 Silicatos 76 Carbonatos 80 Otros grupos ue minerales 80 Propiedades físicas de los minerales 81 Brillo y color 81 Morfología cristalina 81 Exfoliación y fractura 82 Dureza 82 Enfoque geológico 3. l: Cristales minerales 83 Peso específico (densidad) 84 Otras propiedades útiles de los minerales 84 ¿Cómo se forman los minerales? 85 ¿Qué son los minerales formadores de rocas? 85 Recursos y reservas naturales 86 CEO-RECAPITULACIÓN 89

Las rocas ígneas y la actividad ígnea intrusiva 92 Introducción 94 Las propiedades y el comportamiento del magma y la 95 lava Composición del magma 95 ¿Qué temperatura alcanzan el magma y la lava? 95 Viscosidad o resistencia a fluir 96 ¿Cómo se origina y cambia el magma? 97 Series de cristalización de Bowen 97 El origen del magma en dorsales 99 Zonas de subducción y el origen del magma 99 Procesos que producen cambios de composición en el magma 100 Rocas ígneas, sus características y clasificación · 102

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Texturas de las rocas ígneas 102 Composición de. las rocas ígneas 102 Clasificación de las rocas ígneas 104 Plutones, sus características y orígenes 108 Diques y sills 109 Los lacolitos 109 Chimeneas y pitones vo lcánicos 109 Batolitos y stocks 109 Enfoque geológico 4.1: Algunos pitones volcánicos extraordinarios 112 ¿Cómo intruyen los batolitos en la corteza terrestre? 114 CEO-RECAPITULACIÓN 116

Volcanismo y volcanes

120

Introducción 122 Volcanismo 124 Gases volcánicos 124 Coladas de lava 125 Enfoque geológico 5.1: Las coladas de lava representan poco peligro para el hombre - normalmente 126 Materiales piroclásticos 12 7 ¿Cuáles son los tipos de volcanes y cómo se forman? 130 Volcanes en escudo 130 Conos de escorias 134 Volcanes compuestos (estratovolcanes) 134 Geología en lugares inesperados: · Un volcán de lo más inusual 13 5 Domos de lava 136 Otras formas volcánicas 13 7 Erupciones fisura les y mesetas basálticas 137 Depósitos piroclásticos en capas 138 Riesgos volcánicos 13 9 ¿Cuál es el tamaño de una erupción y cuánto puede durar? 139 ¿Es posible predecir las erupciones? 141 Distribución de los volcanes 142 Tectónica de placas, volcanes y plutones 144 Actividad ígnea en bordes de placas divergentes 144 Actividad ígnea en bordes de placas convergentes 144 Volcanismo intraplaca 144 CEO-RECAPITULACIÓN 145

C ONTENIDO

Meteorización, suelo y rocas sedimentarias

148

Introducción 150 ¿Cómo se alteran los materiales de la Tierra? 151 Meteorización mecánica o física 151 Meteorización química 153 Factores que controlan la velocidad de la meteorización química 156 ¿Cómo se forma y deteriora el suelo? 158 El perfil del suelo 159 Factores que controlan la formación del suelo 159 La degradación del suelo 161 Meteorización y recursos 162 Sedimentos y rocas sedimentarias 163 Transporte y depósito de sedimentos 164 ¿Cómo se convierte el sedimento en roca sedimentaria? 164 Tipos de rocas sedimentarias 166 Rocas sedimentarias detríticas 166 Rocas sedimentarias químicas y bioquímicas 168 Facies sedimentarias 1 70 Leyendo la historia en las rocas sedimentarias 171 Estructuras sedimentarias l 71 Fósiles, restos y rastros de vida antigua 1 73 Cómo determinar el ambiente deposicional 174 Geología en lugares inesperados: El león de arenisca 175 Recursos importantes en rocas sedimentarias 176 El petróleo y el gas natural 177 Uranio 177 Formación de hierro bandeado · 178· GE,0-RECAPITULACIÓN 178

Metamorfismo y rocas metamórficas Introducción 184 Enfoque geológico 7 .1: Asbesto: ¿bueno o malo? 186 Los agentes del metamorfismo 186 El calor 186 La presión 18 7 La actividad de los fluidos 188 Los tres tipos de metamorfismo 189 Metamorfismo de contacto 189 Metamorfismo dinámico 191 Metamorfismo regional 191 Clasificación de las rocas metamórficas 192

182

VII

Rocas metamórficas foliadas 192 Geología en lugares inesperados: Empecemos con una pizmTa pura 195 Rocas metamórficas no foliad as 196 Zonas y facies metamórfica s 200 Influencia de la tectónica de placas en el metamorfismo 201 Metamorfismo y recursos naturales 202 CEO-RECAPITULACIÓN 203

, Los terremotos y el interior de la Tierra 206 Introducción 208 ¿Qué es la teoría del rebote elástico? 209 ¿Qué es la sismología? 210 El hipocentro y el epice ntro de un terremoto 211 ¿Dónde se producen los terremotos y con qué frecuencia? 211 ¿Qué son las ondas sísmicas? 213 Ondas de cuerpo 213 Ondas superficiales 214 ¿Cómo se localiza el epicentro de un terremoto? 214 Tamaño y fuerza de un terremoto 217 Intensidad 217 Magnitµd 218 Efectos destructivos de los terremotos 220 Temblor del suelo 220 Incendios 221 Tsunamis: olas asesinas 221 Fallo del terreno ·223 ¿Se pueden predecir los terremotos? 223 Precursores de terremotos 223 Programas de predicción de terremotos 225 ¿Se pueden controlar los terremotos? 229 ¿Cómo es el interior de la tierra? 230 El núcleo terrestre 231 Densidad y composición del núcleo 232 El manto terrestre 233 Estructura, densidad y composición del manto 233 Tomografía sísmica 234 El calor interno de la tierra 235 Geología en lugares inesperados: Los diamantes y el interior de la Tierra 235 La corteza terrestre 236 CEO-RECAPITULACIÓN 237

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VIII

CONTENIDO

El fondo oceánico

Orogenias en convergencias de placas oceánica-continental 28 7 Los terrenos y el origen de las montañas La corteza continental terrestre 289 ¿Continentes flotantes? 289 El principio de isostasia 290 El rebote isostático 291 CEO-RECAPITULACIÓN 292

240

Introducción 242 Exploración de los océanos 243 Exploración temprana 243 ¿Cómo se exploran los océanos hoy en día? 244 Corteza oceánica: estructura y composición 246 Los márgenes continentales 24 7 La plataforma continental 24 7 El talud y el pie de talud continental 24 7 Cañones submarinos, corrientes de turbidez y abanicos submarinos 248 Tipos de márgenes continentales 248 Características de las cuencas oceánicas profundas 250 Las llanuras abisales 250 Las fosas oceánicas 251 Dorsales oceánicas 252 Chimeneas hidrotermales submarinas 253 253 Fracturas de los fondos oceánicos Montes submarinos, guyots y dorsales asísmicas 254 Sedimentación y sedimentos de las profundidades de los fondos oceánicos 2 55 Arrecifes 259 Recursos del agua el mar y del fondo oceánico 259 Enfoque geológico 9.1: Circulación oceánica y recursos del mar 260 CEO-RECAPITULACIÓN 263

Deformación, formación de montañas y los continentes

Procesos gravitacionales

296

Introducción 298 ¿Qué factores influyen en los procesos gravitacionales? 299 Ángulo de pendiente 300 Meteorización y clima 301 Contenido de agua 301 Geología en lugares inesperados: New Hampshire despide a «El Viejo» 302 Vegetación 302 Sobrecarga 303 La geología y la estabilidad de una vertiente 303 Mecanismos desencadenantes 304 ¿Cuáles son los diferentes tipos de procesos gravitacionales? 304 Desprendimientos 305 Deslizamientos 305 Flujos 309 Movimientos complejos 315 ¿Cómo podemos reconocer y minimizar los efectos de los movimientos de masas? 315 Enfoque geológico 11.1: La tragedia de Abeefan,

Gales

318

CEO-RECAPITULACIÓN

321

266

Introducción 268 Deformación de las rocas. ¿cómo se produce? 269 Esfuerzo y deformación 269 Tipos de deformación 269 Geología en lugares inesperados: Ruinas antiguas y geología 2 71 Dirección y buzamiento: la orientación de las capas de rocas deformadas 2 72 La deformación y las estructuras geológicas 273 Capas de roca plegadas 273 Diaclasas 277 Fallas 278 La deformación y el origen de las montaÑas 283 Formación de montañas 284 Tectónica de placas y formación de mo~tañas 284 Orogenias en convergencias de placas oceánicas 285

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289

Corrientes de agua 324 Introducción 326 El agua e n la tierra 326 El ci@lo hidrológico 327 Flujo de fluidos 327 Corrientes de agua 329 Escorrentía en lámina y canalizada 329 Gradiente, velocidad y caudal 329 ¿Cómo erosionan y transportan sedimentos las corrientes de agua? 331 • Depósitos por corrientes de agua 332

C O N T EN I D O

Los depósitos de los cauces anastomosados y 332 meandriformes Depósitos de llanura de inundación 334 Los deltas 335 Abanicos aluviales 33 7 ¿Se pueden predecir y controlar las inundaciones? 337 Geología en lugares inesperados: Cámaras mortuorias flotantes 339 Cuencas de drenaje y redes de drenaje 343 La importancia del nivel de base 344 ¿Qué es una corriente en equilibrio? 346 ¿Cómo se forman y evolucionan los valles? 346 Terrazas fluviales 34 7 Meandros encajados 349 Corrientes sobreimpuestas 349 CEO-RECAPITULACIÓN 350

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Aguas subterráneas

354

Introducción 356 Las aguas subterráneas y el ciclo hidrológico 356 ¿Cómo absorben el agua los materiales de la tierra? 357 ¿Qué es el nivel freático? 358 ¿Cómo se mueven las aguas subterráneas? 359 ¿Qué son los manantiales, los pozos de agua y los sistemas artesianos? 359 Manantiales 360 Los pozos de agua 360 Sistemas artesianos 36 1 ¿Cómo erosionan y depositan material las aguas subterráneas? 362 Las dolinas y la topografía cárstica 363 Las cuevas y los depósitos de las cuevas 365 ¿Cómo afecta el hombre al sistema de aguas subterráneas? 369 El descenso del nivel freático 369 Salinización de acuíferos 370 Subsidencia 3 71 Contaminación del agua subterránea 373 Calidad del agua subterránea 3 74 Geología en lugares inesperados: Plantas de tratamiento de aguas 3 75 376 Actividad hidrotermal: ¿qué es y dónde se produce? Fuentes termales 3 76 Géiseres 3 77 Energía geotérmica 377 CEO-RECAPITULACIÓN 379

Los glaciares y la glaciación

IX

382

Introducción 384 Glaciares 385 Los glaciares: parte del ciclo hidrológico 385 ¿Cómo se forman y mueven los glac iares? 386 ¿Qué tipos de glaciares existen ? 388 Glaciares de valle 388 Glaciares continentales o de casquete polar 389 Acumulación y ablación: el balance glaciar 389 ¿A qué velocidad se mueven Jos glaciares? 390 Oleadas glaciares 392 Erosión y transporte glaciar 392 Erosión provocada por los glaciares de valle 393 Los glaciares de casquete y las fo rmas erosivas 395 395 Depósitos glaciares Formas compuestas de till 398 Formas compuestas de derrubios glaciares 400 estratificados Depósitos de lago glaciar 40 l ¿Qué provoca las edades de hielo? 402 La teoría de Milankovitch 403 Acontecimientos climáticos a corto plazo 403 CEO-RECAPITULACIÓN 405

La obra del viento y de los desiertos 408 Introducción 41 O 411 ¿Cómo transporta sedimentos el viento? Carga de fondo 411 Carga en suspensión 411 ¿Cómo erosiona el viento los accidentes geográficos? 412 Abrasión 412 Deflación 413 Geología en lugares inesperados: Llevado por el viento 414 ¿Cuáles son los diferentes tipos de depósitos del 415 viento? 415 La formación y migración de las dunas Tipos de dunas 41 6 419 Loess ¿Cómo se distribuyen los cinturones de presión de aire y los patrones de viento globales? 419 ¿Dónde aparecen los desiertos? 420 ¿Cuáles son las características de los desiertos? 422 Temperatura, precipitación y vegetación 422

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CONTENIDO

La meteorización y los suelos 423 Los procesos gravitacionales, las corrientes y el agua subterránea 423 El vien to 426 ¿Qué tipos de formas encontramos en los desiertos? 426 CEO-RECAPITULAC IÓN 429

Las costas y los procesos costeros 432 434 Introducción Mareas, olas y corrientes de deriva 435 Las mareas 43 5 Enfoque geológico 16.1: La energía de los océanos 436 Las olas 439 Corrientes de deriva y transporte de sedimentos 441 Sedimentación a lo largo de las costas 443 Las ·playas 443 Cambios estacionales en las playas 443 Barras litorales, barras de bahía y tómbolos 446 Islas barrera 446 ¿Cómo se erosionan' las costas? 448 • Plataformas de abrasión 448 Cuevas, arcos y chimeneas litorales 450 Balance de sedimentación litoral · 450 ¿Cómo se controlan las áreas costeras cuando sube el nivel del mar? 452 Geología en lugares inesperados: La erosión y 454 el faro del cabo Hatteras Olas de tormenta e inundación costera 455 Tipos de costas 456 Costas de sedimentación y de erosión 456 457 Costas de inmersión y de emersión CEO-RECAPITULACIÓN 45 8

El tiempo geológico: conceptos y principios 462 Introducción 464 Enfoque geológico 1 7 .1: El tiempo geológico y el cambio climático 466 · ¿Cómo ha cambiado el concepto del tiempo geológico y la edad de la tierra a lo largo de la historia del hombre? 467 ¿Por qué son importantes las contribucion es de james hutton a la geología? 467 Geología en lugares inesperados: E l tiempo pasa: La Gran Muralla China 470

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¿Qué son los métodos de datación relativa? 4 71 Principios fundamentales de la datación relativa 471 Discontinuidades estratigráficas 4 75 Ap licación de los principios de datación relativa 4 78 ¿Cómo correlacionan los geólogos fas unidades litológicas? 480 Correlació n del subsuelo 483 ¿Qué son los métodos de datación absoluta? 484 átomos, elementos e isótopos 484 Desintegración radiactiva y vidas medias 484 Fuentes de incertidumbre 486 Pares de isótopos radiactivos de vida larga 488 Datación por rastros de fisión 489 Método de datación por carbono radiactivo y dendrocronología · 489 · ¿Cómo se desarrolló la escala de tiempo geológico? 490 La estratigrafía y la terminología estratigráfica 492 CEO-RECAPITULACIÓN 494

La evolución: la teoría y las pruebas que la respaldan 498 Introducción 500 La evolución: ¿qué significa? 501 Jean-Baptiste de Lamarck y sus ideas sobre la 501 evolución Enfoque geológico 18.1: E l trágico caso Lysenko 502 Las contribuciones de Charles Robert Darwin y Alfred 503 Russel Wallace La selección natural: ¿cuál es su importancia? 503 Mendel y el nacimiento de la genética 504 504 Los experimentos de Mendel Los genes y los cromosomas 504 La visión moderna de la evolución 505 ¿Qué provoca la variación? 506 La especiación y la tasa de evolución 507 Evolución divergente, convergente y paralela 509 La cladística y los cladogramas 51 O Tendencias evolutivas 511 Extinciones 512 ¿Qué clase de pruebas respaldan la teoría de la evolución? 512 La clasificación: un patrón anidado de similitudes 5 13 ¿Cómo respaldan la evolución las pruebas biológicas? 51 5 Fósiles: ¿qué aprendemos de ellos? 517 CEO-RECAPITULACIÓN 522

CONTENIDO

XI

¿Qué papel representaron las microplacas y los "terranes" en la formación de pangea? 577 Recursos minerales del Paleozoico 578 · CEO-RECAPITULACIÓN 580

Historia de la vida y de la Tierra en el Precámbrico 526 Introducción 528 ¿Qué ocurrió durante el hádico? 529 Cimientos de los continentes: escudos, plataformas y cratones 530 Historia de la tierra arcaica 533 Rocas arcaicas 534 Tectónica de placas en el Arcaico y el origen de los cratones 535 536 Historia de la tierra durante el proterozoico 536 Evolución proterozoica de Laurentia 540 Supercontinentes del Proterozoico Rocas del Proterozoico 540 Ge ología en lugares inesperados: Little Rock, una gran historia 544 Origen y evolución de la atmósfera y de la hidrosfera 545 La atmósfera 546 La hidrosfera 547 547 La vida: su origen y su historia temprana El origen de la vida 548 Organismos del Arcaico 549 La vida en el Proterozoico 5 51 Enfoque geológico 19.1: Formación de hierro bandeado: de la mina a la fábrica de 554 acero ¿Qué tipos de recursos encontramos en las rocas precámbricas? 5 56 Recursos arcaicos 556 557 Recursos proterozoicos 557 CEO-RECAPITULACIÓN

Historia de la Tierra en el Paleozoico 560 Introducción 562 Arquitectura continental: cratones y cinturones móviles 562 Paleogeografía paleozoica 563 565 Historia global del Paleozoico Inferior y Medio Historia global del Paleozoico Superior 569 Las secuencias cratónicas y la evaluación del continente norteamericano (laurentia) durante el 570 paleozoico Historia de los cinturones móviles paleozoicos 573 573 El Cinturón orogénico Caledónico-Hercínico El Cinturón móvil de la Cordillera 5 77

Historia de la vida en el Paleozoico 586 Introducción 588 ¿Qué fue la explosión cámbrica? 588 Aparición de una fauna con concha 589 Vida invertebrada marina paleozoica . 590 El ecosistema marino actual 5·90 Comunidad marina cámbrica 593 La biota de la lutita de Burgess 593 Comunidad marina ordovícica 597 Comunidades marinas silúrica y devónica 598 Comunidades marinas pérmica y ·carbonífera 599 La extinción en masa de los invertebrados marinos del Pérmico 600 La evolución de los vertebrados 601 Los peces 602 Los anfibios: los vertebrados invaden la tierra 606 La evolución de los reptiles: la tierra es .conquistada 610 Enfoque geológico 21 . l : Palinología: Un vínculo entre geología y biología 612 La evolución de las plantas 614 Floras silúrica y devónica 615 Floras del Carbonífero Superior y del Pérmico 616 CEO-RECAPITULACIÓN 619

Historia de la vida y de la Tierra en el Mesozoico 624 Introducción 626 La fragmentación de pangea 626 El cinturón orogénico de la Cordillera 629 Los efectos de la fragmentación de Pangea en el clima global y en los patrones de circulación oceánica 631 Principales características de la historia de Norteamérica en el Mesozoico 633 ¿Cuál es el papel de los terreno~ acrecionarios (terranes) en el crecimiento del oeste de Norteamérica? 633 636 Recursos .minerales del Mesozoico La vida en la Era Mesozoica 63 7 638 Los invertebrados marinos y el fitoplancton 640 · Las plantas, productores primarios terrestres

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XII

CONTENIDO

La diversificación de los reptiles 640 Enfoque geológico 22.1: Las contribuciones de Mary Anning a la Paleontología 650 De reptiles a aves 651 Origen e historia temprana de los mamíferos 652 Clima y paleogegrafía durante el Mesozoico 655 Extinciones masivas, una crisis en la historia de la 656 vida CEO-RECAPITULACIÓN 660

Historia de la vida y de la Tierra en el Cenozoico 664 Introducción 666 Orogenias y tectónica de placas en el Cenozoico: perspectiva general 667 Sistemas orogénicos durante el Cenozoico 668 El Sistema Orogénico Alpino 669 El Sistema Orogénico de la Cordillera 669 Evolución de Norteamérica en el Paleógeno y Neógeno 672

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El Período Cuaternario 6 74 Tectónica y vulcanismo del Pleistoceno 674 La glaciación del Pleistoceno 674 La distribución y extensión de los glaciares del Pleistoceno 674 Enfoque geológico 23.1: Supervolcanes 67 Geología en lugares inesperados: Evidencias de glaciación en la ciudad de Nueva York 680 Recursos minerales del Cenozoico 682 Historia de la vida en el Paleógeno y Neógeno 682 Los invertebrados marinos y el fitoplancton 682 Las aves del Paleógeno y Neógeno 683 Diversificación de los mamíferos 683 Mamíferos del Cenozoico 684 Fauna del Pleistoceno 690 Mamíferos y aves 690 La evolución de los primates 691 Homínidos 692 Extinciones durante el Pleistoceno 698 GEO-RECAPITULi\CIÓN 699

Soluciones Cuestiones de repaso

Glosario Índice

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Prólogo La Tierra es un planeta dinámico que ha cambiado continuamente durante sus 4.600 millones de años de existencia. El tamaño, la forma y la distribución geográfica de las cuencas de los continentes y océanos han cambiado a lo largo del tiempo, como también lo han hecho la atmósfera y la biosfera. Nos hemos dado cuenta cada vez más de lo frágil que es nuestro planeta y, lo que es más importante, cuán interdependientes son todos sus sistemas entre sí. Hemos aprendido que no podemos contaminar continuamente nuestro ambiente y que nuestros recursos naturales son limitados y, en la mayoría de los casos, no renovables. Además, hemos reparado en la importancia que tiene la geología en nuestra vida diaria. Por estas y otras razones, el curso de geología en bachillerato o en la universidad es uno de los más importantes que un estudiante pueda seguir.

Geología. Dinámica y evolución de la tierra. Cuarta Edición, está diseñado como un curso de introducción a la geología, que puede servir tanto a noveles como a expertos en geología y en las ciencias de la Tierra. Uno de los problemas que ha de afrontar cualquier curso introductorio de ciencias es que los estudiantes se agobian con la cantidad de la materia que deben aprender. Además, la mayor parte de la materia no parece estar ligada por ningún tema que unifique y no siempre aparece ser necesaria en sus vidas. Las metas de este libro son proporcionar a los estudiantes una comprensión básica de la geología y sus procesos y, lo que es más importante, una comprensión de cómo la geología se relaciona con la experiencia humana, es decir, cómo afecta la geología no sólo a individuos sino a la sociedad en general. También es nuestra intención el proporcionar a los estudiantes una visión general de la historia geológica y biológica de fa Tierra, no como un conjunto de hechos enciclopédicos a memorizar sino como una serie de acontecimientos correlativos que reflejen los principios y los procesos geológicos y biológicos fundamentales que han formado nuestro planeta y la vida sobre él. Con estas metas en la mente, introducimos los temas principales del libro en el primer capítulo para proporcionar a los estudiantes con una visión general del asunto, permitiéndoles ver cómo se interrelacionan varios sistemas de la Tierra entre sí. A lo largo del libro también hablamos de los aspectos económicos y ambientales de la geología, en vez de tratar estos temas en capítulos separados. De esta manera, los estudiantes pueden ver, con ejemplos pertinentes e intere-

santes, cómo afecta la geología al medio ambiente y por lo tanto también a nuestras vidas .

ORGANIZACIÓN DEL TEXTO a teoría de la tectónica de placas es el tema que unifica la geología y este libro. Esta teoría ha revolucionado la geología porque proporciona una perspectiva global de la Tierra y permite a los geólogos tratar muchos fenómenos geológicos aparentemente no relacionados como parte de un sistema planetario total. Dado que la teoría de la tectónica de placas es tan importante, ha sido colocado en el Capítulo 2 y se trata en la mayoría de los capítulos siguientes, relacionándola con el tema de ese capítulo. Otro tema de este libro es que la Tierra es un planeta complejo y dinámico que ha cambiado continuamente desde sus orígenes, hace unos 4.600 millones de años. Podemos entender mejor esta complejidad utilizando un enfoque de sistemas para el estudio de la Tierra y acentuar dicho enfoque a lo largo del libro. Hemos organizado Geología. Dinámica y evolución de la tierra. Cuarta Edición, en varias categorías informales. El Capítulo 1 es una introducción a los sistemas geológicos y terráqueos , la aplicabilidad de la geología a la experiencia humana, el origen del sistema solar y el lugar que la Tierra ocupa en él, una visión general breve de la teoría de la tectónica de placas, del ciclo de las rocas , de la evolución orgánica, y del tiempo y del uniformismo geológicos. El Capítulo 2 trata de la tectónica de placas con todo detalle, mientras que los Capítulos 3 a 7 examinan los materiales de la Tierra (los minerales y las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas) y los procesos geológicos asociados con ellos, incluyendo el papel jugado por la tectónica de placas en su origen y distribución. Los Capítulos 8 a 1O tratan de los temas relacionados con el interior de la Tierra y su estructura, el fondo océanicodel mar, los terremotos y la deformación y origen aparición de las montañas. Los Capítulos 11 a 16 tratan de los procesos de la superficie de la Tierra. El Capítulo 17 diserta sobre el tiempo geológico, introduce varios métodos de datación y explica cómo los geólogos correlacionan rocas. El Capítulo 18 explora los fósiles y la evolución. Los Capítulos 19 a 23

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XlV

PRÓLOGO

constituyen nuestro tratamiento cronológico de la historia geológica y biológica de la Tierra. Estos capítulos están engarzados de forma que la historia geológica vaya seguida de una descripción de la historia biológica durante ese intervalo de tiempo. Pensamos que este .formato facilita una integración más fácil de la historia de la vida con la historia de los acontecimientos geológicosgeológica. De especial ayuda para los estudiantes so11 las tablas resumen al final de los Capítulos 20 a 22. Estas tablas están diseñadas para proporcionar una perspectiva general de los acontecimientos geológicos y biológicos que se produjeron durante un intervalo particular de tiempo y para mostrar cómo los acontecimientos son correlativos. Los acontecimientos tectónicos globales y los cambios del nivel del mar se incorporan también a estas tablas para proporcionar perspectivas globales. Hemos enc.o ntrado que. el presentar la materia en el orden expuesto anteriormente funciona bien para la mayoría de los estudiantes. Sabemos, sin embargo, que muchos profesores prefieren un orden de temas completamente diferente, dependiendo del enfoque de su curso. Por ello, h.e.mos escrito este Hbro para que los profesores puedan presentar los capítulos en el orden que convenga a las necesidades de un curso en particular.

ORGANIZACIÓN DE LOS CAPÍTULOS odos los capítulos tienen el mismo formato organizativo. Cada capítulo empieza con una fotografía relacionada . con la materia del capítulo, un resumen que motiva a los estudiantes al incluir muchos de los títulos en forma de preguntas, una lista de objetivos que les pone sobre aviso acerca de los objetivos de aprendizaje perseguidos en el capítulo, seguida de una nueva introducción, para estimular el interés en el capítulo discutiendo algún 'aspecto del material y mostrándoles cómo encaja el material del capítulo en una perspectiva geológica más global. El texto está escrito en un estilo claro e informal, haciendo fácil su comprensión a los estudiantes. Numerosos esquemas en color y fotografías complementan el texto y proporcionan una representación visual de los conceptos y de la información presentada. Cada capítulo contiene una sección de Geo-Focus que presenta una disertación breve de un aspecto interesante de la geología o de la investigación geológica. Las secciones ¿Qué haría?, generalmente dos por capítulo, están diseñadas para alentar a los estudiantes a pensar

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cómo intentarían resolver un problema o un asunto hipotéticos relacionados con la materia del capítulo. Los temas relacionados con la geología ambiental y la económica se presentan a lo largo del texto. El integrar la geología económica y ambiental con la materia del capítulo ayuda a los estudiantes a relacionar la importancia y la aplicabilidad de la geología con su vida diaria. Los recursos minerales y energéticos se presentan en las secciones finales de varios capítulos para proporcionar información interesante e importante en el contexto de los temas del capítulo. Además , cada uno de los capítulos, en la historia geológica de la segunda parte del libro, contiene una sección final sobre características de recursos minerales de ese período de tiempo. Las secciones Geología en lugares inesperados se encuentran en la mayoría de los capítulos. Esta nueva sección está diseñada para enfocarse en geología interesante en lugares o escenarios excepcionales en los que, quizás , nunca había pensado. La sección Geo-R~cap, al final de cada capítulo, empieza con una revisión concisa de conceptos e ideas importantes en el Resumen del capítulo. Los Términos clave, impresos en negrita en el texto del capítulo, se enumeran al final de cada capítulo para una revisión fácil junto con los números de página en los que primero se definieron. Un Glosario repleto de términos importantes aparece alfinal del texto. Las Cuestiones de repaso son otra característica importante de este libro; incluyen preguntas de opción múltiple con respuestas, así como preguntas de respuestas corta, de respuesta larga y preguntas cuya intención es provocar discusiones · académicas.

CD ROM (EN INGLÉS) Figuras activas Presenta una geología viva con figuras animadas (Active Figures ) relacionadas con las figuras dél libro, así como, actividades interactivas. Este material empuja a los estudiantes para que sean curiosos, para que piensen en la geología desde nuevas perspectivas, y a que conecten sus nuevos conocimientos del mundo con su propia vida diaria.

Manual del profesor con banco de exámenes Contiene aproximadamente 2.000 preguntas actualizadas para esta edición, resúmenes de capítulos, objetivos de aprendizaje, sugerencias acerca de conferencias, términos importantes y una lista de recursos clave.

PRÓLO G O

Imágenes en PowerPoint y librería de imágenes Están disponibles colecciones de transparencias a todo color así como una biblioteca de imágenes con una gran cantidad de figuras que aparecen en el li~ro

orno autores , obviamente·, somos responsables de la organización, del estilo y de la certeza del texto , y cualquier error u omisión son igualmente de nuestra responsabilidad. El producto terminado es la culminación de muchos años de trabajo, durante los cuales recibimos numerosos comentarios y el consejo de muchos geólogos que revisaron partes del texto: Kenneth Beem, Montgomery College; Patricia J . Bush, Delgado Community College ; Paul J . Bybee, Utah Valley State College; Deborah Caskey, El Paso Community College; William C . Cornell, U~iver­ sity of Texas en El Paso; Kathleen Devaney, El Paso Community College; Richard Diecchio, George Mason University; Robert Ewing, Portland Community College; David J. Fitzgerald, St. Mary's University; Dann M. Balverson, University of Southwestern Louisi~na ; Ray Kenny, New Mexico Highlands University; Glenn B. Stracher, East Georgia College; Monte D. Wilson, Boise State University; y Guy Worthey, St. Ambrose UnÍversity. Deseamos expresar nuestro más sincero ap~ecio a los revisores que comprobaron la Tercera Edición e hicieron muchos comentarios útiles y que llevaron a las mejoras que se aprecian en esta Cuarta Edición: Renee M. Clary, University of Louisiana en Lafayette; Michael Conway, Arizona Western College; Kathleen Devaney, El Paso Community College; Kristi Higginbotham, San Jacinto College; Gary L. Kinsland, University of Louisiana en Lafaye tte ; Bob Mims , Richland College; Michelle Stoklosa, Boise State University; y Azam M. Tabrizi, Tide Water Community College.

xv

Deseamos también dar las gracias a Kathy Benison, Richard V. Dietrich (Profesor Honorario ), David J . Matty, Jane M . Matty, Wayne E. Moore (Profesor Honorario) y Sven Morgan del Departamento de Geología, y a Bruce M. C. Pape del Departamento de Geografía de la Central Michigan University, así como a Edc Johnson (Hartwick College, Nueva York) y Stephen D. Stahl (St. Bonaventure, Nueva York) por proporcionarnos fotografías y contestar nuestras preguntas con respecto a diversos temas. Estamos también agradecidos por la oenerosidad de varias agencias e individuos de muchos p:íses que nos proporcionaron fotografías. Un agradecimiento especial tamb_ién debe ser para Keith Dodson, editor de Ciencias de: la Tierra eri Brooks/Cole, que inició esta cuarta edición, y a Alyssa White , editora de desarrollo , que llevó esta edición a su conclusión. Estamos igualmente endeudados con nuestra directora de producción, Nancy Sliammas de New Leaf Publishing Services, por toda su ayuda . .Su atención por los detalles y la consistencia, así como su buen carácter · en general, fueron muy· apreciados. Querríamos también dar las gracias a Carol Reitz por sus habilidades de narración. Apreciamos su ayuda para mejorar nuestro manuscrito. Damos graci¡fs Kathleen Olson para su ayuda inapreciable a localizar fotografías y verificar los permisos apropiados. Querríamos también reconocer a Cheryll Linthicum, jefe de proyectos de producción de Thomson; Caro! Benedict, editora ayudante , que gestionó el paquete de materiales complementarios; Ericka YeomanSaler, jefa de proyectos de tecnología, por desarrollar el programa de medios ; Jennifer Somerville, gerente de marketing; Kelley McAllister, gerente de comunicaciones de marketing; y Megan Asmus , ayudante editorial. También extendemos los agradecimientos a los artistas de Precision Graphics , responsables de actualizar la mayoría de la parte artística. . Como siempre, nuestras familias fueron muy pacientes y nos alentaron cuándo gran parte de nuestro tiempo libre y energía estaban dedicados a este libro. Una vez más les damos l~s gracias por su continuo apoyo y comprensión. James S. Monroe Reed .W icander

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La Tierra: un planeta dinámico y en evolución

Prólogo a la versión española Esta versión en español tiene como objetivo adaptar los contenidos del libro original en inglés, a los exigidos en los programas del sistema educativo en España, especialmente en el ámbito universitario. Pretende ser un texto de referencia en las asignaturas de Geología que se imparten en diversas licenciaturas e ingenierías, en las que es necesario conocer aspectos de las ciencias de la Tierra relacionadas con la Geología Física y/o Histórica. Un especial esfuerzo se ha realizado en la reestructuración de los capítulos de Geología Histórica ( 19 al 23) en los que se ha reducido las frecuentes alusiones a la evolución geológica de Norteamérica, y en contrapartida se han incrementado las referencias a los acontecimientos geológicos acaecidos en Europa, Centro y Sudamérica y la Península Ibérica. El conjunto de capítulos de este libro es idóneo tanto para la impartición de un curso de Geología Física como para uno, más completo, que además requiera incluir los aspectos relacionados con la evolución de los seres vivos y de nuestro planeta, desde el Precámbrico hasta la actualidad. Los contenidos se presentan de manera altamente didáctica con una estructura que permite adquirir los conocimientos a diversos niveles, esto facilita su empleo

tanto para aquellos alumnos que requieren empezar desde cero, como para aquellos que los fundamentos de Geología ya los tienen adquiridos. Quiero agradecer a James S. Monroe y Reed Wicander las facilidades dadas para poder participar en la elaboración del libro en español. A mi colega y amigo, José Manuel González Casado, tristemente fallecido este año, quiero agradecer sus aportaciones y valiosos comentarios en lo relacionado con los aspectos tectónicos de la evolución geológica de nuestro planeta. Asimismo mi agradecimiento a la editorial Paraninfo y en especial a Isabel Capella, responsable editorial, por su generosidad y apoyo en todo momento a lo largo de las diversas etapas de gestación de este libro. A María y Eduardo mi gratitud y cariño por soportar pacientemente tantas horas de ausencia dedicadas a la realización de este proyecto editorial, entendiendo lo mucho que significaba para mi. Finalmente, como coautor de la versión española quiero poner de manifiesto mi total responsabilidad sobre la calidad y rigor de la misma, tanto en su forma como en sus contenidos. Manuel Pozo Rodríguez

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CAPÍTULO 1

ESQUEMA ,, DEL CAPITULO · .

• Introducción • ¿Qué es la Geología? ENFOQUE GEOLÓGICO 1.1: Interpretación de la historia de la Tierra . • La formulación de teorías en Geología Relación entre la Geología y la experiencia humana • La influencia de la Geología en nuestra vida diaria • Problemas medioambientales y geológicos globales a los que se enfrenta la humanidad • Origen del universo y del sistema solar y el papel de la Tierra dentro de ellos • ¿Por qué es la Tierra un planeta dinámico en evolución? • El ciclo de las rocas • Evolución orgánica y la historia de la vida • Tiempo geológico y actualismo • ¿Cómo nos beneficia ..el estudio de la Geología? • Geo-Recapitulación

·----·--·-----··---·---Imagen de la Tierra procedente de un satélite. En el centro de esta vista puede verse Norteamérica, así como América Central y · América del Sur. Las actuales ubicaciones de /os continentes y de /as · cuencas oceánicas son el resultado del movimiento de placas. La interacción de /as placas a lo largo del tiempo ha ~fectado a la historia física y biológica de la Tierra . Fuente: NASA

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C A PÍTULO I

LA T I ER R A : U N P LANETA DI NÁM I C O Y EN EVOL U C IÓ N

no de los principales beneficios de la era espacial ha sido que nos ha brindado la posibilidad de poder ver desde el espacio nuestro planeta por completo. Todos los astronautas han señalado de una forma u otra cómo la Tierra destaca como un atractivo oasis en el negro vacío del espacio (véase la fotografía que abre el capítulo) . No sólo podemos ver la belleza de nuestro planeta, sino también su fragilidad . También podemos descifrar la edad de la Tierra y su frecuentemente turbulenta historia leyendo las pistas conservadas por los registros geológicos. El tema principal sobre el que se centra este libro es que la Tierra es un planeta dinámico y complejo que está cambiando continuamente desde su nacimiento, hace aproximadamente 4.600 millones de años. Estos cambios y las características que actualmente observamos son el resultado de las interacciones entre los ciclos, subsistemas y sistemas interno y externo de la Tierra. La Tierra es único entre los planetas de nuestro sistema solar, en el sentido de que en ella hay vida y tiene océanos de agua, una atmósfera hºo spitalaria y diferentes climas. Como sabemos, está idealmente adaptado para la vida, debido a una combinación de factores, incluyendo su distancia al Sol y la evolución de su interior, d~ la corteza, los océanos y la atmósfera. Los p rocesos de la vida han influido a lo largo del tiempo en la evolución de la atmósfera, los océanos y, en cierto sentido, de la corteza de la Tierra . A su vez, estos cambios físicos han afectado a la evolución de la vida. Viendo la Tierra como un todo, es decir, pensando en ella como en un sistema, no sólo vemos cómo se interconec-

tan sus diferentes componentes, sino que también apreciamos mejor su naturaleza dinámica y compleja. El concepto de sistema nos facilita el estudio de un tema complejo como es la Tierra, dado que divide un todo en componentes más pequeños que podemos comprender más fácilmente, sin perder de vista cómo todos los componentes definen el todo. Un sistema es una combinación de partes relacionadas que interactúan de una forma organizada (11 Figura 1.1). La información , los materiales y la energía procedentes del exterior que se introducen en el sistema son las entradas, mientras que la información, los materiales y la energía que salen del sistema son las salidas. Un c.o che es un buen ejemplo de sistema. Sus diversos subsistemas incluyen el motor, la transmisión, el volante y los frenos. Estos subsistemas se interconectan de tal forma que un cambio en uno de ellos afecta a los demás. La entrada principal en el sistema de un coche es la gasolina y sus salidas son el movimiento, el calor y los contaminantes. Podemos examinar la Tierra de la misma forma que hemos hecho con el coche, es decir, como un sistema de componentes interconectados que interactúan y se afectan entre sí de muchas formas. Los principales subsistemas de la Tierra son la atmósfera, la biosfera, la hidrosfera, la litosfera, el manto y el núcleo (11 Figura 1.2). Las complejas interacciones entre estos subsistemas dan lugar a un cuerpo que cambia de forma dinámica, que intercambia materia y energía y los recicla de diferentes formas (Tabla 1.1 ). El ciclo de las rocas es un excelente ejemplo de cómo la interacción entre los procesos internos y externos de la Tierra reciclan los materia les de la Tierra para formar los tres principales grupos de

Relaciones ---o procesos ---de conexión

Conexiones con otros sistemas

Fuente de energía o mecanismo impulsor • Figura 1.1

-

---·-.,.----------·--· ·--------------~

Una serie de engranajes ilustra cómo interactúan algunos sistemas y procesos de la Tierra. Los pistones y las bielas representan las fuentes de energía o controlan los mecanismos, los engranajes grandes representan los ciclos o procesos importantes y los engranajes pequeños representan los procesos o relaciones que conectan ..Las poleas muestran las relaciones con otros sistemas. Aunque los engranajes constituyen . una forma útil de representar sistemas en forma de diagrama, recuerde que los sistemas reales de la Tierra son mucho más complejos.

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INTRODU CC IÓN

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Atmósfera

+ Expulsión de gases

• Figura 1.2 La atmósfera, la biosfera, la hidrosfera, la litosfera, el manto y el núcleo pueden considerarse como subsistemas de la Tierra. Las interacciones entre estos subsistemas hacen de la Tierra un planeta dinámico que ha evolucionado y cambiado desde su nacimiento, hace 4.600 millones de años.

Tabla 1.1

Interacciones entre los principales subsistemas de la Tierra Atmósfera

Hidrosfera

Biosfera

Litosfera

Atmósfera

Interacción entre varias masas de aire

Corrientes superficiales dirigidas por el viento; evaporación

Gases para la respiración; dispersión de esporas, polen y semi llas por el viento

Meteorización debida a la erosión de l viento; transporte del vapor de agua para las precipitaciones en forma de lluvia y nieve

Hidrosfera

Entrada de vapor de agua y del calor solar almacenado

Ciclo hidrológico

Agua para la vida

Precipitaciones; meteorización y erosión

Biosfera

Gases procedentes de la respiración

Eliminación de los materiales disueltos por parte de los organismos

Ecosistemas g lobales; cadenas alimentarias

Modificación de los procesos de meteorización y erosión; formación del suelo

Litosfera

Entrada del calor solar almacenado; los paisajes afectan a los movimientos del aire

Origen de materiales sólidos y disueltos

Origen de nutrientes m inerales; modificación de los ecosistemas por el movimiento dé placas

Tectónica de placas

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CAPITULO

1

L A T I ER RA : UN PL AN ETA DI NÁM I CO Y EN EVOLUCIÓN

rocas (véasé la Figura 1.12). De igua l modo, el movimiento de placas afecta profundamente a la formación de los pa isajes, la distribución de los recursos minerales y los patrones de circulación oceánicos y atmosféricos, los cuales a su vez afectan a los cambios globales climáticos. No debemos olvidar que los seres humanos son parte del sistema Tierra; nuestra presencia sólo afecta a este sistema en cierta medida. De acuerdo con esto, debemos entender que las acciones que tomemos pueden produci r cambios que pueden tener consecuencias importantes d e las que en principio podemos no ser conscientes. Por esta razón, comprender la Geología, y la ciencia en general, es de extréma importancia. Si la especie humana quiere sobrevivir, tenemos que entender cómo funcionan e interactúan los diferentes sistemas de la Tierra y, lo más importante, cómo afectan nuestras acciones al delicado equilibrio entre estos sistemas. Cuando I~ gente·habla y debate sobre problemas medioambientales como la .lluvia ácida, el efecto invernadero y el calentamiento g lobal, y la agotada capa de ozono, es importante recordar que estos efectos no son aislados, sino que

forman parte del enorme sistema de la Tierra . Además, hay que recorda r que la Tierra sigue ciclos de tiempo mucho más largos que los que usamos los hom.bres. Aunque pueden tener efectos desastrosos a corto plazo sobre la especie humana, el enfriamiento y calentamiento g lobales también forman parte de un ciclo a largo plazo que ha dado lugar a muchos avances y retiradas de las glaciaciones durante los últimos 1,6 millones de años. Debido a su perspectiva geológica, los geólogos pueden efectuar contribuciones vitales al debate sobre el calentamiento globa l. Pueden estudiar las tendencias a largo p lazo analizando los sedimentos de las p rofundidades marinas, los t estigos d e hielo, los cambios en el nivel del mar durante el pasado geológico y la distribución de los animales y plantas a lo largo del tiempo. Mientras esté leyendo este libro, debe tener en mente que los diferentes temas que se van a estudiar son partes de un si¡;tema de componentes interconectados y no piezas aisladas de información. Desde este punto de vista, la evolución continua de la Tierra y su vida no constit uye una serie de sucesos aislados y no relacionados, sino una interacción dinámica entre varios subsistemas.

ué es la geología y qué hacen los geólogos? La Geología, té~mino formado a partir de las palabras griegas geo y logos , se define como el estudio de la Tierra. Generalmente, se divide en dos grandes áreas: geología física y geología histórica. La

Geología física estudia los materiales de la Tierra, como los minerales y las rocas, así como los procesos que se producen dentro de la Tierra y en su superficie. La Geología histórica examina el origen y la evolución de _la Tierra, sus continentes, océanos, la atmósfera y la vida (véase Enfoque Geológico I. l). La disciplina de la Geología es tan amplia que se subdivide en muchos campos o especialidades. La Tabla 1.2

¿

Tabla 1.2

Especialidades de la Geología y su relación con otras ciencias Especialidad

Geocronología Geología planetaria Paleontología Geología económica Geología medioambiental Geoquímica Hidrogeología Mineralogía Petrología Geofísica Geología estruqural . Sismología Geomorfología Oceanografía Paleogeografía Estratigrafía/sedimentología

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Área de estudio

Edad e historia de la Tierra Geología de los planetas Fósiles Recursos minerales y energéticos Medio ambiente Química de la Tierra Recursos hidrológicos Minerales Rocas Interior de la Tierra Deformación de las rocas Terremotos Formas del terreno Océanos Características y localizaciones de zonas geográficas antiguas Sedimentos y rocas estratificadas .

Ciencia relacionada

Astronomía Biología

Química

Física

Interpretación de 1a historia de la Tierra

L

a Geología histórica es el estudio del origen y la evolución de la Tierra. Los geólogos no sólo están interesados en disponer los sucesos en una secuencia cronológica, sino también, y más importante, en explicar la manera y el motivo por el que tuvieron lugar los sucesos del pasado. Recientemente, la geología histórica ha adquirido una importancia aun mayor, porque los científicos de muchas disciplinas están tratando de mirar al pasado para tratar de explicar los sucesos actuales (como por ejemplo, los cambios climáticos a corto y largo plazo) y utilizar esta información para intentar predecir las tendencias futuras. Debemos contemplar la Tierra como un sistema formado por un conjunto de distintos subsistemas o partes relacionadas, que interactúan entre sí de formas muy complejas. Usando este enfoque sistémico, podemos ver que la evolución de la Tierra lejos de ser una serie de sucesos aislados, es un continuo en el que los diferentes componentes afectan a los demás y se ven afectados por ellos. Un ejemplo es la historia inicial de la Tierra, en la que la evolución de la atmósfera, de la hidrosfera, de la litosfera y de la biosfera están íntimamente relacionadas. Hoy día, los científicos tratan de examinar el efecto que los humanos tenemos sobre los cambios climáticos a corto plazo y

sobre el entorno, así como la influencia que una reducción en la biodiversidad global pudiera tener tanto para los humanos como para el planeta en su conjunto. Los geólogos no sólo tratan de saber lo que ocurrió en el pasado, sino también por qué se produjo cada suceso concreto y cuáles son las implicaciones de ese suceso para la Tierra tanto en la actualidad como en el futuro. Por tanto, es ~ importante comprender los procesos que se producen hoy día y disponer de medios precisos para medir el tiempo geológico, de modo que sea posible apreciar la duración de los sucesos pasados y entender cómo dichos sucesos pueden afectar a la Tierra y a sus habitantes en la actualidad. Un componente de gran importancia en la geología histórica es tratar de comprender cómo sabemos las cosas de las que hoy en día estamos seguros . ¿Cómo sabemos que los dinosaurios se extinguieron hace . aproximadamente 65 millones de años, o que en el actual desierto del Sahara prevalecían las condiciones glaciales durante el período Carbonífero? ¿Cómo podemos estar tan seguros de que la atmósfera inicial carecía de oxígeno y fue evolucionando a lo largo dé millones de años hasta convertirse en la atmósfera actual que sí tiene oxígeno? La geología histórica aborda estas cuestiones tratando de encontrar las respuestas en las rocas

y en los fósiles. A medida que disporemos de más información, gracias a las nuevas observaciones o las nuevas técnicas cie ntíficas, los geólogos están cada vez más seguros de sus interpretaciones ·de los sucesos del pasado : Uno de los múltiples aspectos atractivos de la Geología y de la ciencia en general, es que todavía quedan muchas preguntas sin respuesta. Por ejemplo, existe · todavía un acalorado debate acerca de qué fue lo que pudo provocar la extinción masiva del Pérmico. Otra área de investigación muy atractiva es la determinación de los ambientes existentes en el pasado. Algunos estudios recientes indican que los cambios químicos de los océanos pueden haber afectado de forma significativa al ciclo del carbono y tener también importantes consecuencias en la ecología y la evolución de los arrecifes actuales. Lo que es importante recordar es que las rocas y los fósiles proporcionan las claves para comprender la evolución de la Tierra . Aplicando los diversos principios de la Geología podemos interpretar la his.t oria terrestre. Es igualmente irnportante recordar que la Geología no es Úna ciencia estática, sino que, al igual que ese planeta dinámico llamado Tierra que la Geología trata de comprender, dicha ciencia está en constante evolución a medida que se dispone de nueva información.

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CAPITULO I

LA T! ÉRRA : UN PLANETA DINÁMICO Y EN EVOLUCIÓN

muestra muchos de los diversos campos de la Geología y vos que pueden comprobarse mediante observaciones y/o sus relaciones con otras ciencias como la Astronomía, la experimentos, con el fin de verificar su validez. La ley de Biológía, la Química y la Física. gravitación universal es un ejemplo de teoría que descriPrácticamente todos los aspectos de la Geología tiebe la atracción entre masas (una manzana y la Tierra son nen cierta relevancia económica y medioambiental. los protagonistas de la famosa anécdota que describe el Muchos geólogos se dedican a la exploración de los midescubrimiento de Newton). nerales y los recursos energéticos, utilizando sus conociLas teorías se formulan a través del proceso conocimientos especializados para localizar los recursos do como método científico. Este método es un enfoque naturales en los que se basa nuestra industrializada soordenado y lógico, que implica la recopilación y análisis ciedad. Dado que la demanda de estos recursos no rede hechos o datos acerca del problema que esté siendo novables está en aumento, los geólogos aplican los considerado. A continuación, se formulan explicaciones principios básicos de la Geología de mánera cada vez tentativas o hipótesis, para explicar los fenómenos obmás sofisticada fijando su atención en áreas que tengan servados. Después, los científicos comprueban las hipóun alto potencial de tener un éxito económico. tesis para ver si lo que éstas predicen realmente ocurre Mientras que algunos geólogos trabajan en la localien una determinada situación. Por último, si se comzación de minerales y recursos energéticos, un papel prueba que alguna de las hipótesis, después de repetidas extremadamente importante, otros utilizan sus conocipruebas, es capaz de explicar el fenómeno, dicha hipótemientos en la resolución de los problemas medioambien~ sis se propone como teoría. Recuerde, sin embargo, que tales. Algunos geólogos buscan aguas subterráneas para en el terreno científico incluso las teorías siguen estancubrir las necesidades siempre crecientes de la sociedad do sujetas a pruebas y ajustes posteriores, a medida que y la industria, o vigilan la contaminación de las aguas subse dispone de nuevos datos. terráneas y superficiales y sugieren formas para limpiarEl hecho de que una teoría científica pueda probarlas. Los ingenieros geológicos ayudan a localizar lugares . se y esté sujeta a dichas pruebas, diferencia las teorías seguros para los e~balses, vertederos, centrales eléctricientíficas de otras formas de invesÜgación de los seres humanos. Dado que las teorías científicas se pueden cas y a diseñar edificios resistentes a los terr~motos. Los geólogos también realizan predicciones a corto y comprobar, existe la posibilidad de apoyarlas con pruebas largo plazo sobre los terremotos y erupciones volcánicas o de demostrar que son erróneas. De acuerdo con esto, la ciencia debe progresar sin apelar a creencias ni a las exy .l a potencial destrucción a la que pueden dar lugar. plicaciones sobrenaturales, no porque dichas creencias o Además, trabajan junto con los equipos de protección ciexplicaciones sean necesariamente falsas, sino porque no vil para elaborar planes de contingencia para los posibles desastres naturales que puedan producirse. existe ninguna manera de comprobarlas. Por esta razón, Esta breve introducción ilustra que los geólogos puela ciencia no hace suposiciones acerca de la existencia o den desarrollar una amplia variedad de carreras y funno existencia de un mundo espiritual o sobrenatural. ciones. A medida que la población aumente y exija una Cada disciplina científica .incluye ciertas teorías que tienen una especial importancia. En Geología, la formumayor demanda a los limitados recursos de la Tierrá, más lación de la teoría de la tectónica de placas ha cambiado dependeremos de los geólogos y de sus conocimientos. la forma en que los geólogos consideran la Tierra. Ahora, los geólogos ven la Tierra desde una perspectiva global en la que todos sus subsistemas y ciclos están interconectados, y la historia terrestre se contempla con un continuo de sucesos interrelacionados que· forman parte. de un patrón global de cambios. --------·----··-----

LA FORMULACIÓN DE TEORÍAS EN GEOLOGÍA

l término teoría tiene varios significados. En lenguaje coloquial, dicho término hace referencia a una visión especulativa o hipotética acerca de algo: de aquí la creencia común de que las teorías científicas son poco más que especulaciones no avaladas por ningún tipo de prueba. Sin embargo, en el uso científico, el término teoría hace referencia a una explicación coherente para uno o varios fenómenos naturales relacionados, explicación que está avalada por un amplio conjunto de pruebas objetivas. A partir de una teoría, los científicos establecen una serie de enunciados predicti© Gengage Learning Paraninfo

RELACIÓN ENTRE LA GEOLOGÍA Y LA EXPERIENCIA HUMANA uchas personas se sorprenden del grado en que dependemos de la Geología en nuestra vida diaria y también de. las numerosas re-

RELAC IÓ N ENTRE LA GEOLOGfA Y LA EXP.ER I ENCIA HU MANA

ferencias que hay a la Geología en el arte, la música y la literatura. Son muchos los bocetos y pinturas que representan rocas y paisajes realistas. Com o ejemplos realizados por artistas de gran fama podemos citar La Virgen de las Rocas y La Virgen y el niño con Santa Ana, de Leonardo da Vinci; San Francisco en éxtasis y San Jerónimo, de Giovanni Bellini, y Almas gemelas, de Asher Brown Durand (• Figura 1.3). En el campo de la música, la Suite del Gran Cafíón, de Ferde Grofé, se inspiró sin ninguna duda en la a temporalidad del Gran Cafíón de Arizona y sus vastos paisajes rocosos. Las rocas de la isla de Shaffa, en las H ébridas interiores, proporcionó la in spiración para la famosa obertu ra de las Hébridas, de Felix Mendelssohn. Las referencias geológicas abundan en Las leyendas alemanas, de los Hermanos Grimm, y el Viaje al centro

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de la Tierra, de Julio Veme, describe una expedición al interior de nuestro planeta. En un cierto sentido, el poem a «Üzymandias», de Percy B. Sh elley, aborda el hecho de'" que nada dura p ara siempre y que incluso las rocas más sólidas terminan por desintegrarse bajo el asalto del tiempo y del desgaste que éste conJleva. Incluso las tiras cómicas contie n en referencias d e carácter geológico . Dos de las más conocidas son B.C., de Johny Hart, y The Far Side, de Gary Larson (• Figura 1.4). La Geología también h a jugado un importante p apel en la historia. Se h an disputado guerras por el control de recursos n aturales como el pe tróleo, el gas, el oro, la plata, los diamantes y otros valiosos minerales. A lo largo de la historia, han nacido y se han desintegrado imperios por la distribución y explotación de los recursos naturales. La configuración de la superficie terrestre, su topografía, que está con forma por los agentes geológicos, juega un papel crucial en las tácticas militares. Las barreras naturales, como las cadenas montañosas o los ríos, han actu ado frec u entemente como fronteras de carácter político.

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• Figura 1.3 Almas gemelas, de Asher Brown D urand (1849), p intura que representa de manera rea lista las rocas estratificadas en las gargantas d e la mont añas Catski ll, del estado de Nueva York. Durand fue uno de los num erosos artistas d el si g lo XIX de la escuela del río Hudson, muy conocida por sus p aisajes realistas. Este cuadro fue p intado para mostrar a Durand conversando con el recientemente fallecido Thomas Cole, el alma mater de la Escuela del Río Hudson.

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«Bueno, me solía apasionar esta afición ... pero, ¡caramba! Parece que ahora todo el mundo tuviera una colección de rocas.» • Figura 1.4 En las t iras cómicas podemos encontrar frecuentes referencias a la Geología, como ilustra este caso de far Side, de Gary La rson. ·

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CAPITULO I

LA TI E RRA : U N PLANETA DIN Á MI CO Y E N E VOLU C IÓ N

LA INFLUENCIA DE LA GEOLOGÍA EN NUESTRA VIDA DIARIA a mayoría de los lectores de este libro no llegarán a convertirse en geólogos profesionales. Sin embargo, todo el mundo debería tener unos conocimientos básicos de los procesos geológicos que en último término nos afectan a todos. Podemos señalar diversas conexiones entre la Geología y diversos aspectos . de nuestra vida. Los desastres naturales, debido a su pro' pía magnitud, proporcionan quizá la conexión más obvia. Menos aparentes, pero igualmente significativas, son las conexiones entre la Geología y las cuestiones económicas, sociales y políticas.

Sucesos natura/es Sucesos como las destructivas erupciones volcánicas, los terremotos devastadores, los corrimientos de tierras desastrosos, las gigantescas olas marinas, las inundaciones y las sequías, proporcionan titulares periodísticos y afectan a muchas personas de forma obvia. Aunque no podemos prevenir la mayoría de estos desastres naturales, cuanto más conocimiento tengamos sobre sus causas, más capaces seremos de predecir, y posiblemente con~ trolar, la gravedad de su impacto. ·

Economía y política Igualmente importante, aunque no siempre bien entendida o apreciada, es la cónéxión entre la geología y el poder económico y político. Los recursos minerales y energéticos no están distribuidos de manera homogénea y ningún país es autosuficiente con respecto a todos ellos.A lo largo de la historia, los seres humanos hemos disputado numerosas guerras para garantizarnos el acceso a estos recursos. No hace falta ir más allá de 1990-91 para ver que Estados Unidos se implicaron en la Guerra del Golfo principalmente porque necesitaban proteger sus intereses petrolíferos en la región. La disponibilidad y las necesidades de minerales y energía suelen influir en muchos casos en la política exterior. Las sanciones impuestas en 1986 por 'Estados Unidos a Sudáfrica, por ejemplo, no incluían la mayor parte de los minerales importantes que Estados Unidos había estado importando y que necesitaba para el mantenimiento de su propia sociedad industrializada, tales como los minerales del grupo del platino. La política exterior de muchos países y los tratados firmados por ellos surgen de la necesidad de adquirir y mantener un adecuado suministro de los recursos minerales y energéticos.

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Nuestro papel como responsables de la toma de decisiones El lector podría llegar a verse implicado en la toma de decisiones de carácter geológico de diversas maneras, por ejemplo, como miembro de una comisión de planificación urbanística o como propietario de un terreno conrecursos minerales. En tales casos, necesitará tener conocimientos básicos de Geología para poder tomar las decisiones correctas. Además, muchos profesionales deben tratar con cuestiones de carácter geológico como parte de sus trabajos. Por ejemplo, los abogados se están viendo cada vez más implicados en cuestiones que van desde la propiedad de recursos naturales hasta el modo en que las actividades de desarrollo afectan al medio ambiente. A medida que los gobiernos juegan un papel más importante en los problemas y regulaciones de carácter medioambiental, los representantes políticos en los parlamentos nacionales han ido incrementándose en número de personas dedicadas a estudiar el medio ambiente y la Geología.

Consumidores y ciudadanos La mayoría de la gente no es consciente del grado en que la Geología afecta a sus vidas. Si problemas como el de los recursos de la energía no renovable, la eliminación de desperdicios y la contaminación, parecen simplemente demasiado lejanos o demasiado complejos como para poder entenderlos adecuadamente, considere por un momento hasta qué punto dependemos de la Geología en nuestra rutina cotidiana. Buena parte de la electricidad empleada por nuestros electrodomésticos procede de la combustión de carbón, de petróleo o de gas natural, o del uranio que se consume en las centrales nucleares. Son los geólogos los que localizan el carbó~, el petróleo y el uranio. El cobre y otros metales empleados en los hilos a través de los que viaja la electricidad se fabrican a partir de materiales localizados como resultado de las prospecciones mineras. Los edificios en los que vivimos y trabajamos deben su propia existencia a los recursos geológicos. Considere, por ejemplo, los cimientos de hormigón (el cemento es una mezcla de arcilla, arena o gravilla y caliza), los muros (hechos habitualmente de yeso), las ventanas (el cuarzo es el componente principal en la fabricación del vidrio) y las cañerías de plástico o de metal que se encuentran en el interior de los edificios (los metales proceden de yacimientos de menas y los plásticos están, probablemente, fabricados a partir de derivados del petróleo). Cuando vamos a trabajar, el coche o el transporte público que utilizamos obtiene su energía de algún tipo de producto derivado del petróleo y está fabricado con aleaciones de metal y plástico. Y las carreteras y los raíles

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El concepto de desarrollo sosten ible pone en relación la satisfacción de las necesidades humanas básicas con la salvaguarda de nuestro medio ambiente, para g arant izar el desarrollo económico continuado. El nivel de vida del que disfrutamos depende d irectamente de nuestro consumo de materiales geológicos. Imagine que es el presidente de una importante empresa multinacional de minería. Explique cómo equilibraría la necesidad de extraer valiosos minerales de sus yaci mientos, generando así important es beneficios para su empresa, con la necesidad de proteger el med io ambiente, especialmente si d ichos yacim ientos se encuentran en un país subdesarrollado, en el que no existen leyes medioambientales.

sobre los que nos desplazamos proceden de materiales geológicos, como la grava, el asfalto, el hormigón o el acero. Todos estos elementos son el resultado de procesar recursos geológicos. Como individuos y como sociedades, disfrutamos de un nivel de vida que, obviamente, depende directamente del consumo de materiales geológicos . Por tanto , es necesario que seamos conscientes de la Geología y de cómo nuestro uso o abuso de los recursos geológicos puede afectar al delicado equilibrio de la naturaleza y alterar de forma irrevocable tanto nuestra cu ltura como el medio ambiente.

Oesarrollo sostenible El concepto de desarrollo sostenible está recibiendo una atención creciente, especialmente desde la primera Conferencia: de las Naciones Unidas sobre el Medio Ambiente y el Desarrollo, celebrada en Río de Janeiro, Brasil, durante el verano de 1992. Este importante concepto sitúa la satisfacción de las necesidades básicas humanas a la par con la salvaguarda de nuestro medio ambiente con el fin de asegurar un desarrollo económico continuado. Redefiniendo el concepto de «riqueza» para que incluya capitales naturales como puedan ser el aire y el agua limpios, así como la tierra productiva, podemos tomar medidas apropiadas con el fin de garantizar que las generacion~s futuras dispongan de suficientes recursos naturales como para mantener y mejorar su nivel de vida . Sí queremos vivir en un mundo en el que la pobreza no esté extendida, debemos desarrollar políticas que promuevan la gestión de nuestros recursos n aturales junto con el desarrollo económico continuado. Una póblacíón mundial creciente provocará una mayor demanda de ali-

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mentos, de agua y de recursos naturales, y en particular de los recursos minerales _y energéticos no renovables . Los geólogos jugarán un importante papel en la consecución de estas demandas, localizando los recursos necesarios y asegurando la protección del medio ambiente para el beneficio de las generaciones futuras.

PROBLEMAS MEDIOAMBIENTALES Y GEOLÓGICOS GLOBALES A LOS QUE SE ENFRENTA LA HUMANIDAD a mayor parte de los científicos coinciden en que el mayor problema medíoambiental al que nos enfrentamos en la actualidad es la superpoblación. Con una población mundial qu e ha alcarizadÓ los 6.400 millones de habitantes e n 2004, las previsiones indican que este número crecerá é n al menos otros l .000 millones de personas durante las dos próximas décadas, llevando a la población humana de la Tierra a más de 7.000 millon es de habitantes. Aunque esto puede no parecer un problema de carácter geológico, recuerde que estas personas deben ser alimentadas, albergada~ en una vivienda y vestidas , tratandÓ de provocar uri impacto mínimo sobre el medio ambiente. Parte de este incremento de población se producirá en áreas que ya corren el riesgo de desastres geológicos como terremotos, erµpciones volcánicas y corrimientos de tierras. Será .necesario localizar y mantener no contaminados los suministros de aguas limpias y seguras. Ser_á necesario descubrir más yacimientos de carbón, petróleo, gas, así como recursos · energéticos alternativos-y utilizar esos recursos para proporcionar la energía necesaria para alimentar la economía de una serie de naciones con una población continuamente creciente. Deben localizarse nuevos recursos minerales. Además, habrá que desarrollar formas para reducir el consumo y para reutilizar los materiales, con el fin de reducir nuestra dependencia con respecto a las nuevas fuentes de estos materiales . Los problemas de la superpoblación y el modo en que ésta afecta al ecosistema global varían de un país a otro. Para m uchos países pobres y no industrializados, el problema es la existencia de demasiadas personas sin la suficiente cantidad de alimento. En el caso de los países industrializados y desarrollados, el problema es que hay demasiadas personas agotando con rapidez la base de recursos naturales tanto renovables como no renovables . Y en los países más desarrollados industrialmente, el pro-

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CAPITULO I

LA T I ERRA: UN PLA NE TA DI NÁ MI CO Y E.N EVOLUC I ÓN

blema son las personas que producen más contaminación de la que el medio ambiente puede reciclar de forma segura a una escala de tiempos humana. El nexo de unión entre estas distintas situaciones es el desequilibrio medioambiental creado por la población humana, que excede la capacidad de la Tierra para albergarla. Un resultado del desequilibrio medioambiental y un excelente ejemplo de las interrelaciones existentes entre los subsistemas y sistemas de la Tierra, es el calentamiento global provocado por el efecto invernader.o. Generamos dióxido de carbono como subproducto de la respiración y de la combustión de materia orgánica. Este dióxido de carbono es un componente del ecosistema global y está constantemente reciclado como parte del ciclo del carbono. La preocupación de estos últimos años acerca del incremento en el nivel del dióxido de carbono atmosférico está relacionado con su papel en el efecto invernadero. El reciclaje del dióxido de carbono entre la corteza y la atmósfera terrestres es un importante regulador climático, porque el dióxido de carbono, al igual que otros gases como el metano, el óxido nitroso, los clorofluorocarbonos y el vapor de agua, permite pasar los rayos solares a través suyo, pero atrapa el calor devuelto por la superficie de la Tierra. De este modo , el calor se retiene, haciendo que la temperatura de la superficie terrestre aumente, incrementándose también la temperatura atmosférica, dando lugar al efecto invernadero. Con el advenimiento de la industrialización y la consecuente quema masiva de combustibles fósiles, los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera se han estado incrementando de forma constante desde aproximadamente 1880. Muchos científicos opinan que ya ha comenzado una tendencia de calentamiento global y que esta tendencia llevará a unos graves cambios climáticos en nuestro planeta. La mayor parte de los modelos de computadora basados en la actual tasa de incremento de los gases invernadero muestran que la Tierra podría llegar a calentarse hasta 5 º C durante el próximo siglo. Sin embargo, dicho cambio de temperatura no será homogéneo, sino que el mayor calentamiento se producirá en las latitudes más altas. Como consecuencia de este calentamiento, los patrones de precipitaciones variarán enormemente, lo que tendrá un efecto enorme sobre las principales áreas productoras de cereales, como, por ejemplo, el medio oeste americano. El clima más seco.y más caliente intensificará la gravedad y la frecuencia de las sequías, haciendo que se pierdan más cosechas y que se incremente el precio de los alimentos. Con dichos cambios climáticos, los desiertos de la Tierra podrían expandirse, lo que haría que se perdieran valiosas zonas de cosecha y de cría de ganado. Con el calentamiento global continuado, el nivel medio del mar también se incrementará a medida que los

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Oué haría Un problema medio ambiental de gran importancia al que nos enfrentamos hoy en día es el calentamiento global. ¿Cómo podemos enfocar este problema desde una perspectiva global de sistemas? ¿Cuáles son las posibles consecuencias del calentamiento global? ¿Podemos hacer algo para evitarlo? ¿Existe alguna manera de verificar si se ha producido algún calentamiento global en el pasado geológico?

casquetes polares y los glaciares se fundan, aumentando así la cantidad de agua en los océanos. Las predicciones son que para 2050, el nivel del mar se incrementará 21 centímetros, aumentando en unos 20 millones el número de personas en riesgo de sufrir inundaciones en las áreas costeras. Faltaríamos a la verdad, sin embargo, si no señaláramos que muchos otros científicos no están convencidos de que la tendencia de calentamiento global sea un resultado directo del incremento de la actividad humana relacionado con la industrialización. Estos científicos señalan que, aunque el nivel de gases invernadero se ha incrementado, todavía no estamos seguros acerca de su velocidad de generación y de eliminación, ni de si el incremento en la temperatura global del siglo pasado es el resultado de variaciones climáticas normales a lo. largo del tiempo o se debe a la actividad humana. Además, estos científicos señalan que, incluso si hubiera un calentamiento global ge~ neral durante el próximo siglo, no es seguro que las predicciones pesimistas realizadas por los defensores del calentamiento global se lleguen a hacer realidad. La Tierra, tal como la conocemos, es un sistema enormemente· complejo, con muchos mecanismos de realimentación y con muchas interconexiones entre sus diversos subsistemas y ciclos. Resulta muy difícil predecir todas las consecuencias que el calentamiento global tendría en los patrones de circulación oceánicos y atmosféricos.

ORIGEN DEL UNIVERSO Y DEL SISTEMA SOLAR Y EL PAPEL DE LA TIERRA DENTRO DE ELLOS , ¿

ómo comenzó el Universo? ¿Cuál ha sido su historia? ¿De qué manera acabará el Universo, si es que llega a acabarse? Estas son algu-

ORIGEN DEL UNIVERSO Y DEL SISTEMA SOLAR Y E L PAPEL D E LA TIERRA DE N TRO DE ELLOS

nas de las ·c uestiones básicas que los seres humanos nos hemos planteado desde que miráramos por primera vez el cielo nocturno y viéramos la inmensidad del Universo que rodea a la Tierra.

Origen del Universo: ¿comenzó con un Big Bang? La mayoría de los científicos cree que el Universo se originó hace unos 15.000 millones de años, en un suceso que popularmente se denomina el Big Bang. El Big Bang es un modelo de evolución del Universo en el que un estado inicial denso y caliente fue seguido por una expansión, un enfriamiento y un estado menos denso. En una región infinitamente más pequeña que un átomo, se sitúa el punto cero tanto del tiempo como del espacio. Por tanto, no existe ningún «antes del Bíg Bang», sino sólo lo que ha sucedido después de él. La razón es que el espacio y el tiempo están vinculados de manera inalterable para formar un continuo de espaciotiempo, como demuestra la teoría de la relatividad de Einstein. Sin espacio, no puede haber tiempo. ¿Cómo podemos saber que el Big Bang tuvo lugar aproximadamente hace 15.000 millones de años? ¿Por qué no podría el Universo haber existido siempre tal y como lo conocemos hoy día? Hay dos fénómenos fundamentales que indican que el Big Bang tuvo lugar. En primer lugar, el Universo se está expandiendo: cuando los astrónomos examinan el espacio situado más allá de nuestro sistema solar, observan que todos los lugares del Universo se están alejando los unos de los otros a velocidades enormes; midiendo esta velocidad de expansión, los astrónomos pueden calcular cuánto tiempo hace que estuvieron todas las galaxias juntas en un mismo punto. En segundo lugar, en todos los sitios del Universo hay una ubicua radiación de fondo de 2, 7° por encima del cero absoluto (el cero absoluto equivale a -273 º C) . Se cree que esta radiación de fondo es el tenue remanente del Big Bang. De acuerdo con las teorías actualmente aceptadas, la materia no existía tal como la conocemos en el momento del Big Bang, y el Universo consistía en energía pura. Durante el primer segundo después del Big Bang, se separaron las cuatro fuerzas básicas - gravedad (la atracción de un cuerpo hacia otro), la fuerza electromagnética (combina la electricidad y el magnetismo en una única fuerza , entrelazando entre sí los átomos para formar moléculas), la fuerza nuclear fuerte (enlaza entre sí los protones y neutrones) y la fuerza nuclear débil (responsable de la ruptura del núcleo de un átomo produciendo una desintegración radiactiva)- y el Universo experimentó una enorme expansión. Unos 300.000 años después el Universo estaba lo suficientemente frío como

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para que se formaran átomos completos de hidrógeno y de helio, y los fotones (las partículas energéticas de la luz) se separaron de la matería y por primera vez existió luz en el Universo). . Durante los siguientes 200 millones de años, a medida que el. Universo continuó expandiéndose y enfriándose, comenzaron a formarse las estrellas y galaxias y la composición química del Universo cambió. Inicialmente, el Universo estaba formado enteramente de hidrógeno y de helio, mientras que en la actualidad es un 98% hidrógeno y helio, y un 2% de otros elementos, expresando los porcentajes en pesos. ¿Cómo se produjo ese cambio en la composición del Universo? A lo largo de su ciclo de vida, las estrellas sufren muchas reacciones nucleares en las que los elementos más ligeros se convierten en otros elementos más pesados por fusión nuclear. Cuando una estrella muere, a menudo de forma explosiva, los elementos más pesados formados en su núcleo son devueltos al espacio interestelar y están disponibles para ser incluidos en nuevas estrellas. De esta forma, la composición del Universo va teniendo cada vez más élementos pesados.

Nuestro sistema solar: origen y evolución Nuestro sistema solar, que forma parte de la galaxia de la Vía Láctea, está compuesto por el Sol, nueve pla netas·, ciento una lunas o sa télites conocidos (aunque este número está variando constantemente, a medida que se descubren nuevos satélites que rodean a los planetas jovianos) , un enorme número de asteroides (la mayoría de. los cuales orbitan alrededor del Sol en una zona comprendida entre Marte y Júpiter) y millones de cometas y meteoritos, así como polvo y gases interplanetarios (• Figura 1.5). Toda teoría formulada para explicar el origen y la evolución de nuestro sistema solar debe , por tanto, tomar en consideración sus diversos componentes y características. Se han propuesto, modificado y descartado muchas teorías científicas acerca del origen del sistema solar desde que el científico y filósofo francés René Descartes propusiera por primera vez, en 1644, que el sistema solar se formó a partir de un gigantesco remolino dentro de un fluido universal. Hoy día, la teoría de la nebulosa solar como explicación del origen de nuestro sistema solar implica la condensación y el colapso de materia interestelar situada en uno de los brazos espirales de la galaxia de la Vía Láctea. El colapso de esta nube de gases y de pequeños gr.ánulos, para formar un disco que rota en sentido contrario a las agujas del reloj , hizo que aproximadamente el 90% del material se concentrara en la parte central del disco y que se formara un sol embrionario, alrededor del

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CAPITULO 1

LA TIERRA: UN PLANETA DI NÁMICO Y EN EVOLUC I ÓN

• Figura 1.5 Representación del sistema so lar, donde se muestran los p lanetas y sus ó rbitas alrededor del Sol. En la actu alida d se reconocen ocho p lanetas, incluyé ndose a Plutón, Ceres y Xe na en una cat egoría inferi or, denom in ándose «planet as enanos».

cual giraba una nube de material, denominándose nebulosa solar. Dentro de esta n ebulosa solar existían una serie de puntos en que los gases y las partículas sólidas se fueron condensando. Durante el proceso de condensación , las partículas gaseosas, líquidas y sólidas comenzaron a consolidarse en masas cada vez mayores, denominadas planetesimales (• Figura 1. 6), que colisionaron entre sí y fueron creciendo en tam año y en masa hasta terminar formando planetas. La composición e historia evolutiva de los planetas son consecu encia, en parte, de su distancia al Sol (véase

«Los planetas terrestres y jovianos» en las páginas 16 y 17). Los planetas terrestres (Mercurio, Venus, la Tierra y Marte), llamados así porque son similares a la Tierra, son pequeños y están compuestos de rocas y elementos metálicos que se condensaron a las altas temperaturas de la nebulosa interior. Los planetas jovianos Qúpiter, Saturno, Urano y Neptuno), llamados así porque se asemejan a Júpiter (el dios romano también se denominaba J ove), tien en todos ellos unos núcleos rocosos centrales de pequeño tamaño, comparados con su tamaño total , y están compuestos principalmente de hidrógeno, h elio, amoniaco y me tano, que se condensan a bajas temperaturas.

• Figura 1.6 En la etapa de desarro ll o mostrada aquí, se han formado planete si males en el sistema so lar interior y grandes nubes de gas y de polvo perm anecen a grandes d istancias del prot oso l.

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¿POR QUÉ ES LA TI E RRA UN PLANETA DINÁ_MICO EN EVOLUCIÓN?

Mientras que los planetas iban cre,ciendo, el material que había sido .arrastrado hacia el centro de la nebulosa también se condesó, colapsó y fue calentado a varios millones de gr~dos por la contracción gravitatoria. El resultado fue el nacimiento de una estrella, nuestro Sol. Durante la fase inicial de acreción de la historia del sistema solar, las colisiones entre diversos cuerpos eran c;omunes, cqmo indican los cráteres que se pueden observar en muchos planetas y satélites. Los -asteroides se formaron, probablement"e, como planetesimales en una órbita localizada enrie lo que al final llegar9n a ser Marte y Júpiter, de forma bastante similar a como los otros planetesimales formaron los planetas terrestres. Sin embargo, el tremendo campo gravitatorio de Júpiter evitó que estos materiales llegaran a formar un planeta . Los cometas, que son cuerpos interplanetarios compuestos de Q1ateriales rocosos y de hielo no firmemente ligados, se ere.e que se condensaron cerca de las órbitas de Urano y Neptuno. · La teoría de la nebulosa solar para la formación del sistema solar explica, por tanto, la mayor parte de las características de los planetas y de sus satélites, las diferencias en la composición de los planetas terrestres y jovianos y la presencia del cinturón de asteroides. Basándonos en los datos disponibles , la teoría de la nebulosa solar es la que mejor explica las características del sistema solar y proporciona una hipótesis lógica con respecto a su historia evolutiva.

neralmente uniformes y compuesta. princ:;ipalmente de silicatos, que son compl!estos formados d~ sÜi,cio y oxígeno, óxidos de hierro y magnesio, de pequeñas cahti.dades de los demás element<;is químicos (• Figura · i. i~r Después, cuando la combinación de los impactos meteoritos; .de la contracción gravit~tori~"'y ,del calór procedente d¿ la desintegración radiactiva , incrementarci~ la temperatura de la tierra como para fundir el hierro y el níquel , esta composiciórt h~inogénea de~apareció · (Figura l .7b )°y fue sustituida por una. serie de capas concéntricas de densidad y composición diferentes, . lo 'que provocó como resultado la creación de u~ 'pÍá'ri~ta dif.l'! renciado (Figura 1.7c). . - ·, · _ Esta diferenciación que hizo que se.foi-mara un pl~­ neta en . capa~ es, probablemente, ~l ~uc;e'so ' má;s sÍgn:ifi: cativo de la historia terrestre.-· No .s ólo copdujo ; á la formación de-una cof,teza y, eventualrtrente, de los' co·ri~· tinentes, ~inp q1:1e.tamhién fue propablem~~te re.sponsa~ ble de la emisión de gases desde el interior, qu·e: eventualmente dieron lugar a la .f ormación de los océanos y de la atmósfera.

V

de

¿POR QUÉ ES LA. TIERRA UN PLANETA DINÁMICO EN EVOLUCIÓN?

La Tierra: su lugar en el sistema solar

a Tierra es un planeta dinámico que ha cambiado continuamente durante sus 4.600 millones de años de existencia. El tamaño, la forma y la distribución geográfica de los continentes y las cuencas oceánicas han cambiado a lo largo del tiempo, la composición de la atmósfera ha evolucionado y las formas de vida exis-

Hace unos 4.600 millones de años, varios planetesimales de nuestro sistema solar acumularon la suficiente cantidad.de material como para formar la Tierra y otros ocho planetas. Los científicos creen que esta Tierra temprana era probablemente fría, de composición y densidad ge-

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• Figura 1.7

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Teoría de la acreción homogénea para la formación de una Tierra diferenciada. (a) Probabler\-iente, la Tierra era inicialmente. de composición y densidad uniformes. (b) El ca.lentamiento de la Tierra en sus primeras etapas permitió alca'nzár el pur1toi de fu.siÓn _del hierro y el níquel, que al ser más densos que los.silicatos, se asentaron en el c~ntro de la Tierra Al mismo tiempo, los silicatos más ligeros fluyeron hacia arriba para formar el manto y la corteza. (e;) De esta forma, se formó una Tierra diferenciada formada por un núcle; denso de hierro-níque l, un manto de si licatos ricos en hierro y uriá corteza de si licatos con conti nentes y cuencas. "c:iceánicas.

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Neptuno

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100.000 km

CAPITULO

I

L A TI E RRA : U N PLA N ETA DI NÁ MI C O Y EN E VOLU C IÓ N

tentes hoy en día difieren de las que existieron en la Tierra en el pasado. Las montañas y las colinas han sido desgastadas por la erosión y los paisajes han cambiado debido a la fuerza del viento, del agua y del hielo. Las erupciones volcánicas y los terremotos revelan un interior activo y las rocas plegadas y fracturadas indican el tremendo poder de las fuerzas internas de la Tierra. La Tierra está compuesta de tres capas concéntri~ cas: el núcleo, el manto y la corteza (• Figura 1.8). Esta división ordenada eS- él resultado de las diferencias en densidad entre las capas, en función de las variaciones de composición, temperatura y presión. El núcleo tiene una densidad calculada de 1O a 13 gramos por centímetro cúbico (g/cm 3 ) y ocupa aproximadamente el 16% del volumen total de la Tierra. Los datos sísmicos (de los terremotos) indican que el núcleo está compuesto de una pequeña parte interna (sólida) y una porción externa de mayor tamaño aparentemente líquida. Se cree que ambas partes del núcleo están compuestas principalmente de hierro y de una pequeña cantidad de níquel. El manto rodea al núcleo y cómprende alrededor de un 83% del volumen de la Tierra. Es menos denso que el núcleo (3,3-5, 7 g/cm 3 ) y se cree que está compuesto principalmente de peridotita, una roca ígnea oscura y densa que contiene abundante hierro y magnesio. El manto puede dividirse en tres zonas diferenciadas, basándose en sus características físicas. El manto inferior es sólido y ocupa la mayor parte del volumen del interior de la Tierra. La astenosfera rodea al manto inferior; tiene la misma composición que éste pero se comporta plásticamente y fluye de manera lenta. La fusión parcial dentro de la astenosfera generá magma (material fundido), parte del cual asciende a la superficie debido a que es menos denso que la roca a partir de la que se formó. El manto superior rodea a la astenosfera. El manto superior sólido y la corteza situada encima del mismo cons-

Corteza oceánica

Núcleo externo (líquido) Núc leo interno (sólido)

• Figura 1,8 ·~~~~~~~--~~~~~-

Sección transversal de la Tierra, que ilustra el núcleo, el manto y la corteza. La ampliación muestra la rel ación entre la litosfera (compuesta por la corteza continental, la corteza oceánica y la parte sólida superior del manto) y la astenosfera y el manto inferior subyacentes.

tituyen la litosfera, que está dividida en numerosos fragmentos individuales llamados placas, que se mueven sobre la astenosfera debido a las celdas de convección subyacentes (• Figura 1.9). Las interacciones de estas placas son responsables de fenómenos como los terremotos, las erupciones volcánicas y la formación de cordilleras montañosas y cuencas oceánicas. • Figura activa 1.9

Dorsal centro-oceánica

Litosfera oceánica

Litosfera continental

Núcleo externo Núcleo interno

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Corteza

Se cree que las placas de la Tierra se mueven debido a las ce ldas de convección del manto subyacentes, en las que el material caliente procedente del interior de la Tierra se eleva hacia la superficie, se enfría y luego, al perder el calor, vuelve a descender hacia el interior. Se cree que el movimiento de estas ce ldas de convección es el mecanismo responsable del movimiento de las placas terrestres, como se muestra en este diagrama de sección transversal.

¿ POR QUÉ ES L A TIERRA UN PL ANETA DIN ÁM I CO EN EVOLUCIÓN?

La corteza, la capa más externa de la Tierra, está compuesta de dos tipos distintos: la corteza continental tiene un gran espesor (20-90 km) y una densidad media de 2, 7 g/cm 3 y contiene una cantidad considerable de silicio y aluminio. La corteza oceánica es ~ucho más fina (5- 10 km) , es más densa que la corteza continental (3, 0 g/cm 3 ) y está compuesta de una roca ígnea de color oscuro denominada basalto.

Teoría de la tectónica de placas El reconocimiento de que la litosfera está dividida en placas rígidas que se desplazan sobre la astenosfera es la base de la teoría de la tectónica de placas (• Figura 1.10). Las zonas de actividad volcánica, los terremotos, o ambas cosas, marcan la mayoría de los límites entre placas. A lo largo de estos límites, las placas divergen , convergen o se desplazan lateralmente unas con respecto a otras (• Figura 1.11). La aceptación de la teoría de la tectónica de placas se considera como uno de los hitos principales dentro del desarrollo de la ciencia geológica, comparable a la revolución que la teoría de la evolución de Darwin pro-

Eje de dorsal Borde divergente

Borde transformante

Zona de subducción Borde convergente

19

vocó en la Biología. La tectónica de placas ha proporcionado un marco conceptual para interpretar la composición, estructura y procesos internos de la Tierra a escala global. Gracias a esta teoría hemos llegado a comprender que los continentes y las cuencas oceánicas forman parte de un sistema litosfera-astenosfera-hiclrosfera que ha ido evolucionando de manera conjunta con el interior de la Tierra (Tabla 1.3). Constituyendo todo un concepto revolucion ario cuando fue propuesta por primera vez en la década de 1960, la teoría de la tectónica de placas ha tenido consecuencias de gran alcance en todos los campos de la Geología, porque proporciona la base para relacionar muchos fenómenos aparentemente desconectados. Además de ser responsable de las principales características de la corteza terrestre, el movimiento de las placas también afecta a la formación y aparición de los recursos naturales en la Tierra, así como a la distribución de la biota de nuestro planeta. El impacto de la teoría de la tectónica de placas ha sido especialmente notable ·en lo que respecta a la interpretación de la historia del planeta. Por ejemplo, las montañas Apalaches, e n la parte oríental de Norte-

Borde de placa dudoso

Zonas de expansión dentro de los conti nentes

• Figura 1.10 La litosfera de la Tierra está dividida en pla cas rígidas de varios tamaño que se desplazan sobre la astenosfera.

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CAPÍTULO I

Dorsal centrooceánica

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LA TIERRA: UN PLANETA DINÁMICO Y EN EVOLUCIÓN

Borde convergente placa continental-placa contine ntal

Borde entre placas divergentes

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Borde divergente

Borde convergente placa oceánica-placa

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Astenosfera

• Figura 1.11 --Sección transversal ideal, que ilustra la relación entre la lit osfera y la astenosfera subyacente y los tres t ipos principales de lím ites entre placas: divergente, convergente y transformante.

américa, y las cordilleras montañosas de Groenlandia, Escocia Noruega y Suecia no son el resultado de episodios de formación montañosa no relacionados, sino que forman parte de un suceso de formación de montañas

de mayor envergadura qu e implicó el cierre de un antiguo «océano Atlántico» y la formación del supercontin ente de Pangea hace aproximadamente 245 millones de años.

Tabla 1.3

Tectónica de placas y sistemas terrestres Tierra firme La tectó~ica de placas está provocada por la convección en el manto y a su vez provoca la formación de montañas y la actividad ígnea y metamórfica asociada.

Atmósfera La disposición de los co ntinentes afecta al ca lentamiento y enfriamiento de origen solar y, por tanto, a los vientos y sistemas climáticos . Una expansión rápida de las placas y la actividad asociada a los puntos calientes puede liberar dióxido de carbono de origen vo lcá nico y afectar al clima global.

Hidrosfera La d isposición de los continentes afecta a las corrientes oceánicas. La tasa de expansión afecta al volumen de las dorsales centro-oceánicas y, por tanto, al nivel del mar. La posición de los continentes puede co nt ribuir al ini cio de las eras glaciales.

Biosfera El movim iento de los continentes origina corredo res o barreras para la migración, la creación de nichos ecológ icos y el transporte de hábitats a climas más o menos favorables.

Extraterrestre La disposición de los continentes afecta a la libre ci rcul ación de las mareas oceánicas y tiene una influencia sobre la ralentización marea! de la rotación de la Tierra. Fuente: adaptado con permiso de Stephen Dutch, James S. Monroe y Joseph Moran, Earth Science (Minneapolis/St. Paul: West Publishing Co., 1997).

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E L C I C L O DE LAS R O CAS

EL CICLO DE LAS ROCAS I· na roca es un agregado de minerales, que son sólidos inorgánicos cristalinos que aparecen de manera natural y que tienen propiedades físicas y químicas bien definidas . Los minerales están compu esto s de elementos tales como oxígeno, silicio y aluminio , y dichos elementos está n formados por átomos , las partículas de materia más pequeñas que prese nta n las características d e un elemento. Se han identificado y descrito más de 3.500 minerales, pero sólo una docena de ellos, aproximadamente, forman el volumen de las rocas que podemos encontrar en la corteza terrestre (véase la Tabla 3.4).

21

Los geólogos identificao tres grupos principales de roca s: ígneas, sedimentarias y m etamórficas, cada una de las cuales se caracteriza por su modo de formación. Cada grupo contiene diversos tipos de rocas individuales que difieren entre sí por su composición o textura (tamaño , forma y disposición de los granos minerales ). El ciclo de las rocas proporciona una forma de visu alizar las interrelaciones entre los procesos internos y externos de la Tierra (• Figura 1.12). Relaciona entre sí los tres grupos de rocas, además de relacionarlos con sucesos superficiales tales como la e rosión, el transporte y la sedimentación, así como con procesos internos como la generación de magmas y el metamorfismo. El movimiento de las placas es el m ecanismo responsable del

Meteorizació

Transporte

Sedimentación

1Sedimentos 1

lf l

Levantami ento y exposición

Rocas ígneas (extrusivas)

• Figura 1.12 El cicl o de las rocas muestra las interrelaciones entre los procesos internos y ext ernos de la Ti erra, así como la forma en que los tres grupos princip al es d e rocas se re laciona n. Fuente: modificado de la Fi gura 12, Dietrich, R. V., 1979, Geo/ogy and Michigan: Fourty-nine Ouestions and Answers.

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CA PITULO I

LA TrERRA: UN PLANETA DINÁMI C O Y EN EVOLU C I ÓN

reciclaje de los materiales rocosos y m arca, por tanto, el ciclo de las rocas. Las rocas ígneas se forman cuando el magma cristaliza o cuando las emisiones volcánicas, como por ejemplo, las cenizas, se acumulan y consolidan. A medida que el magma se enfría, los minerales cristalizan y la roca resultante se caracteriza por poseer granos minerales en trelazados. El magma que se enfría le ntamente por debajo de la superficie gen e ra rocas ígneas intrusivas (• Figura l.13a); el magma que se enfría en la superficie produce rocas ígneas extrusivas (Figura l.13b). Las rocas que quedan expuestas e n la superficie de la Tierra son descompuestas en partículas y disueltas por los procesos de meteorización. Las p artículas y los materiales di su eltos pueden ser transportados por el viento, el agua y el hielo y terminar por depositarse en forma de sedimentos. Estos sedimentos pueden entonces compactarse o cementarse (Iitificarse) para forma r las rocas sedimentarias. Las rocas sedimentarias se forman de una de tres maneras posibles: mediante consolidación de fragmentos minerales o de rocas, por precipitación de materias minerales a partir de una solución o por compactación de restos de flora o de fauna (Figuras l.13c y d). Dado que las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la Tierra o cerca de ella, los geólogos pueden realizar inferencias acer~a del entorno en el que fueron depositadas, acerca del agente de transporte e incluso pueden llegar a deducir algo acerca d~l origen del que se derivan los sedimentos. Por tanto, las rocas sedimentarias resultan especialmente útiles a la hora de interpretar la historia de la Tierra. Las rocas meta~órficas resultan de la alteración de otras rocas, generalmente por debajo de la superficie, de-

bido a .la acción del calor, la presión y la actividad química de los fluidos . Por ejemplo, el mármol, una de las rocas preferidas por muchos escultores y constructores, es una roca metamórfica que se genera cuando se aplican los agentes del m etamorfismo .a las rocas sedimen. tarias calizas y dolomías. Las rocas m etamórficas pueden ser foliadas (Figura l. Be) o no foliadas (Figura l.13f). La foliación , que es la alineación paralela de los minerales debida a la presión, proporciona a las rocas una apariencia laminada o de bandas.

Relación entre el ciclo de las rocas y la tectónica de placas Las interacciones entre las placas determinan , hasta un cierto punto, cuáles de los tres grupos de rocas se formarán (• Figura 1.14 ). Por ejemplo, c uando las placas convergen, el calor y la presión gen erados a lo largo del límite de las placas puede provocar actividad ígnea y metamorfismo dentro de la placa oceánica descendente, generando así diversas rocas ígneas y m etamórficas. Algunos de los sedimentos y rocas sedimentarias de la placa descendente se funden, mientras que otros sedimentos y rocas sedimentarios situados a lo largo del límite de la placa no descendente se ven afectados por los procesos me ta mórficos consecuencia del calor y la presión generadas a lo largo del límite convergente de la placa. Posteriormente, la cordillera montañosa o la cadena de islas volcánicas formadas a lo largo del límite de las placas convergentes será desgastada y erosionada, y los nuevos sedimentos serán transportados al océa no para comenzar otro ciclo más .

• Figura 1.13

(a) Granito

(d) Caliza

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(b) Basalto

(e) Gneis

(c) Conglomerado

(f) Cuarc ita

Rocas ígn eas (a, b), sedimentarias (c, d) y metamórficas (e, f) comunes. (a) Granito, una roca ígnea intrusiva. (b) .Basalto, roca ígnea extrusiva. (c) Conglomerado, un a roca sedimentaria formada por la co nso lidación de fragmentos de rocas. (d) Ca liza, una roca sedimentaria form ada por la · extracción de materia mineral de ag ua del mar por parte de organis~ por la precipitación inorgánica de la cal cita del agua del mar. (e) Gnei s, una roca metamórfica foliada. (f) Cuarcit a, i.¡na roca metamórfica no fo liada.

EVOLU C I Ó N ORGÁNI CA Y L A HI S TORI A DE LA VID A

Corteza oceánica

Dorsal centro-oceánica

23

Meteorización

Sedimentos

Metamorfismo Astenosfera

• Figura 1.14 su perior

Corteza continental

Las interrelaciones entre el ciclo de las rocas y la tectónica de placas es sólo un ejemplo de cómo se relacionan los diversos subsistemas y ciclos de la Tierra. El calentamiento en el interior de Tierra provoca la aparición de celdas de convección, que ·a ctúan como motor del movimiento de las placas; además generan también magmas , que forman las rocas ígneas intrusivas y extrusivas. El movimiento a lo largo de los límites de las placas puede generar actividad volcá nica , terremotos y, en algunos casos, formación de cadenas montañosas. La interacción entre la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera contribuye al desgaste de las rocas expuestas en la superficie de la Tierra. Las placas que vuelven a descender hacia el interior de la Tierra se ven sometidas a un calor y una presión crecientes, que puede provocar el metamorfismo, así como la generación de magmas y de un nuevo reciclaje de los. m ateriales.

EVOLUCIÓN ORGÁNICA Y LA HISTORIA DE LA VIDA .

j

---------

a teoría de la tectónica de placas nos proporciona un modelo para comprender el funcionamiento interno de la Tierra y su efecto .sobre la superficie terrestre. La teoría de la evolución orgánica (todos los seres vivos están relacionados y des~ cienden con modificaciones de organismos que vivieron e n el pasado) proporcion a el marco conceptual

La tectónica de placas y el ciclo de las rocas. La sección transversal muestra cómo se recicl an lo s tres g rupos principales de rocas (ígneas, metamórficas y sedimentarias) a lo largo de las regiones continental y oceánica.

para comprender la historia de la vida. Juntas, la teoría de la tectónica de placas y la teoría de la evolución orgánica han cambiado nuestra forma de ver nuestro plane ta, y no nos debería sorprender la íntima asociación entre ellas. Aunque la relación entre los proces~s de la tectónica de placas y la evolución de la vida es increíble mente compleja, los datos paleontológicos proporcionan una evidencia indiscutible de la influencia d~l movimiento de las placas sobre la· <;listribución de los organismos. La publicación e n 1859 de la obra de Darwin, El origen de las especies, revolucionó la Biología y marcó el " su pucomienzo de la biología evolutiva moderna. Con blicación, la mayoría de los n a turalistas reconocieron que la evolución proporciona una teoría de unificación , que explicaba una serie de h echos biológicos qué, sin ella, serían meramente enciclopédicos . La tesis central de la evolución orgánica es que todos los organismos actuales está n relacionados y que descie nden , con modificaciones, de otros organismos que vivieron en el pasado. Cuando Darwin propUso su teoría de la evolución orgánica, citó una gran cantidad de pruebas que la apoyaban, incluyendo la forma en que se clasifica n los organismos, la embriología, la anatomía comparativa, la distribución geográfica de organismos y, hasta un cierto punto, el registro fósil. Además, Darwin propuso que el niecanismo responsable de la evolución era la selección natural, que provoca que sobrevivan h asta la edad reproductora los organismos mejor adaptados a su entorno. © Cengage Learning Paraninfo

24

CAPITULO I

L A TI ER RA: UN PL ANE T A DI

ÁM I CO Y EN EVO L UC I ÓN

Qúizá la prueba más convincente en favor de la evolución es la correspondiente al registro fósil. Al igual que el registro geológico permite a los geólogos interpretar los sucesos y condiciones físicas del pasado geológico, los fósiles, que son los restos o trazas de organismos que vivieron en el pasado, no sólo proporcionan pruebas de que la evolución ha tenido lugar, sino que también demuestran que la Tierra tiene una historia qu e va mucho más allá de la que los seres humanos hemos dejado registrada.

TIEMPO GEOLÓGICO Y ACTUALISMO

de diversas técnicas de datación radiométrica, los geólogos han sido capaces de asignar edades absolutas, en años, a las subdivisiones de la escala de tiempo geológica (• Figura 1.15). Una de las piedras angulares de Ia Geología es el principio de actualismo, que se basa en la premisa de que los procesos actuales han estado operando a lo largo de todo el tiempo geológico. Por tanto, para comprender e interpretar los sucesos geológicos a partir de las prue-

Eón

Período

Era

Cuaternario Pleistoceno o.

o

ara poder comprender la evolución de la Tierra y de los seres que la pueblan, es necesario poder apreciar la inmensidad del tiempo geológico. De hecho , el tiempo es uno de los aspectos principales que diferencia a la Geología de otras ciencias, exceptuando a la Astronomía. La mayoría de las personas tienen dificultades a la hora de captar el tiempo geológico, porque tienden a pensar en términos humanos: segundos, horas, días y años. La historia antigua son los su cesos que tuvieron lugar hace cientos o incluso miles de años atrás. Pero cuando los geólogos hablan de la historia geológica antigua se están refiriendo a sucesos que tu vieron lugar hace cientos o incluso miles de millones de años. Para un geólogo, los sucesos geológicos recientes son aquellos que tuvieron lugar dentro del último millón de años. También es importante recordar que la Tierra pasa por ciclos de duración mucho más largos que la perspectiva humana del tíempo. Aunque puedan tener efectos desastrosos sobre la especie humana, el calentamiento y el enfriamiento globales forman parte de un ciclo de mayor duración que ha provocado numerosos avances y retiradas de las glaciaciones durante los últimos 1,6 millones de años. Debido a su perspectiva geológica del tiempo y al modo en que los diversos subsistemas y ciclos de la Tierra se interrelacionan, los geólogos pueden hacer valiosas contribuciones a müchos de los debates' medioambientales actuales, como por ejemplo los relacionados con el calentamiento global y los cambios en el nivel del mar. La escala de tiem po geológico fue el resultado del trabajo de muchos geólogos del siglo XIX que encajaron la información correspondiente a numerosas rocas expuestas en la superficie y construyeron una secuencia cronológica basada en los cambios sufridos por los seres vivos a lo largo del tiempo. Posteriormente, con el descubrimiento de la radiactividad en 1895 y el desarrollo

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Época Holoceno

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24

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Eoceno

37

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Paleoceno

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Cretácico

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Oligoceno

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Mioceno

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66

Jurásico

144

Triásico

208

Pérmico

245

Pensilvaniense

286

Mississipiense

320

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Plioceno

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Devónico

360

Silúrico

408

Ordovícico

438

Cámbrico

505 545

• Figura 1.15 Escala de tiempo geológica. Los números a la derecha de las columnas indican las edades en m illones de añós antes de la ép oca actual.

¿CÓMO N OS B E N EFICIA E L ES TUDfO D E LA G E OLOGÍA?

has conservadas en las rocas, debemos primero entender los procesos actuales y sus resultados. De h echo, el actualismo encaja perfectamente con el enfoque sistemático que estamos siguiendo para nuestro estudio de la Tierra. El actualismo es un poderoso principio que nos permite utilizar los procesos actuales como base para interpretar el pasado y para predecir los posible sucesos futuros. Sin embargo, debemos tener presente que el actualismo no excluye los sucesos repentinos o catastróficos, como las erupciones volcánicas, los terremotos, los corrimientos de tierras o las inundaciones. Estos son'procesos que conforman nuestro mundo actual y algunos geólogos ven la historia de la Tierra como una serie de dichos sucesos a corto plazo o puntuales. Esta visión encaja, por supuesto, con el principio moderno del actualismo. Además, el actualismo no requiere que las velocidades e intensidades de los procesos geológicos sean constantes a lo largo del tiempo. Sabemos, por ejemplo, que la actividad volcánica era más intensa en Norteamérica hace entre 5 y 10 millones de años de lo que lo es hoy en día, y que las glaciaciones han sido más comunes durante los últimos millones de años que en los 300 millones de años anteriores. Lo que el actualismo significa es que, -'m nque las velocidades e intensidades de los procesos geológicos hayan variado durante el pasado, las leyes físicas y químicas de la naturaleza han continuado siendo las mismas. Aunque la Tierra se encuentra en un estado dinámico de cambio y ha permanecido en ese estado desde su formación, los procesos que la han conformado durante el pasado son los mismos que siguen operando hoy en día.

25

¿CÓMO NOS BENEFICIA EL j ESTUDIO DE LA GEOLOGÍ~~_j a lección más importante que podemos extraer del estudio de la Geología es que la Tierra es un . planeta extremadamente complejo en el que las interacciones entre su diversos subsistemas tienen lugar y han estado produciéndose durante los últimos 4.600 millones de años. Si queremos garantizar la supervivencia de la especie humana debemos comprender cómo interactúan y funcionan los diversos subsistemas y, todavía más importante, cómo afectan nuestras acciones al delicado equilibrio entre esos sistemas. El estudio de la Geología va más allá del mero aprendizaje de numerosos hechos y datos acerca de la Tierra. En realidad, lo que hacemos no es estudiar la Geología, sino que la «vivimos». La Geología es una parte integral de nuestras vidas. Nuestro nivel de vida depende directamente de nuestro consumo de los recursos naturales, recursos que se formaron hace millones o miles de millones de años. Sin embargo, las formas en que consumimos los recursos naturales e.interactuamos con el medio ambiente, tanto como individuos o como sociedad, determinan también nuestra capacidad de garantizar que la siguiente generación siga disfrutando del mismo nivel de .vida . A medida que estudiemos los diversos temas tra tados en el libro, recuerde lo que hemos expuesto en este capítulo y cómo los distintos aspectos están interrelacionados como partes de un sistema . Relacionando el tema de cada capítulo con su posición dentro del sistema global terrestre, podrá entender mejo~ por qué la Geología es tan importante en nuestra vída.

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CAPITULO

I

LA TIERRA : UN PLANETA DINÁMICO Y EN EVOLUCIÓN

GEO

_,,,

R·ECAPITULACION Resumen del capítulo • Podemos considerar la Tierra como un sistema de componentes conectados que interactúan e interfieren·entre sí. Los subsistemas principales de la Tierra son la atmósfera, la hidrosfera, la biosfera, la litosfera, el manto y el núcleo. La Tierra es un planeta dinámico sometido a continuo cambio debido a las interacciones entre sus diversos subsistemas ciclos.

y

• La Geología, es decir, el estudio de la Tierra, está dividida en dos grandes áreas: la geología física, que es el estudio de los materiales terrestres y de los procesos que operan tanto en su interior como en su superficie, y la geología histórica, que examina el origen y la evolución de la Tierra, de sus continentes, de sus océanos, de la atmósfera y de la vida. • El método científico e.s una técnica lógica y ordenada que implica recopilar y analizar datos acerca de un fenómeno concreto, formular hipótesis para explicar el fenómeno, comprobar las hipótesis y por último proponer una teoría. Una teoría es una explicación comprobable de algún fenómeno natural, apoyada en un gran número de pruebas. • La Geología forma parte de la experiencia humana. Podemos encontrar ejemplos de ello en el arte, la música y la literatura. Una comprensión básica de la Geología resulta también importante para poder afrontar los numerosos problemas medioambientales que afectan a la sociedad. • Los geólogos se dedican profesionalmente a diversas ocupaciones, siendo la principal de ellas la exploración ·en busca de recursos minerales y energéticos. También están cada vez más implicados . en los temas medioambientales y en la realización de predicciones a medio y largo plazo acerca de los peligros potenciales derivados de desastres naturales, tales como las erupciones volcánicas y los terremotos.

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• El Universo comenzó con un Big Bang hace aproximadamente 15.000 millones de años. Los astrónomos han deducido esta edad midiendo la velocidad a la que los objetos celestes se separan los unos de los otros, en lo que parece ser un universo en perpetua expansión. Además, el Universo tiene una radiación de fondo de 2, 7º por encima del cero absoluto, radiación que se cree que es el tenue residuo del Big Bang. • Hace unos 4.600 millones de años, se formó el sistema solar a partir de una nube rotatoria de materia interestelar. A medida que se condensó esta nube, terminó por colapsarse bajo la influencia de la gravedad y aplanarse hasta formar un disco que gira en sentido contrario a las agujas del reloj. Dentro de ·este disco en rotación se formaron el Sol, los planetas y los satélites a partir de los turbulentos torbellinos de sólidos y gases de la nebulosa. • La Tierra se formó a partir de un torbellino espiral de material de la nebulosa hace 4.600 millones de años. Probablemente acrecionó como un cuerpo sólido y rápidamente sufrió la diferenciación durante un período de calentamiento interno. • La Tierra está diferenciada en una serie de capas. La capa más externa es la corteza, que está dividida en partes continentales y oceánicas. La corteza y la parte sólida subyacente del manto superior, también conocida como litosfera, están situadas sobre la astenosfera, una zona sometida a un lento flujo. La astenosfera está, a su vez, sobre el manto inferior, que es sólido. El núcleo de la Tierra está compuesto de una parte externa líquida y una parte interna sólida . • La litosfera está dividida en una serie de placas que divergen, convergen y se deslizan lateralmente las unas con respecto a las otras.

C UESTIO NE S DE R E PAS O

• La teoría de la tectónica de placas proporciona una explicación unificada para muchas características y sucesos geológicos. La interacción entre las placas es responsable de las erupciones volcánicas, de los terremotos, de la formación de cordilleras montañosas y de cuencas oceánicas y del reciclaje de los materiales rocosos. • Los tres principales grupos de rocas son las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. Las rocas ígneas son el resultado de la cristalización del magma o de la consolidación de emisiones volcánicas. Las rocas sedimentarias se forman principalmente de la consolidación de fragmentos de rocas, de la precipitación de minerales a partir de una disolución o de la compactación de residuos de restos de flora o de fauna. Las rocas metamórficas se producen a partir de otras rocas, generalmente por debajo de la superficie de la Tierra, debido al calor, la presión y los fluidos químicamente activos. • El ciclo de las rocas ilustra las interacciones entre los procesos internos y externos de la Tierra y muestra cómo se interrelacionan los tres grupos principales de rocas.

27

• La tesis central de la teoría de la evolución orgánica es que todos los organismos viv~s han evolucionado (es decir, de.s cienden con modificaciones) de otros organismos que existieron en el pasado. • El tiempo hace que la Geología se diferencie de otras ciencias, exceptuando a la Astronomía, y resulta crucial captar la inmensidad del tiempo geológico para poder comprender la evolución de la Tierra. La escala de tiempo geológico es el calendario que los geólogos utilizan para tratar los sucesos del pasado. • El principio de actualismo es fundamental para interpretar la historia de la Tierra. Este principio establece que las leyes de la naturaleza han sido constantes a lo largo del tiempo y que los mismos procesos que ocurren ·hoy en día han ocurrido en el pasado, aunque a velocidades diferentes. • ·La Geología es una parte integral de nuestras vidas . Nuestro nivel de vida depende directamente del consumo de recursos naturales, recursos que se formaron hace· millones o miles de millones de años.

'

Términos clave astenosfera (pág. 18) Big Bang (pág. 13) ciclo de las rocas (pág. 21) corteza (pág. 19) escala de tiempo geológico (pág. 24) evolución orgánica (pág. 24) fósil (pág. 24) geología (pág. 6) hipótesis (pág. 8)

litosfera (pág. 18) manto (pág. 18) método científico (pág. 8) mineral (pág. 21) núcleo (pág. 18) placa (pág. 18) planetas jovianos (pág. 14) planetas terrestres (pág. 14) principio de actualismo (pág. 24)

roca (pág. 21) roca ígnea (pág. 22) roca metamórfica (pág. 22) roca sedimentaria (pág. 22) sistema (pág. 4) teoría (pág. -8) teoría de la nebulosa solar (pág. 13) teoría de la tectónica de placas (pág. · 19)

Cuestiones de repaso 1.

Que todos los organismos vivos son descendientes de diferentes formas de vida que existieron en el pasado es el enunciado central de: a. _ _ _ _el principio de la sucesión fósil; b. la tectónica de placas; c. ____el principio de actualismo ; d. la evolución orgánica; e. ____ninguno de los anteriores.

2.

Las rocas que resultan de la alteración de otras rocas, usualmente por debajo de la superficie, debido a la acción .del calor, la presión y la actividad química de los fluidos són: a .____rocas ígneas; b. rocas sedimentarias; c. ___~rocas metamórficas ; d. rocas volcánicas; e. ____las .respuestas a y d.

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CAPÍTULO I

3.

4.

L A T I E RR A: UN P LANE TA DI NÁM I CO Y EN EVO LU C IÓ N

Una combinación de partes relacionadas que interactúan de forma organizada es: un ciclo; a. b ._ _ __ una teoría; c. ____ actualismo; d. una hipótesis; e. ____ un sistema. De ac uerdo con la teoría actualmente aceptada como origen del sistema solar: a. una enorme n ebulosa se colapsó debido a su propia atracción gravitatoria; b. la nebulosa formó un disco con el Sol en su centro; c. se formaron planetesimales a partir de partículas gaseosas, líquidas y sólidas; todas las anteriores; d. e. ninguna de las anteriores.

5.

El estudio de los materiales de la Tierra es: a. _ ____,,,oeología económica; b. oeología física ; c. _____,.,o eología histórica; d. geología estructural; e. ____ geología medioambiental.

6.

Se cree que el movimiento de las placas se deb e a: a. ____ las fuenas gravitatorias; b. las diferencias de densidad entre el

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manto y el núcleo ; c. la rotación del manto alrededor del núcleo; d. ____las celdas de convección; e .____ el efecto Coriolis.

7.

La interacción entre la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera es uno de los principales responsables de: a. la formación de montañas ; b. la generación de magma; c. la me teorización. de los materiales terrestres; d. ___ _ el metamorfismo; e ._ _ _ _ el movimiento de placas.

8.

¿Cuál de los siguientes enunciados acerca de una teoría científica no es cierto?: a. ____es una explicación de algún fenómeno natural ; b. pueden realizarse enunciados predictivos a partir de ella; c. es una conjetura o suposición; d. tiene un gran número de evidencias que la apoyan; e. es comprobable .

9.

La litosfera está compu esta por: a. la corteza y la parte sólida del manto superior;

ACTIV ID A DES EN LA WORLD WIDE WEB

la astenosfera y la parte sólida del b. manto superior; c. la corteza y la astenosfera; d. las cortezas continental y oceánica exclusivamente; el núcleo y el manto . e. 10.

11.

12.

13 .

La premisa de que los procesos actuales han estado actuando a lo largo de todo el tiempo geológico es el principio de: sucesión fósil; a. actualismo; b. deriva continental;· c. d. tectónica de placas; deducción científica. e. ¿Qué capa tiene la misma composición que el manto pero se comporta de manera plástica?: la corteza continental; a. la corteza oceánica; b. el núcleo externo; c. d. el núcleo interno; e. la astenosfera. Explique lo que quiere decir esta afirmación: la riqueza y el bienestar de la economía mundial dependen completamen te de los recursos geológicos. ¿Por qué resulta importante para los geólogos disponer de una escala de tiempo precisa a la

29

hora de examinar los cambios en las temperaturas globales durante el pasado? 14.

¿Por qué es importante que todo el mundo tenga un entendimiento básico de la Geología, incluso aunque no vayan a trabajar como geólogos?

15.

Describa cómo utilizaría el método científico para formular una hipótesis que explique la similitud de las cadenas montañosas en la costa este de Norteamérica y en Inglaterra, Escocia y los países escandinavos. ¿Cómo comprobaría su hipótesis?

16.

Explique en qué se diferencian las tres capas principales de la Tierra y por qué la diferenciación en un p laneta formado por capas es probablemente el suceso más significativo de la historia de la Tierra.

17.

Indique cómo explica el principio de actualismo los sucesos catastróficos.

18.

Explique por qué la teoría de tectónica de placas es una teoría de unificación para la Geología.

19.

Explique la ventaja de utilizar un enfoque sistemático para el estudio de la Tierra.

20.

Explique por qué los conocimientos de Geología podrían resultar útiles a la hora de p lanificar una campaña militar contra otro país.

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Tectónica de placas: una teoría de unificación

CAPÍTULO 2

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

• Introducción • Las primeras ideas acerca de la deriva continental

ENFOQUE GEOLÓGICO 2.1: Petróleo,

tectónica de placas y política • ¿Qué evidencias hay de la deriva continental? ;.

• Paleomagnetismo y deriva de los polos • ¿Cómo se relacionan las inversiones magnéticas con la expansión del fondo oceánico? • ¿Por qué la tectónica de placas es una teoría de unificación? • Los tres tipos de bordes de las placas • Puntos calientes y plumas del manto • Determinación del movimiento de las placas • Mecanismo motor de la tectónica de placas • Influencia de la tectónica de placas en la distribución de recursos naturales • Influencia de la tectónica de placas sobre la distribución de la vida • Geo-Recapitulación

Imagen de Sudamérica generada gracias a la Misión de Topografía Mediante Radar de la Lanzadera Espacial, a bordo de fa lanzadera espacial Endeavour, lanzada el 11 de febrero de 2000. Puede verse claramente la cordillera de los Andes a lo largo de fa costa del Pacífico; esfa cordiflera es el resultado de fa subducción de la placa de Nazca por debajo de la placa Sudamericana. También puede verse al este de los Andes el río Amazonas, cuya cuenca ocupa buena parte de fa mitad septentrional de Sudamérica. Fuente: NASA

32

CAPITULO 2

TEC TÓ N I CA DE PL ACAS :

A TEORfA D E UN J F JCAC I Ó

·

Introducción las 8:46 de la mañana del 26 de enero de 2001, un terremoto de magnitud 7,7 asoló la región india de Gujarat, así como el vecino Pakistán. Arrasando los pueblos y derribando los edificios más altos en las ciudades, este terremoto causó unos daños estimados de más de 1.000 millones de euros. Se calcula que más de 20.000 personas muríeron, 167 .000 resultaron heridas y 600.000 quedaron sin hogar. Fue el terremoto más potente sufrido por la India desde 1950, cuando un terremoto de magnitud 8,5 mató a más de 1.500 personas. El 15 de junio de 1991, el monte Pinatubo, en las Filipinas, entró violentamente en erupción, arrojando ingentes cantidades d~ ceniza y de gas hacia la atmósfera . Afortuna damente, ya se había notificado la posibilidad de una inminente erupción y 200 .000 personas fueron evacuadas de las áreas .que rodean al volcán. A pesar de ello, la erupción causó 722 víctimas morta les. ¿Qué tienen en común estos dos sucesos trágicos y otras erupciones volcá~icas y terremotos igualmente destructivos? La respuesta es que ambos forman parte de las interacciones dinámicas que afectan ·a las placas que forman la Tierra . Cuando dos placas chocan, una de ellas se comprime o se desliza por debajo de.la otra, provocando grandes terremotos, como el que "cisolÓ la India en 2001 o el de Irán en 2003. A medida que l_a placa descendente se desliza hacia abajo y es absorbida en el interior de la Tierra, se generan magmas. Al ser menos denso que el material circundante, el magma asciende hacia la superficie, donde puede salir a través de un volcán, como por ejemplo el del monte Pinatubo en 1991 u otros que han entrado en erupción pos-

LAS PRIMERAS IDEAS ACERCA DE LA DERIVA CONTINENTAL a idea de que la geografía de la Tierra ha ido evolucionando no es nueva. Los primeros mapas que mostraban la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África proporcionaron, probablemente, a los estudiosos las primeras evidencias de que los continentes podían haber estado unidos en algún momento del pasado, después de lo cual se separaron y se desplazaron hasta su posición actual. A finales del sigl_o XIX, el geólogo austríaco Edward Suess observó las similitudes entre los fósiles de plantas

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teriormente. Por tanto, no resulta sorprendente que la distribución de los volcanes y de los terremotos se ajuste de forma bastante precisa a los bordes entre placas. Como hemos indicado en el Capítulo 1, la teoría de la tectónica de placas ha tenido consecuencias significativas y de gran alcance en todos los campos de la Geología, porque proporciona los fundamentos- para relacionar muchos fenómenos aparentemente no conectados entre sí. Las interacciones entre las distintas placas en movimiento determinan la localización de los continentes, de las fosas marinas y de los sistemas montañosos, que a su vez afectan a los patrones de circulación atmosférica y oceánica que determinan, en último t~rmino, el clima global (véase la Tabla 1.3). Los movimientos de las placas también han influido de manera profunda sobre la distribución geográfica, la evolución y la extinción de plantas y animales. Además, la formación y distribución de muchos recursos geológicos, como las vetas metálicas, están relacionadas con los procesos de la tectónica de placas, por lo que los geólogos incorporan la teoría de la tectónica de placas a la hora de acometer tareas de prospección. La mayoría de las personas desconoce lo que es la teoría de la tectónica de placas, o sólo tiene una vaga idea acerca de la misma. A pesar de ello, la tectónica de placas nos afecta a todos, bien debido a la destrucción provocada por los volcanes o terremotos o bien debido a consideraciones políticas o económicas (véase la sección Enfoque geológico 2.1). Por tanto, es importante comprender esta teoría unificadora, no sólo porque nos afecta como individuos y como ciudadanos de las naciones, sino también porque sirve para conectar entre sí muchos aspectos de la Geología a los que tendremos que enfrentarnos.

del paleozoico final en India, Australia, Sudáfrica y Sudamérica , además de descubrir evidencias de glaciación en las secuencias rocosas de estos continentes m eric:llonales. Los fósiles de plantas forman un tipo de flora original que aparece en las capas de carbón situadas justo encima de los depósitos glaciares de estos continentes meridionales. Este tipo de flora es muy distinto de la flora contemporánea de las turberas de los continentes septentrionales y se conoce, colectivamente, con el nombre de Glossopteris, debido al nombre de su género más conocido (• Figura 2.1). En su libro The Face of Earth, publicado en 1885 , Suess propuso el nombre Gondwana para un supercontinente compuesto de los continentes meridionales antes mencionados. Podemos encontrar fósiles abundantes de Glossopteris en los estratos de carbón en Gondwana, una

Petróleo, tectónica de placas y política

N

o resulta nada sorprendente que el petróleo y la política estén estrechamente relacionados. La Guerra lrán-lrak de 1980-1989 y la Guerra del Golfo de 1990-1991 fueron debidas al petróleo(• Figura 1). De hecho, muchos de los conflictos de Oriente Medio han tenido como causa principal el deseo de controlar los enormes depósitos de petróleo de la región. Sin embargo, la mayoría de la gente no es consciente de por qué existe tanto petróleo en esta parte del mundo. Aunque hay grandes concentraciones de petróleo en muchas áreas del mundo, más del 50 por ciento de las reservas conocidas se encuentran en la región del Golfo Pérsico . Sin embargo, resulta interesante conocer que esta región no se convirtió en un área de producción de petróleo en cantidades significativas hasta después de que se produjera la recuperación económica después de la Segunda Guerra Mundial. Después de la guerra, Europa Occidental y Japón en particular pasaron a depender del petróleo del Golfo Pérsico, y la mayoría de sus suministros siguen proviniendo de esta región. Los Estados Unidos también dependen de las importaciones del Golfo Pérsico, pero reciben cantidades significativas de petróleo procedente de otras fuentes, como Méjico o Venezuela. ¿Por qué hay tanto petróleo en la región del Golfo Pérsico? La respuesta radica en la Paleogeografía y en los

movimientos de las placas de esta región durante las eras Mesozoica y Cenozoica. Durante la era Mesozoica y, particularmente, durante el período Cretácico, en el que se formó la mayor parte del petróleo, el área del Golfo Pérsico era una amplia cuenca marina que se extendía hacia el este desde África. Esta plataforma continental se encontraba cerca del Ecuador, donde un número incontabÍe de microorganismos proliferaban en las aguas superficiales. Los restos de estos organismos se acumularon sobre los sedimentos del fondo y quedaron enterrados, dando comienzo al complejo proceso de generación del petróleo y de formación de los pozos petrolíferos. Como consecuencia de la formación de zonas de rift en el Mar Rojo y el Golfo de Adén durante la era Cenozoica, la placa

Arábiga se está movien do hacia el nordeste, alejándose de África y subduciendo por debajo de Irán. A medida que se subducían los sedimentos de la plataforma continental, durante las primeras etapas de la co lisión entre Arabia e Irán, el calor descompuso la·s moléculas orgánicas y condujo a la formación de petróleo. La inclinación del bloque arábigo hacia el nordeste permitió que el petróleo recién formado migrara hacia arriba en el interior de la placa arábiga. La continua subducción y colisión con Irán hi éieroh que se plegaran las rocas, creando una serie de trampas petrolíferas, de modo que la enorme área situada al sur de la zona de colisión (conocida con el nombre de Sutura de Zagros) es una de las principales regiones productoras de petróleo.

• Figura 1 El cielo nocturno de Kuwait iluminado por 700 pozos petrolíferos ardiendo, a los que prendieron llamas las tropas iraquíes durante la Guerra del Golfo, en 1991. Esos fuegos continuaron ardiendo durante 9 meses.

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34

CAPITULO 2

TEC TÓ N I C A D E PL ACA S: UNA T E ORÍA DE UNI F I CAC IÓ N .

Aunque ahora sabemos que el mecanismo expuesto por Taylor es incorrecto, una de sus contribuciones más significativas fue la sugerencia de que la dorsal Atlántica, descubierta por las expediciones británicas del HMS Challenger en 1872-1876, puede marcar la zona a lo largo de la cual un antiguo continente se dividió para formar el océano Atlántico que hoy en día conocemos.

Alfred Wegener y la hipótesis de la deriva continental • Figura 2.1 Hojas de Glossopteris de la form ación de Dunedoo, en Australia , correspondiente al Pérmico superior. Los fósiles de la flora Glossopteris pueden encontrarse en los cinco continentes de Gondwana, proporcionando evidencias de que estos continentes estuvieron anteriormente coneCtados.

provincia de la India. Suess pensaba que estos continentes meridionales estaban conectados mediante puentes de tierra a través de los cuales migraron las plantas y animales. Por tanto, según su visión, la similitud de los fósiles en estos continentes era debida a la aparición y desaparición de estos puentes de tierra de conexión. El geólogo americano Frank Taylor publicó un artículo en 191 O en el que presentaba su propia teoría de la deriva continental. En él, explicaba la formación de las cordilleras montañosas como resultado del movi miento lateral de los continentes. También concebía los continentes actuales como parte de grandes continentes polares que terminaron dividiéndose y desplazándose hacia el Ecuador después de que la rotación de la Tierra fuera supuestamente ralentizada por gigantescas fuerzas de marea. Según Taylor, estas fuerzas de marea se generaron cuando la Tierra capturó a la Luna hace unos 100 míllones de años.

Alfred Wegener, un meteorólogo alemán(• Figura 2.2), es generalmente reconocido como descubridor de la hipótesis de la deriva continental. En su obra monumental The Origin of Continents and Oceans (publicada por primera vez en 1915, y traducida al español con el título El origen de los continentes y los océanos) , Wegener propuso que todas las masas terrestres estaban originalmente unidas en un único supercontinente que denominó Pangea, palabra que en griego significa «toda la tierra». Wegener representó ese importante concepto del movimiento de los continentes mediante una serie de mapas que mostraban la ruptura de Pangea y el movimiento de los distintos continentes hasta su ubicación actual. Wegener recopiló una enorme cantidad de evidencias geológicas, paleontológicas y climatológicas para demostrar la deriva continental, pero la reacción inicial de la comunidad científica ante sus ideas, que en aquel momento parecían heréticas, fue de división de opiniones. De todos modos, el eminente geólogo sudafricano Alexander du Toit desarrolló aún más las argumentaciones de Wegener y recopiló más evidencias geológicas y paleontológicas para demostrar la deriva continental. En 19 3 7, du Toit publicó Our Wandering Continent, obra en la que comparaba los depósitos glaciares de

• Figura 2.2

- - - - - - - - - - - - --

Alfred Wegener, un meteorólogo alemán, propu so la hip ótesis de la deri va continental en 1912, basá ndose en una enorm e cantidad de eviden cias de carácter geológico,' paleontológico y climatol ó gico. En la fotografía podemos verle esperando el invierno .ártico dentro de un refugio en Groenlandia.

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¿QU~ EV ID ENCI-AS HAY D E LA DER I VA CO N T INENT AL?

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Gondwana con los depósitos de carbón de la misma antigüedad que pueden encontrarse en los continentes del hemisferio norte. Para resolver esta aparente paradoja climatológica, du Toit movió los continentes de Gondwana al Polo Sur y agrupó los continentes septentrionales de modo que los depósitos de carbón estaban ubicados en el Ecuador. Denominó a esta masa de tierra septentrional Laurasia; estaba compuesta de las actuales Norteamérica, Groenlandia, Europa y Asia (excepto la India).

¿QUÉ EVIDENCIAS HAY D: LA DERIVA CONTINENTA~~

1

ué evidencias utilizaron Wegener, Alexander du Toit y otros, para demostrar la hipótesis de la deriva continental? Entre esas evidencias podemos incluir el perfecto encaje de las líneas de costa de los continentes, la aparición de las mismas secuencias de rocas y de cordilleras montañosas de la misma edad en continentes que ahora están ampliamente separados, la correspondencia entre depósitos glaciares y zonas paleoclimáticas y las similitudes de muchos grupos de plantas y animales extintos cuyos restos fósiles pueden encontrarse hoy en día en continentes ampliamente separados.

¿

Encaje continental Wegener, como otros antes que él, estaba impresionado por el enorme parecido de las líneas de costa de los continentes en lados opuestos del océano Atlántico, particularmente las líneas de costa de Sudamérica y África. Citó estas similitudes como eyidencias parciales de que los continentes habían estado unidos en algún momento en un único supercontinente que después se dividió. Sin embargo, como sus críticos apuntaron, la configuración de las líneas de costa es el resultado de procesos de erosión y de deposición y está sometida, por tanto, a continua s modificaciones. Por tanto , incluso si los continentes se hubieran separado durante la era Mesozoica, como Wegen·er propuso, no resultaría probable que las líneas de costa encajaran de forma exacta. Un enfoque más realista consiste en encajar los continentes 'según el talud continental para el que la erosión sería mínima. En 1965, Sir Edward Bullard, un geofísico inglés, y dos de sus asociados mostraron que el mejor encaje entre los continentes tiene lugar a una profundidad de unos 2.000 metros (• Figura 2.3). Desde entonces otras reconstrucciones basadas en los datos más recientes sobre los fondos oceánicos han confirmado el perfecto encaje entre los continentes cuando se los une para formar Pangea.

• Figura activa 2.3 El mejor encaje entre los continentes tiene lugar a lo largo del talud continenta l, en el que la erosión sería mínima.

Similitudes en las secuencias de rocas y de las cordilleras Si los continentes estuvieron unidos alguna vez, entonces las rocas Y.las cordilleras de la misma edad en las ubicaciones correspondientes de los continentes opuestos deberían corresponderse de manera bastante precisa. En efecto, eso es lo que sucede con los continentes de Gondwana (• Figura 2.4). Las secuencias de rocas ma.rinas, no marinas y glaciares de edades comprendidas entre el Carbonífero y el Jurásico son casi idénticas para los cinco continentes de Gondwana, proporcionando una evidencia convincente de que estuvieron unidos en- -algún momento del pasado. Las direcciones de varias de las principales cordilleras también apoyan la hipótesis de la deriva continental. Estas cordilleras parecen terminar en la línea de costa de uno de los continentes para continuar, aparentemente, en otro continente situado al otro lado del océano. La plegada cordillera de los Apalaches, en Norteamérica, por ejemplo, se dirige hacia el nordeste a través de la zona oriental de los Estados Unidos y Canadá y termina abruptamente en la costa de Newfoundland. En el este de Groenlandia, en Irlanda, en Gran Bretaña y en Noruega hay cordilleras de la misma edad y con el mismo estilo de .deformaciones. Aun cuando estas cordilleras están actualmente separadas por el océano Atlántico, for-

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CA PI TU L O 2

Ea

Arenisca

TECTÓNICA DE PLACAS: UNA TEORÍA DE UNIFI CAC IÓN

[B] Coladas de lava basáltica

Jurásico Triásico

Pérmico



Estratos de carbón

~ Depósitos glaciares

Pensilvaniense



Basamentos de rocas cristalinas

Carbonífero (Mississipiense y Pensilvaniense)

Devónico

• Figura 2.4 Las secuencias de rocas marinas, no ma rinas y glaciares de las edades Carbonífero y Jurásico son prácticamente iguales pa ra todos los cont inentes de Gondwana. Esa gran similitud sug iere que esos contin entes est uvieron un idos en el pasado. El rango indicado mediant e G es el correspondiente a la flora Glossopteris. Fuente: Robert J. Foster, General Geology, 4.' edición,© 1990. Reimpreso con perm iso de Pearson Education, lnc., Upper Saddle River, NJ.

..... . "

man , en esencia, una cordillera continua cuando se colocan los continentes uno al lado del otro (• Figura 2.5 ).

Evidencias glaciares Durante la era Paleozoica tardía, enormes glacia res cubría n grandes áreas continentales del hemisfe rio sur. Entre las evidencias de esta glaciación podemos incluir las capas de till glaciar (sedimentos depositados por los glaciares) y las estriaciones (marcas de arrastre) en el lecho rocoso situado por de bajo del till. Sin embargo, los fósiles y la roca sedimentaria de la misma edad procedentes del hemisferio norte no incluyen indicios de glaciación . Las pl antas fó siles que se encuentran en los estratos de carbón indican que el he misferio norte tenía un clima tropical durante el tiempo en que el h emisferio sur estaba sometido a la glaciación . Todos los continentes de G ondwana, excepto la Antártida, es tán ubicado s ac tualmente cerca del Ecuador, disfrutando de un clima subtropical o tropical. El estudio de las es trías glaciares en los lechos rocosos de Australi a, Indi a y Sudam érica indica qu e los glaciares se movía n desde las áreas actualmente ocupadas por los

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Cinturón plegado del Cabo

• Figura 2.5 Cuando se j untan los continentes, sus co rd illeras forman una única cordi llera de la misma edad y co n el mismo esti lo de deformación. el Esta evidencia indica que los continentes estuvieron unidos pasado, separándose después.

en

l ¿Q U É EV ID ENCIAS H AY DE LA D E R I VA CONTI NEN T A L ?

océanos hacia la tierra. Esto resulta altamente improbable, porque los grandes glaciares continentales, como los que existían en los continentes de Gondwana (durante finales de la era Paleozoica) fluyen hacia afuera, viajando desde su área central de acumulación hacia el mar. Si los continentes no se hubieran movido en el pasado, sería necesario explicar cómo se movían los glaciares desde los océanos hacia la tierra y cómo pudieron haberse formado glaciares continentales tan inmensos cerca del Ecuador. Pero si juntamos los continentes en una única masa de tierra, estando Sudáfrica situada en el Polo Sur, la dirección de movimiento de los glaciares continentales de finales del Paleozoico sí que tiene sentido(• Figura 2.6). Además, esta disposición geográfica coloca los continentes septentrionales cerca del trópico, lo que resulta coherente con las evidencias fósiles y climatológicas correspondientes a Laurasia.

Evidencias fósiles Algunas de las evide ncias más convincentes de la deriva continental son las relacionadas con el registro fósil (• Figura 2.7) . .Podemos encontrar fósiles de flora como Glossopteris en los depósitos de carbón equivalentes de la edad Carbonífera y P érmica de los cinco continentes de Gondwana. La flora de Glossopteris está caracterizada por el h elecho fósil Glossopteris, así como por muchas otras plantas distintivas y fácilme nte identificables. El polen y las esporas de las plantas p ueden dispersarse a grandes distancias por la acción del viento, .pero las plan-

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tas de tipo Glossopteris producían semillas que eran demasiado grandes como p ara que el viento las transportara. Incluso si las semillas hubieran flotado a través del océano, probablemente no hubieran continuado siendo viables durante mucho tiempo en el agua salada. El clima actual de Sudamérica, África, India, Australia y la Antártida va desde el clima tropical al polar, y es de masiado diverso como para soportar los tipos de plantas que componen la flora de Glossopteris. Wegener concluyó, por tanto, que estos continentes debían h aber estado unidos en el p asado, de modo que todos estos lugares ampliamente separados se encontraran dentro del mismo cinturón climá tico latitudinal (Figura 2.7). Los restos fósiles de animales también proporcionan una gran evidencia de la de riva continental. Uno de los m ejores ejemplos es M esosaurus, un reptil de agua dulce cuyos fósiles se encuentran en las rocas de edad Pérmica de ciertas regiones de Brasil y Sudáfrica, y en ningún otro lugar del mundo (Figu ras 2. 7 y • 2.8). Puesto que la fisiología de los animales marinos y de agua dulce es completamente distinta, resulta difícil imaginar cómo podría un reptil de agua dulce haber nadado a través del océano Atlántico hasta e ncontrar un entorno de agu a dulce casi idéntico a su h ábitat a nterior. Adem ás, si Mesosaurus hubiera podido nadar a través del océano, sus restos fósiles deberfan estar ampliamente distrib uido~. Resulta más lógico asumir que Mesosaurus vivía en lagos dentro de lo que ahora son áreas adyacentes de Suda mérica y de África, pero que entonces formaban parte de un único continente.

• Figura 2.6

·-------- - - - ---

(a)

(b)

(a) Si los conti nent es de Gondwana se juntan d e modo q ue Sudáfrica quede situad a er¡ el Po lo Sur,. los movimientos g laciares indicados por ias estrías (flechas rojas), tienen sentido. En esta situación, el glaciar · · (área.blanca), localíza.do en un cl ima polar, se moví;;i radialmente hacia afuera d esd e un área central de gran espesor hacia la periferia. (b) Las estrías glaciares de la era Pérmica en los lechos rocosos expuest os en Hallet's Cove, Australia, ind ica n la d irección del movimiento de los glaciares hace más de 200 millones d e años.

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CAP ITULO 2

TECTÓNICA DE PLA CAS: UNA TEOR fA DE UNIFICACIÓN

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Arenisca

~ Coladas de lava basáltica

Jurásico Triásico

Pérmico

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Estratos de carbón

Depósitos glaciares

Pensilvaniense



Basamentos de rocas cristalinas

Carbonífero (Mississipiense y Pensilvaniense)

Devónico

• Figura 2.4 Las secuencias d e rocas marinas, no marin as y glaciares de las edades Carbonífero y Jurásico son prácticamente iguales para todos.los continentes de Gondwana. Esa gran similitud sug iere que esos continentes estuvieron unidos en el pasado. El rango indicado mediante G es el corresp ondiente a la flo ra G lossopteris. Fuente: Robert J. Foster, General Geology, 4.' edición, © 1990. Reimpreso con permiso de Pearson Education, lnc., Upper Saddle River, NJ.

man , en esencia, una cordillera continua cuando se colocan los continentes uno al lado del otro(• Figura 2.5).

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Evidencias glaciares Durante la era Paleozoica tardía, enormes glaciares cubrían grandes áreas continentales del hemisferio sur. Entre las eviden cias de esta glaciación podemos incluir las capas de till glaciar (sedimentos depositados por los glaciares) y las estriaciones (marcas de arrastre) en el lecho rocoso situado por debajo del till. Sin embargo, los fósiles y la roca s~dimentaria de la misma edad procedentes del h emisferio norte no incluyen indicios de glaciación. Las plantas fósiles que se en cu entran en los-estratos de carbón indican que el he misferio norte te nía un clima tropical durante el tiempo en que el h emisferio sur estaba sometido a la glaciación. Todos los continentes de Gondwana, excepto la Antártida, están ubicados actualmente cerca del Ecu ador, disfrutando de un clima subtropical o tropical. E l estudio de las estrías glaciares en los lechos rocosos de Australia, India y Suda m érica indica que los glaciares se movían desde las áreas actualme nte ocupadas por los

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~ºº km

Cinturón plegado del Cabo

• Figura 2.5

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_Cuando se juntan los continent es, sus cordilleras forman una única cordil lera d e la mism a ed ad y con el mismo est ilo d e d eformación. Esta evidencia indica que los continentes estuvieron unidos el pasado, sep arándose después.

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PALEOMAGNET!SMO Y D E RIVA D E LO S POLOS

~. \

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Polo Norte geográfico

~

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Líneas de fuerza Polo Norte magnética magnéti~

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Ecuador magnético Ecuador

~ (a)

(b)

• Figura 2.9

- - - --

(a) El campo magnético terrestre puede representarse mediante líneas de fuerza, al igua l que el de un imán corriente. (b) La intensidad del campo magnético varía uniformemente desde el ecuador magnético a los polos magnéticos. Este cambio. de intensidad hace que una aguja se oriente de forma para lela a la superfi cie de la Tierra única mente en el ecuador magnético, incrementándose su inclinaciÓn con respecto a la superficie hasta alcanzar 90 grados en los polos magnéticos.

tipo de configuración significa que la intensidad del campo magnético no es constante, sino que varía, siendo más débil en el ecuador y más fuerte e n los polos. Se considera que el campo magné tico terrestre se genera como resultado de la diferencia en velocidad de rotación entre el núcleo exterior y el manto . . Cuando el magma se enfría, los minerales que contienen materiales ferromagnéticos se alinean con el campo magnético terrestre, registrando así tanto su dirección como su intensidad. La temperatura a la que los minerales de hierro se magnetizan se denomina punto de Curie. Siempre y cuando la roca no vuelva a calentarse después por encima del punto de Curie, conservará ese magnetismo remanente . .De este modo, un antiguo flujo de lava nos proporcionará un registro de la orientación e intensidad del campo magné tico terrestre en el momento en que la colada de lava se enfrió. A m edida que las investigaciones en paleomagn e tis-"¡ mo fueron progresando durante la década de 1950, comenzaron a aparecer algunos resultados inesperados . Cuando los geólogos midieron el paleomagnetismo de rocas geológicamente recientes, vieron que concordaba en general con el campo magné tico actual de la Tie rra. Sin e mbargo, el paleomagn e tismo de las rocas más antiguas mostraba diferentes orientaciones. Por eje mplo, los estudios paleomagnéticos de las coladas de lava del Si-

lúrico en Norteamérica indicaban que el polo norte magnético estaba ubicado en el océano Pacífico occidental en aquel tiempo, mientras que las evidencias paleomagné ticas correspondientes a las coladas de lava del Pérmico indicaban otra ubicación distinta, situ ada en Asia. Al dibujar en un mapa .todos los resultados, las lecturas paleomagnéticas correspondientes a numerosas coladas de lava de todas las edades en Norteamérica permitían trazar el movimiento aparente del polo magnético a lo largo del tiempo (• Figura 2.10). Esta evidencia paleomagné tica recopilada en un único continente podía interpretarse de dos formas distintas: se podía pensar que el continente había permanecido fijo y que el polo norte magnético se había desplazado; podía interpretarse que el polo norte magnético se había mantenido fijo y que era el continente el que se h abía movido; o podía interpretarse que tanto el continente como el polo norte magnético se h abían desplazado. Los análisis realizados mostraban q ue los minerales magnéticos de las coladas de lava europeas del Silúrico y del P érmico apuntaban a una ubicación del polo magnético distinta de la correspondiente a Norteamé rica para la misma edad geológica (Figura 2. 1O). Adem ás, el análisis de las coladas de lava de todos los continente.s indicaba que cada continente teníá su propia serie de polos ·magnéticos; ¿Significaba esto que h abía diferentes © Cengagelearning Paraninfo ._ )

CAPÍTULO 2

TECTÓNICA DE PLACAS: UNA TEORfA D E UNIFICACIÓN

jamos entre sí los bordes continentales de modo que los datos paleomagnéticos apunten a un único polo magnético, nos encontramos, al igual que le sucedió a Wegener, con que las secuencias rocosas y los depósitos glaciares se corresponden y con que las evidencias fósiles son coherentes con la reconstrucción paleogeográfica.

¿CÓMO SE RELACIONAN LAS INVERSIONES MAGNÉTICAS CON LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO?

/

s • Figura 2.1 O

Las rutas aparentes de deriva de los polos en Norteamérica y Eu ro pa: Se muestra la ubicación aparente del polo norte magnético pa ra diferentes períodos en la ruta de deriva de los polos en cada continente. Fuente: de A. Cox y R. R. Doell, «Review of Paleo magnetism», G. S. A Bulletin, vol. 71, figura 33, página 758, con permiso del editor, la sociedad Geologica l Society of America, Bo ulder, Colorado. USA. Copyri ght © 1955 Geological Society of America.

polos norte magnéticos para cada continente? Esa explicación sería bastante poco probable y muy difícil de reconciliar con la teoría que explica la existencia del campo magnético terrestre. La mejor explicación para tales datos es que los polos magnéticos han permanecido cerca de sus actuales ubicaciones en los polos norte y sur geográficos, y que son los continentes los que se han desplazado. Cuando enea-

os geólogos hacen referencia al actual campo magnético terrestre diciendo que se trata de un campo m agnético normal, es decir, un campo magnético que tiene los polos magnéticos norte y sur ubicados aproximadamente en la posición de los polos geográficos norte y sur. En diversas épocas del pasado geológico, el campo magnético terrestre se ha invertido completamente. La existencia de dichas inversiones magnéticas fue descubierta datando y determinando la orientación del magnetismo remanente en las coladas de lava situadas en .tierra(• Figura 2.11). Una vez que su existencia fue firmemente establecida para las coladas de lava continentales, las inversiones magnéticas fueron descubiertas también en las rocas ígneas de la corteza oceánica, como parte de las intensas labores cartográficas realizadas en las cuencas oceánicas durante la década de 1960 (• Figura 2.12). Aunque la causa de las inversiones magnéticas es todavía incierta, su aparición en los registros geológicos está bien documentada.

• Figura 2.11 En el diagrama se muestran mediante flechas rojas las inversiones magnéticas registradas en una sucesión de coladas de lava , mientras que los sucesos registrados de polaridad normal se muestran mediante flechas negras.

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¿CÓMO SE RELAC I ONAN L AS I NVE R S I ONES MAGNÉT I CA S CON LA EX PANS I ÓN DEL FON DO OCEÁN I CO?

Dorsal oceánica

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Edad (millones de años) Magnetismo normal

Magnetismo invertido

------ 4,5 __,_ __

+

• Figura activa 2.12

Perfil magnético registrado mediante un magnetómetro

Secuencia continental de inversiones magnéticas

Coladas de lava continental

--

- -- - - - - · --------La secuencia de anoma lías magnéticas preservada en la corteza oceán ica a ambos lados de una dorsal oceá nica·es idéntica a la secuencia de inve rsiones magnéticas ya conoc ida a partir de las coladas de lava continentales. Las anomalías magnéticas se forman cua.n do el magma basáltíco rea liza una intrusión en las dorsa les oceáni cas. Cuando el magma se enfría por debajo del punto de Curie, registra la polaridad magnética terrestre que existiera en ese instante. La expansión del fondo oceánico divide la corteza previamente formada por la mitad, po r lo que ésta se mueve late ral mente, alej ándose de la cord illera oceánica. Las intrusiones repeti das hacen que quede regi~trada una serie simétrica de anomalías magnéticas que refl eja los períodos de polaridad norma l e invert ida. Las an om.alías magnéticas pueden regi stra rse mediante un magnetómetro, que mide la intensidad del campo magnético. Fue nte: re impreso co n permiso de A. Cox, «Geomagnetic Reversa Is», Science 163, 17 de enero, 1969. Copyright© 1969 American Association for the Advance ment of Science.

Además del descubrimiento de las inversiones magnéticas, la labor cartográfica de las cuencas oceánicas reveló también un sistema de dorsales de 65 .000 kilómetros de longitud, que constituye la cordillera mon tañosa más extensa de todo el mundo. Quizá la parte mejor conocida de este sistema de dorsales sea la dorsal Centroatlántica, que divide la cue nca oceánica del Atlántico en dos partes aproximadamente iguales (• Figura 2.13). Como parte de las investigaciones oceanográficas realizadas durante la década de 1950, Harry H ess, de la Universidad de Princeton , propuso la teoría de la expansión del fondo oceánico en 1962 para explicar el movimiento continental. H ess sugirió que los continentes no se mueven por encima de la corteza oceánica, sino que los continentes y la corteza oceánica se mueven juntos. Sugirió que los fondos marinos se van separando en las dorsales oceánicas, a medida que se forma nueva corteza debido al magma que asciende. A medida que el magma se enfría, la corteza oceánica recién formada se desplaza lateralmente, alejándose de la cordillera. Como m ecanismo motor de este sistema, Hess recuperó la idea de las celdas de convección térmica en

el manto . Según esta idea, el magma caliente sube desde el manto , se introduce por las fracturas a lo largo de las dorsales oceánicas y forma así nueva corteza . La corteza fría se ve subducida hacia el manto en las fosas oceánicas, donde se calienta y se recicla, completando así la celda de convección térmica (véase la Figura 1.9). ¿Cómo podría confirmarse la hipótesis de Hess? Las exploraciones magnéticas de la corteza oceánica revelaron anomalías magnéticas (desviaciones con respecto a la intensidad media del campo magnético terrestre) en las rocas, anomalías que eran simétricas con respecto a las dorsales oceánicas y paralelas a las mismas (Figura 2.12). Además, el patrón de anomalías magnéticas oceánicas se correspondía con el patrón de inversiones magné,ticas que ya se conocía a partir de los estudios de las coladas de lava continentales (Figura 2 . 11). Cuando el magma asciende y se enfría en la cresta de una dorsal, registra el campo magné tico terrestre que existe en ese momento, indicándonos si era normal o invertido. A medida que se form a nueva corteza en la cresta, la corteza previamente formada se aleja lateralmente de la cordillera. Estas bandas magné ticas, que representan los instantes de polaridad normal e invertida, son paralelas a

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CAP ITULO 2

TECTÓN I CA DE PL AC AS: UNA TEOHÍA DE UNIFI C AC IÓ N

• Figura 2.13

----·----

---

Representación del aspecto que tendría la cuenca del océano Atlántico si no hub iera agua. La característica más sob resaliente es la dorsal Centroatlántica.

las dorsales oceánicas (donde el magma ascendente forma la nueva corteza oceánica) y simétricas con respecto a las mismas, confirmando de forma concluyente la teoría de H ess de expansión del fondo oceánico. Una de las consecuencias de la teoría de la expansión del fondo oceánico es la confirmación de que las cuencas oceánicas son rasgos geológicam ente recientes, cuyas ap erturas y cierres son parcialmente responsables •del movimiento continental (• Figura 2.14). La datación radiométrica revela que la corteza oceánica más antigua tie ne m en os de 180 millones de años, mientras que la corteza continental más a ntigua tien e 3.960 millones de años. Aunque los geólogos no acepta n universalmente la id~a de las celdas de convección térmica como motor del movimiento de las placas, la mayoría de ellos aceptan que las placas se crean en las dorsales oceánicas y se destruyen en las fosas marinas, independientemente del m ecanismo motor implicado .

Perforaciones en las profundidades marinas y confirmación de la expansión del fondo oceánico Para muchos geólogos, los datos paleomagnéticos recopilados p ara avalar la deriva continental y la expansión del fondo m arino eran suficientemente convincentes. Los resultados del Proyecto de Perforación de las Profundidades Marinas (véase el Capítulo 9) han confirma-

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do las interpretacion es realizadas a partir de los estudios paleomagnéticos anteriores . De acuerdo con la hipótesis de la expansión del fondo marino , la corteza oceánica se está formando continuam e nte en las dorsales situadas e n mitad d e los océanos, se aleja de estas dorsales m ediante el mecanismo de expansión del fondo oceánico y se consume en las zonas de subducción . Si esto es así, e ntonces la corteza oceánica de be ser m ás joven en las dorsales y volverse progresivam ente más antigu a a medida que nos alejamos de ellas. Además, la antigüedad de la corteza oceánica debe estar distribuida simétricamente en torno a las dorsales. Como ya hemos indicado, los datos paleomagnéticos confirman estas suposiciones. Además, los fósiles de los sedimentos situados sobre la corteza oceánica y la datación radiométrica de las rocas encontradas en las islas oceánicas avalan esta predicción acerca de la distribución de edades de la corteza. Los sedimentos en mar abierto se acumulan , en prom edio , a una velocidad inferior a 0 ,3 centímetros cada 1.000 años. Si las c uencas oceánicas fueran tan antiguas como los continentes, cabría esperar que los sedimentos de las profundidades m arinas tuvieran un espesor de varios kilómetros. Sin e mbargo, los da tos obtenidos a partir de numerosas p erforaciones indican que los sedimentos de las profundidades marinas tien e n un espesor, como m áximo, de tan sólo unos cuantos centenares de metros, y son mucho m ás finos o están a usentes en las

¿ CÓM O SE RELA C I ONA N LAS INV E RSION ES MAGNÉTI C AS C ON LA E XPA N S I Ó N D E L FONDO O CEÁ NI C O ?

-

D D D -

Pleistoceno a la actualidad (0-1,6 m.a.)

-

Paleoceno (58-66 m.a.)

Plioceno (1 ,6-5 m.a.)

D

Cretácico superior (66-88 m.a.)

Mioceno (5-24 m a.)

D

Cretácico med io (88-118 m.a.)

Oligoceno (24-37 m.a.)

-

Cretácico inferior (118-144 m.a.)

Eoceno (37-58 m a.)

-

Jurásico superior (144-161 m.a.)

43

• Figura 2.14 La edad de las cue ncas oceán icas de todo el mundo, establecida gracias a las anomalías magnéticas, demuestra que la corteza oceánica más reciente es la adyacente a las dorsales y que su edad se incrementa a medida que nos alejamos de l eje de la dorsal. Fuente: tomado de Larson, R. L., et a/. (1985). The Bedrock Geology of the World, W. H. Freeman y Co., Nueva York, NY.

..

dorsales oceánicas. La práctica ausencia de sedimentos en las dorsales oceánicas no resulta sorprendente, dado que es en estas áreas donde se es tá generando continuamente nueva corteza, debido a la actividad volcánica y a la expansión del fondo oceánico. De acuerdo con

esto, los sedimentos han dispuesto de muy poco tiempo para acumularse en las dorsales o e n sus proximidades, donde la corteza oceánica es todavía joven, in'crementándose su espesor a medida que nos alejamos de las dorsales(• Figura 2.15).

• Figura 2.15 Corteza oceánica Sedimentos -r::.;;;....---7ef marinos profundos

Manto superior

Magma

Edad creciente de la corteza

El espesor total de los sedimentos se incrementa al alejarse de la dorsal oceánica

El espesor total de los sedimentos del fondo marino se incrementa a medida que nos alejamos de las dorsa les oceánicas. Esto se debe a que la corteza oceá ni ca es más an tigua a med ida que nos alejamos de las dorsales oceánicas, por lo que ha tenido más tiempo para que los sedimentos se acumulen»

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44

CAPITULO 2

TE CT Ó N I CA DE PL ACAS: UNA TEOHf A D E U N I FICACIÓN

¿POR QUÉ LA TECTÓNICA DE PLACAS ES UNA TEORÍA DE UNIFICACIÓN? a teoría de tectónica de placas está basada en un modelo sencillo de la Tierra. La litosfera rígida, compuesta de la corteza tanto oceánica como continental, así .como la parte subyacente superior del manto, está compuesta de numerosos fragmentos de tamaño variable denominados placas (• Figura 2.16). Las placas varían en cuanto a espesor: aquellas que están compuestas de la parte superior del manto y de corteza continental pueden tener hasta 250 kilómetros de espesor, mientras que.las compuestas de la parte superior del manto y de corteza oceánica tienen un espesor de hasta 100 kilómetros. La litosfera está situada por encima de la astenosfera semiplástica, que está más caliente y es más débil. Se cree que el movimiento resultante de algún tipo de sistema de transferencia de calor dentro de la astenosfera es lo que hace que se desplacen las placas superpuestás a la misma. A medida que las placas se desplazan sobre la astenosfera, se van separando, principalmente en las dor-

sales oceánicas; en otras áreas, como en las fosas oceánicas, colisionan y subducen, introduciéndose de nuevo en el manto. Una forma sencilla de visualizar el movimiento de las placas consiste en pensar en una cinta transportadora que trasladara el equipaje desde la bodega de una aeronave a un vehículo portaequipajes. La cinta transportadora representa las corrientes de convección dentro del manto y el equipaje representa las placas litosféricas terrestres . El equipaje es transportado por la cinta transportadora hasta que cae sobre el vehículo portaequipajes, de la misma forma que las placas son desplazadas por las celdas de convección h asta que subducen en el interior de la Tierra. Aunque esta analogía permite visualizar cómo tiene lugar el m ecanismo del movimiento· de las placas, debe tomarse , sin embargo, en un sentido limitado. La principal limitación es que, a diferencia del caso del equipaje, las placas están compuestas de corteza oceánica y continental, que tienen diferentes densidades, y sólo la corteza oceánica subduce en el interior de la Tierra. De todos modos, esta analogía nos proporciona una m anera sencilla de visualizar el movimiento de las placas. La mayoría de los geólogos aceptan la teoría de la tectónica de placas, en p arte debido a que la evidencia

• Placa Eurasiática



Eje de la dorsal



.



Zona de subducción



Punto caliente

-

Dirección del movimiento

• Figura 2.16

·------

Mapa del mundo donde se muestran las placas, sus bordes, su movimiento rel ativo y la ve locidad de movimiento en centímetros por año, así como los puntos calientes.

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L OS T RES T I P OS D E BORDES D E LAS PL AC A S

Oué haría Imagine que le han seleccionado para formar parte del primer equipo de astronautas en viajar a Marte. Mientras que sus dos compañeros de tripulación descienden hacia la superficie marciana, usted debe permanecer en el módulo de control dando vueltas al Planeta Rojo. Como parte de la investigación geológica de Marte, uno de los miembros de la tripulación cartografiará las características geológicas alrededor del lugar de aterrizaje y tratará de descifrar la historia geológica del área. Su trabajo, desde el módulo de control, consistirá en observar y fotografiar la superficie del planeta y tratar de determinar si Marte ha tenido un mecanismo activo de t ectónica de placas en el pasado y si en la actualidad las placas siguen moviéndose. ¿Qué características buscaría y qué evidencias podrían sugerir una actividad de tectónica de placas, en el presente o e n el pasado?

en que se apoya es abrumadora y tam bién a que enlaza muchas características y su cesos geológicos apare ntem ente no relacionados y muestra el modo e n q u e se interrelacionan. E n con secu encia, los geólogos contem plan ah ora muchos procesos geológicos, como la formación de m ontañ as, los seísmos y el volcanism o, desde la perspectiva de la tectónica de p lacas. Adem ás, puesto que todos los p lan etas interiores h an tenido un origen y una historia temprana similares, los geólogos están interesados en de termin ar si la tectónica de placas es exclusiva de la Tierra o si funciona de la misma m an era e n otros planetas (véase «Tectónica de los p lan e tas terrestres» en las páginas 46 y 4 7).

El ciclo del supercontinente Como resu ltado del movimie nto de las placas, todos los continentes se ju n taron para formar el supercontin en te Pangea al final de la era Paleozoica. Pangea comenzó a fragmentarse durante el período Triásico y continúa h aciéndolo, lo que explica la actual distribución de los contin entes y de las cuencas oceánicas. Se ha propu esto, en el plano teórico, que supercontinen tes constituidos por la totalidad o de la m ayor p arte de las masas terrestres se forman , fragmentan y se vuelven a formar en un ciclo que abarca los 500 millones de años. La hipótesis del ciclo del supercontinen te es una elaboración de las ideas del geólogo can adiense J. Tuzo Wilson. A principios de la década de 1970 , Wilson propuso un ciclo (ah ora conocido con el nombre del ciclo de Wilson) que incluye la fragmentación continen tal, la apertura y cierre de la cuenca oceánica' y la n ueva formación

45

del con tinente. De acu erdo con la hipótesis del ciclo del supercontinente, el calor se acumula debajo de un sup ercontin ente debido a qu e las rocas con tinentales son condu ctores muy p obres del calor. Como resultado de la acumulación del calor, el supercontinente se abomba y se frac tura. El m agm a basáltico qu e asciende desde . deb ajo rellen a las fracturas . A medida que esas fracturas llen as de basalto se en san ch an , comien zan a descender de n ivel y forman un océan o largo y estrech o, similar a n uestro actu al Mar Rojo. El ensanch amien to continuado de la grieta termina por formar una cu enca oceánica en expan sión , como la del Atlántico. Uno de los argumen tos más convin cen tes p ara los que defienden la hipótesis del ciclo del supercon tinen te es la «sorprenden te regularidad» de la formación de montañ as provocada p or la compresión durante .las ·colisiones continentales. Estos episodios de construcción de montañas tien en lugar cada 400 o 50 0 millones de añ os y están seguidos de un episodio de agrietamien to unos 100 millon es de años despu és. En otras palabras, un supercontinente se fragm e n ta y sus placas individuales se dispersan deb ido a un episodio de agrie ta miento, formándose u n océano in terior, y lu ego los fragm e ntos dispersos se vuelven a j untar p ara formar otro supercontin ente . El ciclo del sup ercontinente es otro ejemp lo más de h asta qu é punto están interrelacionados los diversos sistemas y subsistemas de la Tierra y cómo operan a lo la rgo de vastos períodos de tiempo geológico.

LOS TRES TIPOS DE BORDES DE LAS PLACAS u esto qu e p arece que la tectónica de placas h a estado ope rando desde al m enos el eón P roterozoico, es importante que enten damos cómo se mueven las p lacas y cómo interac túan en tre sí, así como la forma de reconocer sus antigu os bordes. Después de todo, el movimiento de las placas h a afectado de m an era profunda a la historia geológica y biológica de nuestro plan eta . Los geólogos reconocen tres tip os prin cipales de bordes de placas: divergentes, convergerites y transf orman.tes (Tabla 2 .1). A lo largo de estos bordes, se forman las nuevas placas, se consumen las placas ya existentes o las pla- . ca s se deslizan la te ralm e nte las unas resp ecto d e las otras. La interacción de las p lacas a lo largo de los bordes es respon sable de la m ayor parte de las erupciones volcánicas y terremotos de la Tierra, así como de la form ación y evolu ción de su s sistem as montañosos. © Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO 2

TEC TÓNI CA DE PLA C AS: UNA T E ORÍA DE UNI F I C ACIÓ N

Tabla 2.1

------------- - ----- - -

Tipos de bordes de las placas Tipo

Ejemplo

Elementos geomorfológicos

Volcanismo

·Divergente Oceánica

Dorsal Centroatlántica

Dorsal oceánica central con valle de rift axial

Basalto

Continental

Valle del Rift, en África oriental

Valle de rift

Basalto y riolita, sin andesita

Oceánica-oceánica

Islas Aleutianas

Arco de islas vo lcánicas, fosa oceánica alejada de la costa

Andesita

Oceá ni ca-conti nenta 1

Cordillera de los Andes

Fosa oceánica alejada de la costa, cadena de montañas volcánicas, cinturón montañoso

Andesita

Continental-continental

Cordillera de los Himalayas

Cinturón montañoso

Menor

Falla de San Andrés

Valle de falla

Menor

Convergente

Transformante

Bordes divergentes Los bordes divergentes de las placas o dorsales en expansión se producen allí donde las placas se están separando, con formación de nueva litosfera oceánica. Los bordes divergentes son esos lugares en los que la corteza se expande, se vuelve más fina y se fractura a medida que el magma, generado por la fusión parcial del manto, asciende a la superficie. El magma es casi por completo basáltico y se introduce en las fracturas verticales para formar diques y coladás de lava almohadillada (véase la Figura 5. 7). A medida que las sucesivas inyecciones de magma se enfrían y se solidifican, forman nueva corteza oceánica y registran la intensidad y orientación del campo magnético terrestre (Figura 2.12). Los bordes divergentes suelen aparecer principalmente a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas, como por ejemplo la Dorsal Centroatlántica. Las dorsales oceánicas se caracterizan, por tanto, por una topografía rugosa con elevado relieve, que resulta del desplazamiento de las rocas a lo largo de grandes fracturas, de los terremotos con epicentro superficial, del alto flujo calorífico y de las coladas basálticas o coladas de lava almohadillada. Los bordes de placa divergentes también están presentes bajo los continentes durante las etapas iniciales de la ruptura continental (• Figura 2.17) . Cuando el magma asciende bajo un continente, la corteza inicialmente se eleva, se hace más fina y se estira, produciendo fracturas y valles de rift (Figura 2. l 7a). Durante esta etapa, el magma normalmente se introduce en las fallas y fracturas, formando sills, diques y coladas de lava; estas últimas cubren a menudo el suelo del valle de rift (Figura 2. l 7b). El Valle delRift de África oriental es un ejem-

plo excelente de esta etapa de ruptura continental (• Figura 2.18). A medida que la separación continúa, algunos valles de rift continúan alargándose y h_a ciéndose más profundos, hasta que la corteza continental termina por romperse y se forma un estrecho brazo de mar, separando los dos bloques continentales (Figura 2. l 7c). El Mar R~o, que separa la pení~sula Arábiga de África, es un buen ejemplo de esta etapa de abombamiento y formación de grietas (rifting) (Figura 2.18). A medida que el brazo de mar recientemente for-mado continúa agrandándose, puede llegar a convertirse en una cuenca oceánica en expansión, como la actual cuenca del océano Atlántico, que separa en miles de kilómetros Norteamérica y Sudamérica de Europa y África (Figura 2. l 7d). La Dorsal Centroatlántica es el borde entre estas placas divergentes; las placas americanas se están moviendo hacia el oeste, mientras que las placas eurasiática y africana se mueven hacia el este.

Un ejemplo de antiguo rifting . ¿Qué características del registro geológico pueden utilizar fos geólogos para reconocer la antigua formación de rifting? Asociadas con las regiones' con rifting contÜJ.ental podemos encontrar fallas, diques , sills, coladas de lava y secuencias sedimentarias de gran espesor dentro de los valles de rift. Las cuencas falladas de edad triásica de la zona este de los Estados Unidos son un buen ejemplo de antiguos agrietamientos continentales (véase la Figura 22. 7). Estas cuencas de falla marcan la zona de rifting que se produjo cuando Norteamérica se separó de África. Las cuencas contienen miles de metros de sedimentos continentales y están surcadas por diques y sills (véase el Capítulo 22).

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----~ ·

_.....:.__

___ __ :_

~· - --

LOS TRES T I POS D E BORD E S DE LAS PLA C AS

49

Vía marítima estrecha

/

(a)

(c)

/

Astenosfera Bloques de falla

Plataforma continental

Dorsal

Rift

/

Nivel del mar

/ Corteza - -oceánica

(d)

• Figura activa 2.17

---- -- -

Historia de un borde de placa divergente. (a) El magma en ascensió n por debajo de un continente empuja a la corteza hacia arrfüa, produciendo numerosas griet as y fracturas. (b) A medida que la corteza se estrecha y se vuelve más fina, se d esarro llan una serie de va lles de rift y la lava fluye po r el suelo del valle. (c) La continua exp ansión separa aún más el conti nente hast a q ue se desarrolla un estrecha vía marítima. (d) A medida que continú a la separación, se form a un sistema d e d orsa l oceánica y se d esarro lla y crece una cuenca oceánica.

Bordes convergentes Mientras que la nueva corteza se forma en los bordes entre placas divergentes, Ja corteza antigua debe destruirse y reciclarse para que la superficie total de· la Tierra continúe siendo la misma. En caso contrario,_la Tierra entera estaría expandiéndose. Esta destrucción de placas tiene lugar en los bordes de placa convergentes, en la que dos placas colisionan y la parte frontal de una de ellas subduce por debajo del margen de la otra placa, llegando eventualmente a in corporarse a la astenosfera. Los bordes convergentes se caracterizan por la deformación, el volcanismo, la formación de montañas, el

metamorfismo, la actividad sísmica y depósitos minerales importantes. Podemos distinguir tres tipos de bordes en las placas convergentes: oceánica-oceánica, oceánicacontin ental y continental-continental.

Borde convergente oceánico-oceánico. Cuando dos placas oceánicas convergen , una subduce debajo de la otra a lo largo d e un borde e ntre placa oceánica y placa oceánica (• Figura 2. 19 ). La placa que subduce se curva h acia abajo para form ar la pa red exteri or de una fosa submarina. A lo largo de la pared interna de la fosa oceánica se forma un complejo de subducción, compuesto de secciones con forma de cuña de sedimentos © Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO

2

TECTÓNICA DE PLACAS: UNA TEORÍA DE UNIFICACIÓN

arco de islas volcánicas (cualquier plano que intersecte a una esfera forma un arco). Este arco es casi paralelo a la fosa oceánica y está separado de ella por una distancia de hasta varios cientos de ldlómetros; esa distancia depende del ángulo con el que se hunde la placa en subducción (Figura 2.19). En aquellas áreas en las que la velocidad de subducción es superior al movimiento hacia adelante de la placa que no es subducida, la litosfera del lado del arco de islas volcánicas situado hacia tierra puede estar sujeto a fuerzas de tensión y verse estirado, reduciéndose su espesor y dando como resultado la formación de una cuenca trasarco. Esta cuenca trasarco puede crecer por extensión si el magma irrumpe a través de la fina corteza y forma nueva corteza oceánica (Figura 2.19). Un buen ejemplo de cuenca trasarcó asociada con un borde entre placas de tipo oceánico-oceánico es el Mar de Japón, situado entre el continente asiático y las islas japonesas. La mayoría de los actuales arcos de islas volcánicas activas se encuentran en la cuenca del océano Pacífico e incluyen las islas Aleutianas, el arco de Kermadec-Tonga y las islas japonesas y Filipinas. Los arcos de islas de Scotia y de las Antillas (Caribe) se encuentran en la cuenca del océano Atlántico.

• Figura 2.18 El Valle del Rift de África oriental se está formando por la separación del este de África del resto del continente a lo largo de un borde de placas divergentes. El Mar Rojo representa una etapa más avanzada del rifting, en la que dos bloques continentales están separados por un estrecho brazo de mar.

marinos plegados y fallados y restos de litosfera oceánica procedente de la placa descendente. A medida que la placa subducida desciende hacia el manto, se calienta y se funde parcialmente, gerierando magma de composición generalmente andesítica. Este magma es menos denso que las rocas del manto que lo rodean y asciende hacia la superficie de la placa no subducida para formar una cadena curvada de islas volcánicas denominada

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Bordes convergentes oceánico-continental. Cuando convergen una placa oceánica y otra continental, la placa oceánica, más densa, subduce por debajo de la placa continental, a lo largo de un borde entre placas oceánica y placa continental (• Figura 2.20). Al igual que en el caso de los bordes entre placas oceánica-oceánica, la placa oceánica descendente forma la pared externa de una fosa submarina. El magma generado por subducción asciende por debajo del continente y, o bien cristaliza en forma de grandes rocas plutónicas antes de alcanzar la superficie, o bien sale en forma de erupción en la superficie para producir una cadena de volcanes andesíticos (también denominada arco volcánico). Un ejemplo excelente de borde entre placas oceánico-continental es la costa pacífica de Sudamérica, donde la placa oceánica de Nazca está siendo actualmente subducida por debajo de Sudamérica (Figura 2.16). La frontera Perú-Chile marca el lugar de subducción y la cordillera de los Andes es la cadena montañosa volcánica resultante en la placa no subducida.

Borde convergente continental-continental. Dos continentes que se aproximen el uno al otro estarán inicialmente separados por un suelo oceánico que estará siendo subducido por debajo de uno de los continentes. El borde de dicho continente mostrará las características típicas de la convergencia oceánico-continental. A medida que el suelo oceánico continúa siendo subducido, los dos continentes se aproximan hasta que terminan por co-

\

\

LOS T RES T IP OS DE BORD ES DE L AS PLA C AS

Cuenca Corteza continental

51

Arco de islas volcánicas __-Nivel del mar

~"'

____.-Complejo de subducc'ón

~

\

Corteza oceánica

Astenosfera

• Figura activa 2.19 Borde entre placas oceánica-oceánica. Una fosa submarina se forma cuando una placa oceánica subduce debajo de otra. En la placa no subd ucida, se forma un arco de islas volcánicas debido al magma en ascensió n g enerado a p artir de la p laca en sub ducció n.

el sistema montañoso más alto de la Tierra, es el resul-

lisionar. Puesto que la litosfera 'c ontinental, que está compuesta de corteza continental y del manto superior, es menos densa que la litosfera oceánica (la corteza oceánica y el manto superior), no puede hundirse dentro de 'la asteµosfera. Aunque un continente pueda deslizarse parcialmente por debajo del otro, no puede ser arrastrado ni empujado a una zona de subducción (• Figura 2.21). Cuando dos continentes colisionan, se unen a lo largo de una zona que marca la antigua zona de subducción. En este borde convergente continental-continental, se forma un anillo montañoso interior compuesto por sedimentos y rocas sedimentarias deformados, intrusiones ígneas, rocas metamórficas y fragmentos de corteza oceánica. Además, toda la región está sujeta a numeros.os terremotos. Los Himalayas, en el Asia central,

tado de la colisión entre la India y Asia, que comeilzó hace entre 40 y 50 millones de años y que todavía continúa (véase el Capítulo 10).

Cómo reconocer antiguos bordes entre placas convergentes. ¿Cómo pueden· reconocerse en el registro geológico las antiguas zonas de subducción? Las rocas ígneas proporcionan una de las claves. El magma que surge en forma de erupciones en la superficie, formando volcanes de arcos de islas y volcanes continentales, es de composición andesítica. Otra clave puede encontrarse en la zona de rocas intensamente deformadas situadas entre la fosa oceánica de las profundidades marinas en la que está teniendo lugar la subducción y el área de acti-

Fosa oceánica

/

Volcán

J J

f:*

I

Complejo de / subducción

Corteza oceánica

• Figura activa 2.20

I

Manto superior Astenosfera

Bord e convergente oceánico-continental. Cuando una placa oceánica ·subduce por deb ajo de una placa continenta l, se forma una cordillera montañosa volcánica : andesítica en la p laca continenta l, como resultado de la ascensión del magma.

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j

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CAP ITULO 2

TECTÓN I CA DE PLA CAS: UNA TEOR fA D E UNIFICAC I ÓN

Complejo de subducción deformado y metamorfizado

Cadena montañosa

• Figura activa 2.21 Borde convergente continental-continental. Cuando convergen dos p lacas continentales, ninguna de las dos subduce, debido a su gran espesor y a sus densidades, que son bajas e iguales. A medida que colisiona n las dos placas continentales, se forma una ca dena montañosa en el interior de un nuevo co ntinente, q ue ahora será de mayor tamaño.

superior Astenosfera Corteza oceánica

viciad ígnea. Aquí, los sedimentos y las rocas submarinas se pliegan, se ven surcados de fallas y se metamorfizan en una mezcla caótica de rocas denominada «m elange». Durante la subducción, en ocasiones se incorporan a la «mélange» fragmentos de litosfera oceánica y esos fragmentos se acrecionan sobre el borde del continente. Dichas lonchas de corteza oceánica y manto superior se denominan ofiolitas (• Figura 2.22). Están compuestas de una capa de sedimentos marinos que incluye areniscas coh abundantes feldespatos y fragmentos rocosos , generalmente ricos en arcillas y nódulos de pizarra negruzcos. Estos sedimentos marinos suelen estar situados por encima de lavas almohadilladas, un complejo de diques en capas y gabro. masivo y en capas, todos los cuales forman la corteza oceánica. Por debajo del gabro está la peridodita, que probablemente representa el manto superior. Las ofiolit~s son buenos indicadores de la convergencia entre placas a lo largo de una zona de subducción. Podemos encontrar cinturones alargados de ofiolitas, andesitas y rocas sedimentarias marinas plegadas y falladas en los Apalaches, los Alpes, el Himalaya y los Andes. La combinación de dichas características represen ta una biiena prueba de que estas cordilleras montañosas nacieron como resultado de la deformación a lo largo de bordes entre placas convergentes.

Bordes transformantes El tercer tipo de borde entre placas es el borde transformante . Estos bordes suele n aparecer a lo largo de fracturas producidas en el fondo marino y cono~idas con el nombre de f allas transformantes, donde las placas se deslizan lateralmente una con. respecto a otra, de forma

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Sedimentos marinos profundos Lavas almohadilladas Diques en capas

Corteza oceánica

Gabro masivo Gabro en capas Manto superior

Peridotita

• Figura 2.22 ~~~~~~~~~~

Las ofiolitas son secuencias de rocas expuestas en la superficie terrestre, y compu~stas d e sed imentos marinos, corteza oceánica y manto superior.

aproximadamente paralela a la dirección del movimien to de las placas. Aunque a lo largo de un borde de falla transformante no se crea ni se destruye litosfera, el movimiento entre las placas genera una zona de rocas trituradas y numerosos terremotos de foco superficial. Las fallas transformantes «transforman» o cambian un tipo de movimiento entre placas en otro tipo de movimiento. Normalmente, las fallas transformantes conectan dos segmentos de· dorsal oceánica, pero también pueden conectar dorsales con fosas submarinas y fosas

PUNTOS CAL I ENTES Y PLU MAS D E L MA N T O

Falla transformante Dorsal

Nivel del ___ ¡ mar

º°'""/ / oceánica

Manto superior

(a)

Fosa submarina

oceánica~

Falla transformante

Corteza /

Fosa submarina

PUNTOS CALIENTES Y PLUMAS DEL MANTO

/

Fosa Falla submarina transformante

Dorsal

/ Manto

(e)

• Figura 2.23

submarinas entre sí(• Figura 2.23). Aunque la mayoría de las fallas transformantes se encuentran eµ la corteza oceánica y están marcadas por zonas de fractura bien evidentes, también pueden extenderse al interior de los continentes. Una de las fallas transformantes mejor conocidas es la falla de San Andrés, en California, que separa la placa del Pacífico de la placa norteamericana y conecta las dorsales en expansión del Golfo de California con las placas de Juan de Fuca y del Pacífico, lejos de la costa de California septentrional(• Figura 2.24). Muchos d e los terremotos que afectan a California son el resultado del movimiento a lo largo de esta falla. Lamentablemente, las fallas transformantes generalmente no dejan ninguna característica distintiva, salvo por el evidente d esplazamiento d e las rocas con las que están asociadas. Este desplazamiento suele ser de gran magnitud, del orden de las decenas o centenares de ldlómetros. Dichos grandes desplazamientos en las antiguas rocas pueden en ocasiones relacionarse con los sistemas de fallas transformantes.

Manto superior

(b)

Corteza / oceánica

Nivel del mar

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- -- - --- - -· - -·--------El movimiento horizontal entre placas tiene lugar a lo largo de una fa lla transformante. (a) La mayoría de las fall as tra nsformantes conectan dos segmentos de una dorsal oceánica. Observe que el movimiento relativo entre las placas sólo tien-e lugar entre las dos dorsales. (b) Una fa lla transform ante que conecta dos fosas submarinas. (c) Una fa lla transformante que conecta una dorsal con una fosa submarina.

ntes de dejar el tema de los bordes de placas, d eb emos mencionar una característica interna de las placas que puede encontrars~ tanto deb ajo de las placas oceánicas como d e lás continentales. Los puntos calientes son ubicaciones en la s que unas . columnas esta cionaria s de magma, que se originan en las profundidades del m a nto (plumas del manto), ascienden lentame nte hacia la superficie y forman volcanes (Figura 2.16) . Puesto que las plumas del manto permanecen aparentemente estacionarias (aunque ciertas evidencias sugieren que podrían no estarlo) mientras las placas se mueven sobre ellas, los puntos calientes resultantes dejan un rastro de volcan es extintos, progresivam ente m ás viejos, denominados dorsales asísmicas, que registran el movimiento de la placa. Uno de los m ejores ejemplos de dorsales asísmicas y puntos calientes es la cadena formada por las islas h awaianas y el monte submarino del Emperador (• Figura 2 .25). Esta cadena de isla.s .y montes submarinos (estruc turas de origen volcánico que se elevan m ás de un ld lóm e tro por encima del fondo m arino) se extienden desde la isla de Hawai hasta]~ fosa Al~utiana, próxim a·a

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CAPITULO 2

TE CT Ó N I CA D E PL ACAS: U N A TEORÍ A D E U N IFI CAC I Ó N

COLUMBIA BRITÁNICA

OREGÓN

PLACA ·NORTEAMERICANA NEVADA

Alaska , recorriendo una distancia de unos 6.000 ki lómetros, y está compuesta de más de 80 estructuras volcánicas. Actualmente, los únicos volcanes activos en esta cadena de islas son la isla de Hawai y el monte submarino de Loihi. El resto de las islas son estructuras volcánicas extintas que se hacen progresivamente más antiguas hacia el norte y el noroeste. Esto significa que la cadena formada por los montes submarinos del Emperador y las islas hawaianas registran la dirección que la placa del Pacífico ha recorrido a medida que se movía sobre una pluma del manto aparentemente estacionaria. En este caso, la placa del Pacífico se movió primero en dirección norte-noroeste y luego, como queda indicado por la pronunciada curva descrita por la cadena, cambió a una dirección oeste-noroeste hace unos 43 millones de años.,No se conoce la razón por la que la placa del Pacífico cambió su dirección de movimiento, pero ese desplazamiento puede estar relacionado con la colisión de la In dia con el continente asiático, que se produjo más o menos al mismo tiempo (véase la Figura 10.23).

DETERMINACIÓN DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS OCÉANO PACfFICO

PLACA DEL PACÍFICO

-

Dorsal oceánica

•••

Zona de subducción

Fallas transforman tes

• Fig ura 2.24 Bordes de falla transformante. La falla de San A ndrés es una falla transformante quE? separa la placa del Pacífico de la p laca norteamericana. El movimierito a lo largo de esta fa ll a ha provocado numerosos terremotos. La fotografía muestra un fragmento de la fa ll a de San Andrés, a su paso por Carrizo Plain, Californi a. Fuente: inset , U.S.G.S.

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qué velocidad y en qué dirección se mueven las placas terrestres? ¿Se mueven todas ellas a la misma velocidad? La velociclacl de movi miento ele las placas puede calcularse de diversas maneras. El método menos preciso consiste en determinar la edad ele los sedimentos situados inmediatamente encima ele cualquier parte de la corteza oceánica y dividir dicha edad por la distancia con respecto a la dorsal de expansión. Dicho cálculo proporciona una velocidad media de movimiento . Un método más preciso para determinar tanto la veIociclacl media ele movimiento como el movimiento relativo consiste en datar las anomalías magnéticas en la corteza del fondo marino. La distancia desde el eje de una dorsal oceánica a cualquier anomalía magnética inclica la anchura del nuevo fondo marino que se ha formado durante dicho intervalo de tiempo . Así, para un intervalo de tiempo determinado, cuanto más alta sea la banda ele fondo marino , más rápido se habrá movido la placa. De esta forma , no sólo puede determinarse la velocidad media actual ele movimiento y el movimiento relativo (Figura 2 .16), sino que también puede calcularse la velocidad media de movimiento en el pasado, cliviclienclo la distancia entre anoma lías entre el tiempo transcurrido entre esas anomalías.

¿

ME CAN IS MO M OTOR DE LA TECTÓN I CA D E P LACAS

Kamchatka

Nivel Islas Nivel del mar Aleutianas del mar

55

Costa de Alaska

Kauai 3,8-5,6

".

Oahu 2,3 -3,3

-.A

~

Molokai 1,3-1,8

...... '

Maui 0,8-1 ,3

Corteza oceánica Astenoslera

Hawai 0,7 a la actualidad

• Figura activa 2.25 La cad ena de las islas hawaianas y los m ontes submarinos del Emperador, formad os como resultado d el movimiento de la placa del Pacíf ico sobre un punto ca liente. La línea de islas volcánicas traza la dirección del m ovimiento de la ~laca. Los números indica n las edades de las islas en m illones de años.

Los geólogos no sólo calculan la velocidad media de movimiento de las placas a partir de las anomalías magn é ticas, sino que también las utilizan para determinar la posición de las placas en diversos instantes del pasado. Puesto que las anomalías magnéticas son paralelas y simé tricas con respecto a las dorsales de expansión, lo único que hace falta para d e te rminar la posición . d e los continentes en el momento en que se formaron determinadas anomalías concretas consiste en desplazar de nuevo hacia atrás las anomalías d e la dorsal de expansión, lo que hará que los contine ntes se muevan también con ellas (• Figura 2.26). Desafortunadamente, el proceso de subducción destruye la corteza oceánica y el registro magnético qu e contiene. Así, dispon emos de un excelente registro de movimiento de las placas desde la fragmentación de Pangea, p ero nuestra comprensión del movimiento d e las placas a ntes de ese momento no es tan buena. La velocidad m edia de movimiento, así como el movimiento rela tivo entre dos placas cualesquiera, también puede determinarse mediante técnicas de determinación de distancias por láser vía satélite . Con este procedimien~ to, un haz de rayos láser emitido por una estación situada en una placa rebota en un satélite (en órbita geosíncrona) y llega a otra estación situada e n otra placa diferente. A m edida que las p lacas se aleja n la una resp ecto de la otra, el h az de rayos láser tarda más tiempo en llegar desde la estación e misora hasta.el satélite esta-

cionario y a la estación receptora. Esta diferencia en el tiempo transcurrido se utiliza para calcular la velocidad del movimiento y el movimiento relativo entre las placas. Los cálculos de movimiento de las placas derivados de las inversiones magn éticas y de las técnicas de determinación de distancias m ediante láser vía sa téllte sólo nos proporcionan el movimiento relativo d e una placa con respecto a otra. Los puntos calientes permiten a los geólogos determinar el movimiento absoluto, porque proporcionan una referencia aparentemente fija a partir de la cual puede medirse la velocidad y dirección del movimiento de las placas. La cadena antes mencionada compuesta por las islas h awaianas y los montes submarinos del Emperador se formó como resultado del movimiento por encima de un punto caliente . De este modo, la línea de islas volcánicas traza la dirección de movimiento de la placa y la da tación de los volcanes permite a los geólogos determin ar la velocidad de movimiento.

MECANISMO MOTOR DE LA TECTÓNICA DE PLACAS no de los principales obstáculos para la acep tación del con cepto de. la de riva continental era la falta de un m ecanismo motor que explicara el movimiento de los continentes. C u ando se de© Cengage Learning Paran info

J

CAPITULO 2

TECTÓNI C A DE PLA C AS: UNA T E ORfA D E UNIFICA C IÓN

Anomalía 31

Anomalía 31

Fosa oceánica

Dorsal oceánica

Dorsal oceánica

Litosfera Fosa ocetmica

(a) Fosa oceánica

Dorsal oceánica

Fuente de calor

(b)

• Figura 2.26 ---~-

------ -----

Reconstrucción de las posiciones de las p lacas ut ilizando las anomalías magnéticas. (a) El At lántico norte en la actua lidad, mostrando la Dorsal Ce ntroat lántica y la anoma lía 31, que se formó hace 67 millones de años. (b) El océano Atlántico hace 67 millones de años. La anomalía 31 marca el borde entre las p lacas en aquel instante. Vo lviendo a juntar las anomalías, junto con las placas en las que se encuentran, podemos reconstruir la posición anterior de los continentes.

mostró que los continentes y los fondos oceánicos se movían juntos, no de forma separada, y que se formaba nueva corteza en las dorsales en expansión debido al m agma ascendente, la m ayoría de los geólogos aceptaron algún tipo de sistema de convección de calor como proceso básico responsable del movimiento de las placas. Sin em bargo, la cuestión sigue siendo la misma: ¿qué es lo que hace moverse a las placas? Se han propuesto .dos modelos que incluyen celdas de convección térmica para explicar el movimie nto de las placas (• Figura 2.27). En uno de los modelos , las celdas de convección térmica están restringidas a la astenosfera; en el segundo modelo, todo el manto está implic ado en el mecanismo. En ambo s modelos, las dorsales en expansión m arcan los tramos ascendentes de

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Fosa oceánica

(b)

• Figura activa 2.27

- - - - - - - - - - - - ------ - - - - ----------

Se han propuesto dos modelos co n ce ldas de convección térm ica para explicar el movimiento de las placas. (a) En uno de los modelos, las ce ldas de convección térmica están restringid as a la astenosfera. (b) En el otro modelo, las celdas de convección té rm ica implican a todo el manto.

celdas de convección adyacentes , mientras que las fosas oceánicas están presentes allí donde las celdas de convección vuelven a descender h acia el interior de la Tierra. Las ubicaciones de las dorsales en expansión y de las fosas oceánicas están, por tanto, determinadas por las propias celdas de conve.c ción, y la litosfera descansa sobre la celda de convección térmica. Cada placa corresponde, así, a una única celda de convección. Aunque la mayoría de los geólogos están de acu erdo en que el calor interno de la Tierra juega un importante

INFLUENCIA D E L A T E CT_ÓNICA DE PLACAS EN LA DISTRIBUCIÓN D E RECURSOS N ATURALES

papel en el movimiento de las placas, existen problemas con ambos modelos. El principal problema asociado con el primero de los modelos es la dificultad a la hora de explicar la fuente de calor para las celdas de convección y por qué éstas están restringidas a la astenosfera. En el segundo modelo, la fuente de calor proviene del núcleo externo, pero todavía no se conoce cómo se transfiere el calor desde el núcleo externo hasta el manto. Tampoco está claro cómo puede el mecanismo de convección implicar tanto al manto exterior como a la astenosfera. Además de algún tipo de sistema de convección térmica que actúe como motor del movimiento de las placas, algunos geólogos piensan que el movimiento de las placas tiene lugar debido a un mecanismo relacionado con el «empuje de dorsal» o el «tirón de placa», siendo ambos fenómenos debidos a la gravedad, pero que siguen dependiendo de las diferencias térmicas existentes en la Tierra (• Figura 2.28). En el tirón de placa, la capa fría de subducción de la litosfera, al ser más densa que la astenosfera que la rodea, está más caliente, tira del resto de la placa a medida que desciende hacia la astenosfera. A medida que la litosfera se desplaza hacia abajo, se produce un flujo ascendente correspondiente hacia la dorsal en expansión. El mecanismo de empuje de dorsal opera en conjunción con el de tirón de placa. Como resultado del ascenso del magma, las dorsales oceánicas están más altas que la corteza oceánica que las rodea. Se cree que la gravedad empuja la litosfera oceánica para alejarla de las dorsales en expansión, más altas, en dirección a las fosas. Actualmente, los geólogos están bastante seguros de que el movimiento de las placas está relacionado con algún tipo de sistema de convección, pero todavía no se

Dorsal oceánica

conoce a ciencia cierta el grado hasta el que están implicados otros mecanismos, como el de empuje de dorsal y el de tirón de placa. Sin embargo, el hecho de que las placas se hayan movido en el pasado y continúen moviéndose hoy en día está demostrado más allá de toda duda. Y, aunque aún no se ha desarrollado una teoría completa del movimiento de las placas, cada vez hay más piezas que encajan a medida que los geólogos aprenden nuevos datos acerca del interior de la Tierra.

INFLUENCIA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS EN LA DISTRIBUCIÓN DE RECµRSOS NATURALES demás de ser responsable de las principales características de la corteza terrestre y de ejercer una influencia sobre la distribución y evolución de la biota de la Tierra, el movimiento de las placas también afecta a la formación y distribución de algunos recursos naturales. De acuerdo con esto, los geólogos están utilizando la teoría de la tectónica de placas para orientar la búsqueda de petróleo (véase el Enfoque geológico 2.1) y de depósitos minerales, así como a la hora de explicar la aparición de estos recursos naturales. Cada vez está quedando más claro que, para poder continuar satisfaciendo las demandas de una sociedad global industrializada, resulta esencial la aplicación de la teoría de la tectónica. de placas al origen y distribución de los recursos naturales.

Fosa

Nivel del mar

\

¡r Movimiento en la celda de convección

57

Astenosfera

• Figura 2.28 ------· ---~-·

Se cree que el movimiento de las placas también tiene lugar debido a mecanismos de «empuje de dorsal» y de «tirón de placa» relacionados con I? gravedad. En el tirón de placa, el borde de la placa en subducción desciende hacia el interior y el resto de la placa es arrastrada hacia abajo. En el mecan ismo de empuje de dorsal, el magma ascendente empuja las dorsales oceánicas más elevada que el resto de la corteza oceánica. De este modo, la gravedad empuja la litosfera oceánica, haciéndola alejarse de las dorsales en dirección a las fosas oceánicas.

Magma ascendente

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CAPITULO 2

TECTÓNICA DE PLA CAS: \)N A TEORfA DE U N IFI CACIÓN

Depósitos m·inerales Muchos depósitos de minerales metálicos , como los de cobre, oro, plomo, plata, estaño y cinc, están relacionados con la actividad ígnea y la actividad hidrotermal (agua caliente) asociada, por lo que no resulta sorprendente que exista una estrecha relación entre los bordes de las placas y la aparición de estos valiosos depósitos. El magma generado por la fusión parcial de una placa en subducción asciende hacia la superficie y, a medida que se enfría, precipitan y concentran varias menas metálicas. Muchos de los principales depósitos de minerales metálicos del m.undo están asociados con bordes de placas convergentes, incluyendo los de los Andes, en Sudamérica, las cordilleras costeras y las Montañas Rocosas de Norteamérica, Japón, Filipinas, Rusia y una zona que ~e extiende desde la región del Mediterráneo oriental hasta Pakistán._Además, la mayor parte del oro existente en el mundo está asociado con depósitos de sulfuros ubicados en antiguos bordes de placas converge~tes, en áreas tales co_mo Sudáfrica, Canadá, California, Alaska, Venezuela, Brasil, el sur de la India , Rusia y Australia occidental. Los..depósÚos de cobre situados en la p arte occidental de Norteamérica y Sudamérica son un excelente

ejemplo de la relación existente entre los bordes de placa convergentes y la distribución, concen tración y explotación de valiosas menas metálicas (• Figura 2.29). Los depósitos de cobre más grandes del mundo se encuentran a lo largo de este cinturón. La mayoría de los depósitos de cobre en los Andes y en la zona sur occidental de los Estados Unidos se formaron hace menos de 60 millones de años, cuando las correspondientes placas oceánicas fueron subducidas bajo las placas norteamericana y sudamericana. El magma ascendente y los fluidos hidrotermales asociados transportaban pequ eñas cantidades de cobre, que estaba originalmente muy diseminado pero que terminó por concentrarse en las grietas y fracturas de las andesitas circundantes. Estos depósitos de cobre de baja concentración contienen entre 0,2 y 2% de cobre y se extraen mediante grandes mi'nas a cielo abierto (Figura 2.29b). Los bordes de placa divergentes también proporcionan valiosos recursos. La isla de Chipre, en el Mediterráneo , es rica en cobre y ha estado suministrando el cobre necesario para cubrir total o parcialmente las necesidades mundiales en los últimos 3.000 años. La concentración de cobre en Chipre se formó como resultado de la precipitación adyacente a conductos hidrotermales, a lo largo de un borde de placas divergentes . Este yacimiento afloró a la superficie cuando el fondo marino, rico

·, !;' ':~~~·· · ;r.

Placa Norteamericana

Placa det Pacífico

·1 ·

~Placa _, ~

del Caribe /

I

Placa Sudamericana

• Yacimientos de cob're Zona de ·subducción

..l.J..Lá.

..r-

Borde divergente

(a)

(b)

• Figura 2.29 (~)A lo largo de la costa occidental de Norteamérica y Sudamérica se loca lizan importantes yacimientos de cobre. (b) Bingham Mine, en Utah, es una gigantesca min a de cobre a cielo abierto cuyas reserva's se estim an en 1.700 millones de tonelada s. Cada d ía , se extraen más de 400.000 toneladas de rocas .

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INF L U EN CIA Q E LA T E CTÓNICA D E PLACAS SOBHE LA DISTHIBU C IÓN D E LA \T IDA

en cobre, colisionó con la placa europea, lo que provocó el abombamiento del fondo marino, formándose Chipre. Los estudios indican que los minerales de metales como cobre, oro, hierro, plomo, plata y cinc se están formando actualmente en forma de sulfuros en el Mar Rojo. El Mar Rojo se está abriendo como resultado de la divergencia de placas y representa la etapa más temprana en la formación de una cuenca oceánica (Figuras 2.l 7c y 2.18a).

INFLUENCIA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS SOBRE LA DISTRIBUCIÓN DE LA VIDA a teoría de la tectónica de placas es tan revolucionaria y tiene unas implicaciones de tan largo .alcance para la geología como la teoría de la evolución tuvo para la Biología en el momento de ser propuesta. Resulta curioso que fueran las evidencias fósiles las que convencieran a Wegener, Suess y du Toit, así como a muchos otros geólogos, de lo acertado de la hipótesis de la deriva continental. Juntas, la teoría de la tectónica de placas y de la evolución han cambiado la forma de contemplar nuestro planeta, y no debería resultamos sorprendente la íntima asociación que existe entre ambas teorías. Aunque la relación entre los procesos de la tectónica de placas y la evolución de la vida es increíblemente compleja, los datos paleontológicos proporcionan pruebas convincentes de la influencia del movimiento de las placas sobre la distribución de los organismos . . La actual distribución de plantas y animales no es aleatoria, sino que está en buena medida controlada por las barreras climáticas y geográficas. La biota terrestre ocupa provincias bióticas, que son regiones caracterizadas por conjuntos distintivos de plantas y animales. Los organismos existentes dentro de una de estas provincias tienen similares requisitos ecológicos y las fronteras que separan unas provincias de otras son, por tanto, barreras ecológicas naturale~. Las barreras climáticas o geográficas forman las fronteras de provincia más comunes, y estas barreras están controladas en gran medida por los movimientos de las placas. Puesto que las provincias adyacentes suelen tener menos de un 20 por ciento de especies en común, la diversidad global es una consecuencia directa del número de provincias; cuantas más provincias existen, mayor es esa diversidad global. Cuando los continentes se fragmentan, por ejemplo, se incrementa la oportunidad de que se formen nuevas provincias, con el correspondiente

59

incremento en la diversidad. Por el contrario, cuando los continentes se juntan, se produce el proceso opuesto. La tectónica de placas juega así un importante papel en la distribución de organismos y en su hisforia evolutiva. Las complejas interacciones de los vientos y de las corrientes oceánicas tienen una gran influencia sobre el clima terrestre. Estas corrientes se ven influidas por el número, distribución, topografía y orientación de los continentes. Por ejemplo, las montañas de los Andes meridionales actúan como una barrera muy efectiva para los húmedos vientos del Pacífico que soplan hacia el este, lo que da como resultado que al este de los Andes "meridionales exista un desierto virtualmente inhabitable. La temperatura es uno de los principales factores de limitación para los organismos y las fronteras entre provincias reflejan a menudo barreras de temperatura. Puesto que las temperaturas atmosférica y oceánica van disminuye11do desde el Ecuador hasta los polos, la mayoría de las especies exhiben una fuerte fijación zonal climática. Esta fijación a la zona biótica refleja los patrones de circulación atmosférica y oceánica latitudinales de la Tierra. Los cambios en el clima tienen, por tanto, un profundo efecto sobre la distribución y evolución de los organismos. La distribución de los continentes y de las cuencas oceánicas no sólo influye sobre el viento y las corrientes oceánicas, sino que también afecta a la provincialídad creando barreras físicas, o caminos de paso, para la migración de los organismos. Los volcanes intraplaca, los arcos de islas, las dorsales centrooceánicas, las cordilleras montañosas y las zonas de subducción son el resultado de la interacción entre las placas, y su orientación y distribución influye fuertemente sobre el número de provincias y, por tanto, sobre la diversidad global. Por tanto, la provincialidad y la diversidad serán máximas cuando haya numerosos continentes de pequeño tamaño distribuidos en muchas latitudes distintas. Cuando hay una barrera geográfica que separa de repente una fauna anteriormente uniforme, las especies pueden sufrir un proceso de divergencia. Si las condiciones en los lados opuestos de la barrera son suficientemente diferentes, las especies deberán adaptarse a las nuevas condiciones, migrar o extinguirse. La adaptación al nuevo entorno por parte de diversas especies puede implicar los suficientes cambios como para que lleguen a aparecer especies nuevas. Los invertebra.d os marinos que podemos encontrar en los lacios opuestos del istmo ele Panamá proporcionan un ejemplo excelente de divergencia provocada por la formación de una barrera geográfica. Antes del ascenso de esta conexión terrestre entre Norteamérica y Sudamérica, una población homogénea de invertebrados del fondo marino habitaba los mares poco profundos del área. Después del ascenso del istmo ele Panamá por subducción ele la placa Pacífica,

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60

CAP ITUL O 2

T EC T ÓN I CA D E P LAC A S: !) NA T EOR Í A D E UN I F I CAC I ÓN

.. -

h ace unos 5 millones de años, la población original quedó dividida. En respuesta a los camb ios en el entorno, evolucionaron nuevas especies en los lados opu estos del istmo (• Figura 2.30 ). La formación del istmo de Pan am á también ha in flu ido sobre la evolución de la fa una de m am íferos de Norteamérica y Sudamérica. Dura n te la mayor p arte de la era Cen ozoica, Sudam é rica era un contine n te isla y su fa una de m a m íferos evolucion ó aislad a del resto de las faunas del m u,n do. C u an do Norteam érica y Suda mérica qu edaron conectadas por el istmo de Panamá, la mayor parte de los m amíferos autóctonos de Sudam érica fueron su stituidos por m amíferos inmigrantes procedentes de Norteam érica . Sorprendentem ente, sólo unos p ocos grup os de m a m íferos de Suda m érica em igraron hacia el norte.

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Imagine que forma parte de un equipo de exploración minera que está estudiando un área muy prometedora y remota de Asia central. Ya sabe que los antiguos bordes de p lacas convergentes y divergentes suelen ser buenos lugares de aparición de yacimientos de menas minerales. ¿Qué evidencias buscaría para determinar si el área que está explorando puede ser una antiguo borde de placas convergente o divergente? ¿Hay algo que pueda hacer antes de visitar el área y que pueda ayudarle a determinar cuál es la geología del área?

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Especies del Pacífic o

Especies del Caribe

... .. •;

..

Mar d el Caribe

Océano Pacífico·

O 500 km , [___)

(a)

(b)

• ~~9~!ª ~:~~- ------·---------·· --- ·-- -----------· _______________,,___ _ (a) El istmo d e F'anamá form a una barrera q ue divide una fa una q ue ant erio rmente era uniforme. (b) Divergencia de especies de mo luscos después de la formació n d el istmo de Panamá. Cada una de las parej as pertenece al mismo género, pero se trata de especies d istintas.

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· R ES U MEN D E L CA PI T UL O

61

~

RECAPITULACION Resumen del capítulo El concepto de movimiento continental no es nuevo. Los primeros mapas que mostrabán la similitud entre la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África proporcionaron la primera evidencia de que los continentes podrían haber estado una vez unidos y haberse separado posteriormente. • Generalmente, se atribuye a Alfred Wegener el desarrollo de la hipótesis de la deriva continental. Este científico proporcionó abundantes evidencias geológicas y paleontológicas para demostrar que los continentes estuvieron una vez unidos en un único supercontinente que él denominó Pangea. Desafortunadamente, Wegener no pudo explicar por qué se movían los continentes, así que la mayoría de los geólogos ignoró sus ideas. La hipótesis de la deriva continental renació durante la década de 1950 cuando el estudio paleomagnético de las rocas indicó la presencia de múltiples polos norte magnéticos, en lugar de uno sólo, como hay hoy en día. Esta paradoja se resolvió construyendo un mapa hipotético y desplazando los continentes a diferentes posiciones, con lo que se hicieron coherentes los datos paleomagnéticos con la existencia de un sólo polo norte magnético. • Los análisis magnéticos de la corteza oceánica revelaron la presencia de anomalías magnéticas en las rocas, indicando que el campo magnético terrestre se había invertido varias veces en el pasado. Puesto que las anomalías son paralelas y forman cinturones simétricos adyacentes a las dorsales oceánicas, era preciso que se hubiera formado nueva corteza oceánica a medida que el fondo marino se expandía. • La expansión del fondo marino ha sido confirmada por la datación de los sedimentos depositados sobre

la corteza oceánica y por la datación radiométrica de las rocas de las islas oceánicas. Dichas dataciones revelan que la corteza oceánica es más antigua a medida que aumenta su distancia con respecto a las dorsales en expansión. • La teoría de la tectónica de placas comenzó a ser ampliamente aceptada en la década de 1970 debido a las abrumadoras evidencias que la apoyaban y debido a que proporciona a los geólogos una importante teoría para explicar fenómenos tales como el volcanismo, la actividad sísmica, la formación de montañas , los cambios climatológicos globales, la distribución de la biota terrestre y la distribución de los recursos minerales. • El ciclo del supercontinente indica que la totalidad de las masas terrestres , o la mayor parte de ellas, se junta, se fragmenta y se vuelve a juntar en un ciclo que abarca unos 500 millones de años . • Se considera que existen tres tipos de bordes entre placas: bordes divergentes, en los que las placas se alejan una de la otra; bordes convergentes, en los que dos placas colisionan, y bordes transformantes, en los que dos placas se deslizan una respecto a la otra. • Podemos reconocer los antiguos bordes entre placas por sus conjuntos de rocas y estructuras geológicas asociadas. Para los bordes divergentes, estas estructuras pueden incluir valles de rift con secuencias sedimentarias de gran espesor y grandes diques y sills. Para los bordes convergentes, las ofiolitas y las rocas andesíticas son dos características distintivas. Las fallas transformantes no dejan, generalmente, ninguna característica distintiva en el registro geológico.

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CAP(TULO 2

TECTÓN I CA DE PLA CA S: UNA T E ORÍA D E UNI F ICA C IÓN

piensan que la principal fuerza motriz es algún tipo de sistema de convección de calor.

La velocidad media de movimiento y el movimiento relativo entre las placas pueden calcularse de varias formas. Los resultados de los diferentes métodos concuerdan e indican que las placas se mueven con distintas velocidades medias. El movimiento absoluto de las placas puede determinarse a partir del desplazamiento de las placas sobre las plumas del manto. Una pluma del manto es una columna aparentemente estacionaria de magma que se eleva hasta la superficie, donde se convierte en un punto caliente y da origen a un volcán . Aunque todavía es necesario desarrollar una teoría completa del movimiento de las placas, los geólogos

Existe una estrecha relación entre la formación de algunos yacimientos minerales y petrolíferos y los bordes entre placas. Además , la formación y distribución de algunos recursos naturales están relacionadas con el movimiento de las placas. • La relación entre los procesos de la tectónica de placas y la evolución de la vida es muy compleja. La distribución de plantas y animales no es aleatoria, sino que está controlada en gran medida por las barreras climatológicas y geográficas, que a su vez dependen bastante del movimiento de las placas.

Términos clave anomalía magnética (pág. 41) borde transformante (pág. 52) borde convergente continentalcontinental (pág. 50) bordes convergentes (pág. 49) bordes divergentes (pág. 48) borde convergente oceánicocontinental (pág. 49)

borde convergente oceánico-oceánico (pág. 49) celda de convección térmica (pág. 41) deriva continental (pág. 34) expansión del fondo oceánico (pág. 41) falla transformante (pág. 52) flora de Glossopteris (pág. 32) Gondwana (pág. 32)

inversión magnética (pág. 40) laurasia (pág. 35) paleomagnetismo (pág. 38) pangea (pág. 34) · punto caliente (pág. 53) punto de Curie (pág. 39) teoría de la tectónica de placas (pág. 44)

Cuestiones de repaso 1.

La persona a la que se atribuye el desarrollo de la hipótesis de la deriva continental es: a. Wilson; b. Wegener; c. Hess; d. du Toit; e. Vine.

2.

El nombre de supercontinente que se formó al final de la era Paleozoica es: a. Laurasia; b. Gondwana ; c. . Panthalassa; d. Atlantis; e. Pangea.

3.

Los puntos calientes y las grietas asísmicas pueden utilizarse para determinar: a. la ubicación de los bordes de placa divergentes;

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b. el movimiento absoluto de las placas ; c. la ubicación de las anomalías magnéticas en la corteza oceánica; d. el movimiento relativo de las placas; e. la ubicación de los bordes entre placas convergentes. 4.

La subducción tiene lugar a lo largo de los bordes: a ._ _ _ divergentes; b ._ _ _ transforman tes; c. ___ convergentes; d. _ _ _respuestas a y b; e. _ _ _respuestas a y c.

5.

Se cree que el mecanismo responsable del movimiento de las placas es: a. la isostasia;

A C TIV I DAD ES E N LA W ORLD WIDE WE B

b. c. d. e.

la rotación de la Tierra; las celdas de convección térmica; el magnetismo; la deriva polar.

6.

¿De qué tipo de borde entre placas es un ejemplo la falla de San Andrés?: a. divergente; b. convergente; c. transforman te; d. oceánico-continental; e. continental-continental.

7.

Las fronteras de provincias bióticas más comunes son: a. las barreras geográficas; b. las barreras biológicas; c. las barreras climatológicas; d. respuestas a y b; e. respuestas a y c.

8.

9.

10.

d. e.

Los bordes de placa convergentes son zonas en las que: a. se está formando nueva litosfera continental; b. se está formando nueva litosfera oceánica; c. dos placas se juntan;. dos placas se deslizan una con respecto d. a la otra; dos placas se alejan entre sí. e. Los minerales de hierro en el magma se magnetizan y se alinean con el campo magnético cuando se enfrían hasta el: a. punto de C urie; punto de anomalía magnética; b. c. p unto de convección térmica;

punto caliente; punto isostático.

11.

Utilizando la edad de las islas hawaianas que se muestrá en la Figura 2.25 y un atlas en el que pueda medir la distancia entre unas islas y otras, calcule la velocidad media de movimiento por año de la placa del Pacífico desde que se formó cada isla. ¿Es la velocidad media de movimiento igua l para todas las islas? ¿Cabría esperar que lo fu era? Razone su respuesta.

12.

¿Qué evidencia convenció a Wegener de que los continentes estuvieron una vez juntos y posteriormente se separaron?

13.

Estime la edad de la corteza oceánica y la edad· y el espesor del sedimento más antiguo cerca de Ja costa este de los Estados Unidos (por ejemplo en Virginia). Al hacerlo, consulte la Figura 2.14 para ver las edades y consulte las velocidades de acumulación de sedimentos marinos indicadas en este capítulo.

14.

¿Cómo han afectado los procesos de la tectónica de placas a la formación y distribución de los recursos naturales? .

15.

Si la velocidad media del movimiento a lo largo de la falla de San Andrés, que separa la placa del Pacífico de la placa norteamericana, es de 5,5 centímetros por año, ¿cuánto se tardará e n que Los Ángeles y San Francisco se junten?

16.

¿Por qué la tectónica de placas es la teoría unificadora de la geología?

17.

¿Por qué se pien sa que la principal fuerza . motriz del movimiento de las placas es algú n tipo de sistema de convección térmica?

18.

Explique cómo afecta la tectónica de placas a la evolución de la vida.

19.

¿Qué es el ciclo del supercontinente? ¿Quién propuso este concepto y qué tipo de datos biológicos eran necesarios para demostrar dicho concepto?

20.

Explique por qué se incrementa la diversidad global al incrementarse el número de provincias bióticas. ¿Cómo afecta el movimiento de las placas al número de provincias bióticas?

'

Los análisis magnéticos de las cuencas oceánicas indican que: a. la corteza oceánica es más joven en las proximidades de las dorsales centrooceánicas b. la corteza oceánica es más antigua en las proximidades de las dorsales oceánicas; c. la corteza oceánica es m ás joven cerca de los continentes; d. la corteza oceánica tiene la misma edad en todas partes; e. respuestas b y c.

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Minerales, los formadores de las rocas - ·

CAPÍTULO 3

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

Introducción ¿Qué es la materia? ¿Qué són los minerales? ¿Cuántos minerales existen? GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Las joyas de la Reina Grupos de minerales reconocidos por los geólogos /

Propiedades físicas de los minerales ENFOQUE GEOLÓGICO 3.1: Cristales

minerales ¿Cómo se forman los minerales? ¿Qué son los minerales formadores de rocas? l Recursos y reservas naturales Geo-Recapitulación

Estas perlas negras, _valorad as en unos 13.000 d órales, están expuestas en Maui Pearls, en la ciudad de Avarua en la isla de Rarotonga, que form¡;¡ parte de las islas Cook del Pacífico Sur: Las perlas están compuestas principalmente del mine ral aragonito. A diferencia de otras piedras preciosas, están prácticam e nte listas para ser utilizadas desde e l m omento e n que se e ncue ntran. Fuente: Sue M onroe

66

C A PÍTULO

3

M I NE R1I LES , LOS F O R MA D ORES D E L AS R O CA S

ormal m ente, utilizamos el térmi no mi nera l para las s_usta ncias ali menticias que necesitamos para una buena nutrición, como por ejemplo, ca lcio, hierro y magnesio, pero estos son, en rea lidad, elementos químicos, no m inera les, al menos en el sentido geo lógico. También sabemos que los min_era les son inorgán icos; sin embargo, no todas las sustancias ino rgán icas son mi nera les. El agua y el vapor de agua son inorgán icos, pero ninguno de el los es un m ineral; el hie lo, si n embargo, es un mineral. Los minerales son só lidos, nunca líquidos o gases. Por tanto, los minerales son sólidos inorgánicos producidos de forma natural que se caracterizan ade- · más P.º~ se r crista linos, lo que significa que sus átomos están dispuestos de una manera específica. Por el contrario, el vi- . drio no tiene esa estructura inte rn a ordenada. Los m inera les también poseen una composición quím ica definida, pero no fija, y propiedades f ísicas características, como el color, la du reza y la densidad. Examinaremos todas las partes de esta I defin ición, bastante larga, más adelan_te en este capítu lo . Es evidente la importancia de los m inera les en muchas actividades humanas. Los depósitos minerales de los que dependemos para sostene r nuestras sociedades industria liza das son concentraciones naturales de m inera les y rocas . El minera l de hierro, los mi nera les industriales ut ilizados como abrasivos, el cristal· y el cemento, así como lb s minera les y

rocas necesarios como sup lementos en la alimentación de los animales y fertilizantes, son esencia les para nuestro bienestar económico. Los países industria lizados deben gran parte de su éxito económico a la d isponibilidad de abundantes recursos naturales, aunque deben importar algunas materias primas importantes, lo que explica los lazos políticos y económicos con otros países. Una razón importante para estudiar los minera les es que son los bloques constituyentes de las rocas, de manera que las rocas, con pocas excepciones, son combinaciones de uno o má s m inerales. El granito , por ejemplo, está formado de porcentajes específicos de minera les conocidos como cuarzo y fe ldespatos junto con otros minerales en menor cantidad . En varios de los capítu los sigu ientes hablaremos algo más sobre la importancia de los minera les en la identificación y clasificación ~ e las rocas. Algunos minera les resu ltan atractivos y son buscados ansiosamente por coleccionistas pri vados y para exposiciones en muse~s (• Figura 3 .1a). Otros minerales son conocidos como gemas, es d ecir, minerales o pied ras preciosas o se-

(b)

(a) • Figura 3.1 (a) Tu rma lina y cuarzo (inco loro) de la mi na Himalaya, con dado de San D iego, Ca liforn ia . (b) El co lgante d e dia mante en este co llar, · q ue se encu ent ra en la Smithson ian lnstituti o n, es el di ama nte de 68 q uilates de Vict o ria Transvaal, de Sudáfrica. (c) Au nque el ámbar se a un a sust ancia org áni ca , no obst ante es valorad o co mo una p ied ra sem ipreciosa.

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(e)

¿QUÉ ES LA MAT E RI A?

67

mipreciosas utilizados con propósitos decorativos, especialmente en joyería. Las piedras preciosas, como el diamante (Figura 3.1 b), el rubí, el zafiro y la esmeralda son las más deseadas y las más caras. Mucha gente posee piedras preciosas pequeñas, y quizá algunas semipreciosas, como el granate y la turquesa. La tradición popular asociada a las gemas, como su relación con el mes de nacimiento de una persona, las hace aún más atractivas para mucha gente. El ámbar y la perla se incluyen entre las piedras semipreciosas pero, ¿son realmente minerales? El ámbar es resi na (savia) endurecida de árboles coníferos y, por tanto, una sustancia orgánica y no un mineral, pero, sin embargo, es muy preciado como «piedra» decorativa (Figura 3.1c). Es más famosa en la región del mar Báltico, donde las culturas ado-

radoras del sol, percatándose de su translucidez dorada, parecida a los rayos del sol, pensaban que poseía poderes místicos. Las perlas se forman cuando los moluscos, como las almejas o las ostras, depositan sucesivas capas de diminutos cristales minerales alrededor de algo irritante, quizá un grano de arena. La mayoría de las perlas son de un blanco brillante, pero algunas son gris plateado, verdes o negras (véase la foto al principio del capítulo). De lo visto hasta ahora, tenemos una definición formal del término mineral y sabemos que los minerales son los constituyentes básicos de las rocas. Ahora, estudiemos más profundamente de qué están formados los minerales teniendo en cuenta la materia, los átomos, los elementos y los enlaces.

¿Q~É ES LA MATERIA?

nes, que son eléctricamente neutros (Figura 3.2). El núcleo es sólo un 1/ 100.000 del diámetro de un átomo, pero aún así contiene virtualmente toda su m asa. Los electrones , partículas con una carga eléctrica negativa ; orbitan rápidamente alrededor del núcleo a distancias específicas en una o más capas. Los electrones determinan el modo en que un átomo interactúa con otros átomos, pero el núcleo determina cuántos elecfrones tiene un átomo, porque los· protones de carga positiva atraen y mantienen los electrones de carga negativa en sus órbitas.

ualquier cosa que tenga masa y ocupe espacio es materia. De acuerdo con esto, el agua, las plantas,·los animales, la atmósfe¡a, y .los minerales y las rocas, están compuestos de materia. Los físicos reconocen tres es tados o fases de la materia: líquidos, gases y sólidos* . Los líquidos , como el agua su , perfícial y subterránea, así como los gases atmosféricos, son importantes en los estudios de varios procesos de la superficie, como el agua corriente y el viento, pero aquí, nuestra mayor preocupación son los sólidos, porque, por definición, los minerales son sólidos.

Átomos y elementos La materia está formada de elementos químicos 1 que a su vez están compuestos de átomos, ·las unidades de materia más pequeñas que mantienen las c;aracterísticas de un elemento e n particular (• Figura 3.2). Es decir, los elementos no pueden transformarse en sustancias diferentes, excepto a través un a descomposición radiactiva (tratada en el Capítulo 17). Por tanto, un elemento está formado por átomos, todos eillos con las mismas propiedades. Los científicos han descubierto 92 elementos producidos de forma natural, algunos de los cuales enumeramos en la Tabla 3.1, y otros han sido producidos en laboratorios (véase Apéndice B). Todos los elementos naturales y la mayoría de los artificiales tienen un nombre y un símbolo, por ejemplo, oxígeno (O), aluminio (Al) y potasio (K) . En el centro de un átomo hay un pequeño núcleo formado por una o más partículas, conocidas como protones, que tienen una carga eléctrica positiva, y neutro• En rea lidad, los científicos reconocen un cuarto estado de la materia, conocido como pl asma, un gas ionizado como el existe nte en fluorescentes y luces de neón, y a materia en el Sol y las estrellas.

• Figura 3.2 Estructura de un átomo.. El núcleo denso compuesto de protones y neutrones está rodeado de una nube de e lectrones en sus respectivas ó rbitas.

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68

C APITULO

3

Tabla 3.1 --- ...

M I NERALES , L O S FO R MA DOR ES DE LAS ROCAS

---·

.

-- -- --------

·-·-- ·-----

-

Símbolos, números atómicos y configuraciones de electrones de algunos de los elementos que se encuentran en la naturaleza

Elemento

Símbolo

Número atómico

Número de electrones en cada capa

1

2

Hidrógeno

H

1

Helio

He

2

2

Litio

Li

3

2

Berilio

Be

4

2

2

Boro

B

5

2

3

3

1

c

6

2

4

:N

7

2

5

O xígeno

o

8

2

6

Fl úor

F

9

2.

7

Neón

Ne

2

Sodio

Na

2

8 8 8 8

2

8

4

2

8

5

Carbono Nitrógeno

Azufre

s\

10 11 12 13 14 15 16

2

8

6

Cloro

CI

17

2

8

7

Argón

Ar

18

2

8

8

Potasio

K

19

2

8

Calcio

Ca

20

2

8

8 8

Magnesio

Mg

Aluminio

Al

Silicio

Si p

Fósfo~o

El número de protones de su núcleo determina la identidad de un átomo y su n úmero atóm ico . El hidrógeno (H) , por ejemplo, tiene 1 protón en su núcleo y, por tanto, tiene un número atómico de 1. El núcleo de los átomos del helio (He) posee 2 protones, mientras que los del carbono (C) tienen 6 y el uranio (U) 92, por lo qu e sus números atómicos son 2, 6 y 92, respectivamente. Los átomos también tienen un número de m asa atómica, que es la suma de los protones y neutrones del n úcleo Oos electrones aportan una masa insignificante a los átomos) Sin embargo, átomos del mismo elemento químico podrían tener números másicos diferentes , porque el n úmero de neutrones puede variar. Todos los átomos de carbono (C) tienen 6 protones -:-si no, no sería carbono-, pero el número de protones y neutrones puede ser 12, 13 ó 14. Por tanto , conocemos tres tipos de carbono,. que llamamos isótopos(• Figura 3.3), cada uno de ellos con un número de masa atómica diferente. © Cengage Learning Paraninfo

2 2

4

1 2 3

2

Los isótopos de carbono, o los de cualquier otro elemento, tienen el mismo comportamien to químico; por ejemplo, el carbono 12 y el carbono 14 están ambos presentes en el dióxido de carbono (C0 2 ). Sin embargo, algunos isótopos son radiactivos , lo que significa que se descomponen o se transforman en otros elementos de forma espontánea. El carbono 14 es radiactivo , mientras que el carbono 12 y el carbono 13 no lo son. Los isótopos radiactivos son importantes para determinar la edad absoluta de las rocas (véase el Capítulo 17) .

Enlaces y compuestos Las interacciones entre los electrones que hay alrededor de los átomos pueden dar como resultado que dos o más átomos se unan, proceso con ocido como enlace. Si los átomos de dos o más elementos se unen, la sustancia resultante es un compu esto . El oxígeno gaseoso está com-·

¿QUÉ ES LA MATE RI A?

69

• Figura 3.3

12 C

(Carbono 12)

13C (Carbono 13)

puesto sólo por átomos de oxígeno y es, por tanto, un elemento, mientras que el mineral de cuarzo, que está formado de átomos de silicio y oxígeno, es un compuesto. La mayoría de los minerales son compuestos, aunque el oro, el platino, entre otros, son excepciones importantes. Para comprender los enlaces, es necesario profundizar en la estructura de los átomos . Recordemos que los electrones de carga negativa orbitan alrededor del núcleo de los átomos en capas electrónicas. Con la excepción del hidrógeno , que sólo tiene un protón y un 1 electrón, la capa de electrones más interna de un átomo contiene sólo dos electrones. Las otras capas contienen diversos números de electrones , pero la capa externa nunca tiene más de ocho (Tabla 3 . 1). Los electrones de la capa externa son aquellos que normalmente están implicados en el enlace químico. ) Dos tipos de enlaces químicos , iónico y covalente, son p articularmente importantes en los minerales, y muchos minerales contienen ambos tipos. Otros dos tipos de enlaces químicos, metálico y de van der Waals, son mucho menos comunes, pero extremadamente importantes a la hora de determinar las propiedades de algunos minerales útiles. ,

Enlace íóníco. Véase en la Tabla 3.1 que la mayoría de los átomos tienen menos de ocho electrones en su capa de electrones externa. Sin embargo, algunos elementos, incluidos el neón y el argón, tienen capas externas completas con ocho electrones ; debido a esta configuración de electrones , estos elementos, conocidos como gases nobles, no reaccionan fácilmente con otros elementos para formar compuestos. Las interacciones entre los á tomos tienden a producir configuraciones de electrones parecidas a las de los gases nobles. Es decir, los á tomos interactúan de manera que su capa de electrones externa se complete con ocho electrones, a menos que la primera capa (con dos electrones) sea también la capa externa, como en el helio. Una manera de conseguir la configuración de .un gas noble es mediante la transferencia de uno o más electrones de un átomo a otro. La sal común está compues-

14 C

(Carbono 14)

Representación esquemática de los isótopos del carbono. Su número at ómico es el 6 y su número de masa atómica es 12, 13 ó 14, dependiendo del número de neutro nes en su núcl eo.

ta por los elementos sodio (Na) y cloro (Cl); estos elementos son venenosos, pero cuando se combinan químicame nte forman el compuesto cloruro de sodio (NaCl), más conocido como el mineral halita. Véase en la • Figura 3.4a que el sodio tiene l l protones y 11 electrones ; por tanto , las cargas eléctricas positivas de los protones quedan equilibradas por las cargas negativas de los electrones y el átomo es. eléctricamente neutral. Del mismo modo, el cloro, con 17 protones y 1 7 electrones, es eléctricamente neutral (Figura 3.4a). Pero ni el sodio ni el cloro t.i enen 8 electrones en su capa de electrones externa; el sodio sólo tiene 1, mientras que el cloro tiene 7. Para conseguir una configuración estable, el sodio pierde el electrón de su capa de electrones externa, dejando su siguiente capa de 8 electrones como la externa. (Figura 3.4a). Ahora, el sodio tiene un electrón menos (carga negativa) que protones (carga positiva), por lo que es un ion eléctricamente cargado y tiene como símbolo Na +. El electrón perdido por el sodio se transfiere a la capa de electrones externa del cloro, que tenía 7 electrones en un principio. La adición de un electrón más le da al cloro una capa de electrones externa de 8 electrones , la configuración de un gas noble . Pero su número total de electrones es ahora de 1'8, lo que excede en 1 el número de protones. Por consiguiente, el cloro se convierte también en un ion, pero de carga negativa (Cl-). Se forma un enlace iónico entre el sodio y el cloro debido a la fuerza atrayente entre el ion de sodio de carga positiva y el ion de cloro de carga negativa (Figura 3.4a). En los compuestos iónicos , como el cloruro de sodio (mineral halita), los iones están dispuestos en una estructura tridimensional que da lugar a una neutralidad eléctrica total. En la halita, los iones de sodio están unidos a los iones de cloro por todos lados; de forma similar, los iones de cloro están rodeados de iones de sodio (Figura 3.4b).

Enlace covalente. Los enlaces covalentes entre átomos se for~an cuando sus capas de electrones ·se super© Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO

3

M I NEHALES, LOS FORMADORES DE LAS ROCAS

Transferencia de un electrón

Cloro (Ci-)

Sodio (Na+)

(a)

• Figura 3.4 (a) Enlace iónico. El electrón de la capa más externa del sodio se transfi ere a la capa de electrones más exte rn a del cloro. Una vez que la transferencia se ha producido, el sodio y el cloro son iones ca rgados positivamente y negativame nte, respectivamente. (b) Est ructura cristalina del cloruro de sodio, el mineral halita. El esquema de la · izquierda m uestra el ta maño rel ativo de los iones de sod io y cloro, y el esquema de la derecha muestra las ubicacio nes de los iones en la estructura crista lina.

(b)

ponen y comparten electrones. Por ejemplo, á tomos del mismo elemento, como por ejemplo el carbono, no pueden enlaza rse· transfiri endo electrones de un á tomo a otro. El carbono (C), que forma los minerales grafito y diamante, tiene cuatro electrones e n su capa de electrones externa (• Figura 3.5a). Si transfiriéramos estos cua-

(a)

tro electrones a otro átomo de carbono, el átomo qu e los recibiera tendría la configuración de gas noble de ocho electrones en su capa de electrones externa, pero el átomo que los aporta no. En dichas situaciones, átomos adyacentes comparten electrones superponiendo sus capas de electrones. Por ejemplo , un átomo de carbonó en un

(b)

• Figura 3.5 (a) Enlaces cova lentes formados por átomos adyacentes que comparten electrones en forma de diamante. (b) El en lace covalente también se produce en el.g raf ito, pero aquí los átomos de ca rbono se enl azan para formar juntos hojas que se unen entre sí por medio de en laces de van der Waals . Las hojas por sí mismas son fuerte,s, pero los enlaces entre ellas son débiles.

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¿ QU É SO N LOS MI N ER A L ES?

diamante comparte los cuatro electrones de su capa externa con un vecino para producir una configuración de gas noble estable (Figura 3.5a). Los enlaces covalentes no están restringidos a sustancias compuestas de átomos de una única clase. Entre los minerales más comunes, los silicatos (estudiados más adelante en este capítulo), el elemento silicio forma enlaces parcialmente covalentes y parcialmente iónicos con el oxígeno.

Enlaces metálicos y de van der Waals.

El enlace metálico es el resultado de un forma extrema de compartir electrones. Los electrones de la capa de electrones externa de metales como el oro, la plata y el cobre se mueven fácilmente de un átomo a otro. Esta movilidad de electrones explica el hecho de que los metales tengan un brillo metálico (su apariencia al reflejo de la luz) , proporcionen una buena conductividad térmica y eléctriea y puedan cambiar fácilmente de forma . Sólo unos pocos mineraJ-es poseen enlaces metálicos , pero aquellos . que los tienen son muy útiles; el cobre, por ejemplo, se utiliza para el cableado eléctrico gracias a su alta conductividad eléctrica. Algunos átomos y moléculas eléctricamente neu~ tros * no tienen electrones disponiblfs para un enlace iónico , covalente o metálico. Sin embargo, existe una débil fuerza atrayente entre ellos, llamado enlace residual o de van der Waals , cuando están próximos. Los átomos de carbono del mineral de grafito están enlazados de form a covalente pa ra formar láminas, pe ro las láminas se mantienen unidas débilmente mediante enlaces de van der Waals (Figura 3.5b). Este tipo de enlace hace que el grafito sea útil para las minas de los lápices ; cuando movemos un lápiz por un trozo de papel, se desprenden- pequeños trozos de grafito a lo largo de los planos unidos por los enlaces de van der Waals y se adhieren al papel.

¿QUÉ SON LOS MINERALES? emos definido un mineral como un sólido cristalino, natural, inorgánico, con una composición química pero no fija , definida y propiedades físicas características. Además, sabemos por la

· ~ Una moléc ul a es la unidad más pe~ ueña de un a sustancia que ti ene las propiedades de ·esa sustancia. Una moléc ula de agua (H 2 0 ), por eje mplo, posee dos átomos de hidrógeno y un átomo de oxígen?.

71

sección anterior que la mayoría de los minerales son compuestos de dos o más elementos enlazados químicamente, como en el cuarzo (Si0 2 ). En las siguientes secciones, examinaremos cada parte de la definición formal del término mineral.

Sustancias inorgánicas producidas naturalmente El criterio producidas naturalmente excluye de los minerales todas las sustancias fabricadas por el hombre, como los diamantes y rubíes sintéticos. Este criterio es particularmente importante para aquellos que compran y venden piedras preciosas, la mayoría de las cuales son minerales, porque algunas sustancias fabricadas por el hombre son muy difíciles de distinguir de las gemas naturales. Algunos geólogos creen que el término inorgánico de la definición de mineral es innecesario. Nos recuerda que la materia animal y la materia vegetal no son minerales . Sin embargo, algunos organismos, incluidos los corales , las almejas y cierto número de otros anim ales y plantas, construyen sus conchas del compuesto carbonato cálcico (CaC0 3 ), que puede ser el mineral aragonito o calcita, o sus conchas están hechas de dióxido de silicio (Si0 2 ) como en el cuarzo.

Cristales minerales Por definición , los minerales son sólidos cristalinos en los que los átomos constituyentes están dispuestos en una estructura tridimensional (Figura 3.4b). Bajo condiciones ideales, como por ejemplo en una cavidad, los cristales minerales pueden crecer y formar cristales perfectos que tengan superficies planas (caras de cristal), vértices afilados y aristas rectas (• Figura 3.6). En otras palabras, la forma geomé trica regular de un cristal mineral bien formado es la manifestación exterior de una disposición atómica interna ordenada. No todas las sustancias rígidas son sólidos cristalinos; el cristal natural y manufacturado carece de la disposición ordenada de átomos y se dice que es amorfo, lo que significa «sin forma». Cristalino se refiere a un sólido con una disposición de á tomos tridimensional regular, mientras que un cristal es una forma geométrica con caras planas, vértices afilados y aristas rectas. Por tanto, un cristal es la manifestación externa de una estructura cristalina. Sin embargo, no todos los sólidos cristalinos dan lugar a cristales bien formados , porque cuando se forman muchos cristales y crecen unos junto a otros, forman un mosaico entrelazado en el que 10s cristales individuales hose ven (• Figura 3. ?a, b). Entonces , ¿cómo sabemos que el mineral de la Figura 3. 7b es realmente cristalino?

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72

CAP I TULO

3

MI

ERALES , LOS FORM(\DORES DE LAS ROC/\S

/h /

) / (b)

(a)

• Figura 3.6

(d)

(e)

-- - - -

Los cristales minerales aparecen en diversas formas . (a) Cristales cúbicos típicamente desarrollados en los minerales halita y galena . (b) Este cristal con 12 caras pentagonales es un piritoedro encontrado en el mineral pirita. (c) El diamante tiene cristales octa édricos o de ocho lados. (d) En el cuarzo se encuentra un prisma terminado por pirám ides.

Los rayos X y la luz transmitida a través de cristales minerales o de sólidos cristalinos se comportan de un modo predecible, qu e proporciona una evidencia convincente para una estructura interna ordenada. Otra manera de determinar que los mineral es sin cristales evidentes son realmente cristalinos es por su exfoliación , la propiedad de romperse o dividirse' repetidamente a lo largo de planos lisos estrechamente espaciados. No todos los minerales tienen planos de exfoliación, pero muchos sí, y tal regularidad indica, ciertamente, que la división está controlada por la estructura interna. Ya en el año 1669, el científico danés Nicholas Steno determinó que los ángulos de intersección de caras de cristal equivalentes en diferentes especímenes de cuarzo eran idénticos. Desde entonces, esta constancia de ángulos inteifaciales se ha demostrado en muchos otros mine-

rales , sin importar su tamaño, forma, edad o incidencia geográfica (Figura 3. 7c). Steno postuló que los cristales minerales están formados de bloques constituyentes idénticos muy pequeños, y que la disposición de estos bloques determina la forma externa de los cristales minerales, una propuesta que ha sido verificada desde entonces.

Composición química de los minerales La composición de los minerales se muestra mediante una fórmul a química, que es una manera adecuada de indicar los números de átomos de diferentes elementos que forman un mineral. El mineral de cuarzo está formado por un átomo de silicio (Si) por cada dos átomos de oxígeno (O ) y, por tanto , su fórmula es Si02 ; el número indica el número de átomos . La ortosa está compues-

• Figura 3.7

(a) Cuarzo ahumado

(b) Cuarzo rosado

....__,,

....__,,

120º ""120º

t

t

(e)

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"'--"'

120º

120° ""120°

)120°

(a) Cristal bien fo rmado del cuarzo ahumado. (b) Espécimen de cuarzo rosa en el que no se pueden ve r los cristales. (c) Vistas laterales y secciones transversa les de cristales de cuarzo que muestran la consta ncia de ángulos interfaciales. Cristal bien formado (izquierda), cristal bien formado más grande (centro) y cristal mal formado (derecha). Los ángulos entre las caras equivalentes del cristal en especímenes diferentes del mismo mineral son los mismos a pesar del tamaño, de la edad, de la forma o de la ubicación geográfica de los especímenes. Fuente: (a) y (b), Sue Monroe.

¿CUÁNT OS MI NE RAL E S EXI STEN?

ta de un á,tomo de potasio, uno de aluminio, tres de silicio y ocho de oxígeno, por lo que su fórmula es KA1Si 30 8 • Algunos minerales conocidos como elementos nativos están formados por un único elemento y son, entre otros, la plata (Ag), el platino (Pt), el oro (Au) y el grafito y el diamante, ambos compuestos de carbono (C). La definición de mineral contiene la frase composición química definida pero no fija porque algunos minerales tienen en realidad un rango de composiciones. Para muchos minerales , la composición química no varía. El cuarzo está compuesto sólo de silicio y oxígeno (Si0 2 ) y la halita sólo contiene sodio y cloro (NaC l). Otros minerales tienen un rango de composiciones porque un elemento puede sustituirse por otro si los átomos de dos o más elementos son prácticamente del mismo tamaño y carga. Véase en la • Figura 3.8 que los átomos de hierro y de magnesio son más o menos del mismo tamaño; por tanto, pueden sustituirse el uno por el otro. La fórmula química del olivino es (Mg,Fe) 2 Si0 4 , lo que significa que, además de silicio y oxígeno, puede contener sólo magnesio, sólo hierro o una combinación de ambos. Existe un cierto número de otros minerales que ~ambién tienen un rango de composiciones, son en reali,dad grupos minerales con varios miembros.

73

Propiedades físicas de los minerales El último criterio de nuestra definición de mineral, propiedades físicas características, se refiere a propiedades como la dureza, el color y la forma del cristal. Estas propiedades están controladas por la composición y la estructura. Hablaremos algo más sobre las propiedades físicas de los minerales más adelante en este capítulo.

¿CUÁNTOS MINERALES .EXISTEN? os geólogos han identificado y descrito más de 3.500 minerales, pero sólo unos· pocos -quizá dos docenas- son comunes. Podríamos pensar que de 92 elementos producidos por la naturaleza, se podría formar un número extremadamente elevado de minerales, pero existen varios. factores que. limitan el número posible. Por un lado, muchas combinaciones de elementos sencillamente no se producen; por ejemplo ,

Iones cargados negativamente

Iones cargados positivamente

1+

2+

3+

4+

.0,39

0,26

.Calcio

Aluminio

Silicio

0,63

0,49

Hierro2+

Hierro3 +

0,99

Oxígeno

Flúor

Sodio

O, 15

Azufre

Carbono

Cloro 0,72

1 Ángstrom = 10- 8 cm

Magnesio

• Figura 3.8

·-

-------

Cargas eléctricas y tamáños relativos de iones comunes en minerales. Los números dentro de los iones son los radios mostrados en unidades Ángstrom .

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74

CAPfTULO

3

M I NERAL E S , LOS FORMADOHES DE LAS HO C A S

Las joyas de la Reina causa de su be lleza y escasez, las piedras preciosas han fascin ado al mundo durante miles de años . Verdaderamente, nuestros ancestros utilizaron diversos minerales, piedras y fósiles por sus supuestos poderes místicos o simp lemente porque eran atractivos. Una de las colecciones más impresionantes de piedras preciosas es la de las Joyas de la Corona, que se alberga en la To rre de Londres, en Inglaterra. La Torre de Londres es una formidable estructura de piedra sobre el T ámesis que ha servido como fortificación, residencia de reyes y reinas, y prisión para notables como Sir Walter Raleigh, que fue encarce lado allí durante 13 años. La construcción en la Torre de Londres comenzó durante el reinado de Guillermo el Conquistador (1066-1087). Se amplió y modificó sucesivamente hasta 1300 y, desde entonces, ha permanecido más o menos sin cambios. Dentro de la Torre, los Cuarteles de Waterloo, construidos origina lmente para 1.000 so ld ados, han alberg ado las joyas de la corona inglesa desde principios del sig lo XIV. Só lo durante Segunda Guerra Mundial (1939-1945) se cambiaron a una ubicación secreta para guardarlas en lugar seguro y, posteriormente, fueron devueltas. Entre las joyas de la corona se encuentra la corona de la coronación de Jorge VI en 1937, posteriormente modificada para la reina Isabel 11en1953. Se compone de 2.868 diamantes, con 17 zafiros,

A

no existe ningún compuesto formado sólo de potasio y sodio o ele silicio y hierro. Otro factor importante es que la mayor parte de la corteza terrestre está formada por sólo ocho elementos químicos , e incluso entre estos

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11 esmera ldas, 5 rubíes y 273 perlas (• Figura 1). Además de otras coronas, las joyas de la corona comprenden platos de oro, pi las bautisma les y cetros, incluyendo el Cetro con la Cruz con el diamante Primera Estrella de África, de 530 quilates, montado en su cabeza, el diamante de corte más grande del mundo. Realmente, la Primera Estrella de África es la más grande de las nueve piedras cortadas del mundo, mucho más grande que el diamante Cullinan de África.

• Figura 1. La Corona Imperial del Estado se hizo para la co ronación de Jorge VI en 1937 y se modificó para la de Su M ajestad la Reina Isabel 11 en 1953. Fuente: PhotoDisc Green/G etty lmages.

ocho, el silicio y el oxígeno son, con mucho , los más comunes. En realidad, los minerales más comunes ele la corteza están compuestos de silicio, oxígeno y uno o más ele los elementos de la • Figur~ 3.9.

GRUPOS D E MIN E RALES RECO N OC I DOS POR LOS GEÓLOGOS

Corteza terrestre (por átomos)

Corteza te rrestre (en peso)

Oxígeno 62,6%

Oxígeno 46,6%

Otros 1,5%

75

Magnesio 1,8% Potasio 1,4% Sod io 2,6% Calcio 3,6%

Alumin io 6,5%

Aluminio 8, 1% (a)

(b)

• Figura 3.9 Elementos comunes en la corteza terrestre . (a) Porcentaje de corteza por peso, y (b) porcentaje de corteza por átomos. Fuente: (a) De Mi ller, G. T., 1996. Living in the Environment: Principies, Concepts, and Solutions. Wadsworth Pub lishing. Figura 8.3.

GRUPOS DE MINERALES RECONOCIDOS POR LOS GEÓLOGOS os geólogos reconocen clases o grupos de minerales, cada uno de ellos con miembros que comparten el mismo ion o grupo de iones de carga

negativa (Tabla 3.2). Ya hemos mencionado que los iones son átom os qu e tienen una carga eléctrica positiva o negativa como resultado de Ja pérdida o adquisición de electrones en su capa externa. Además de iones, algunos minerales contienen grupos com p lejos estrechamente enlazados de átomos diferentes conocidos como radicales, que actúan como unidades individuales . Un buen ejemplo es el radical de carbonato, compu esto de un átomo de carbono enlazado con tres átom os de oxígeno,

Tabla 3.2

Grupos de minerales reconocidos por los geólogos Grupos de minerales

Ion o radical cargado negativamente

Car6Pnatos

(Co/-

Haluros

Cl1-: , F1-

Hidróxidos Elementos nativos

(OH)1 -

Fosfatos Óxidos

(Poi0 2-

Si licatos

(Si0 4) 4 -

Su lfatos

(S0 4)2 -

Su lfuros

s 2-

Ejemplos

Composición

Ca lcita Dolomita Ha lita Fluorita Brucita Oro Plata Diamante Apat ito Hematites Magnetita Cuarzo Fe ldespato potásico Ol ivino Anhidrita Yeso Ga lena Pirita Argentita

CaC0 3 CaMg(C0 3)2 NaCI Ca F2 Mg(OH) 2 Au Ag*

e Ca 5(P0 4h(F,CI) Fe 20 3 Fe 30 4 Si0 2 KAISiPs (Mg, Fe) 2Si0 CaS0 4 CaS0 4 ·2Hp PbS FeS 2 Ag 2S*

4

* Obsérvese que la plata se encuentra tanto como elemento nativo como sulfuro.

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CAPITULO

3

MI NE RAL E S , LOS F ORMAD O R E S D E LAS RO CAS

cuya fórmula es C0 3 y que tiene una carga eléctrica de 2- . Otros radicales comunes y sus cargas son: sulfato (S0 4 , T), hidroxilo (OH, 1- ) y silicato (Si0 4 , 4-) (• Figura 3.1 O) .

Silicatos Como el silicio y el oxígeno son los dos elementos más abundantes de la corteza terrestre, no es extraño que illl)Chos minerales contengan estos elementos. La combinación de silicio y oxígeno se conoce como sílice y los minerales que contienen sílice son silicatos. El cuarzo (Si0 2 ) es sílice pura porque está compuesto entera mente de silicio y oxígeno. Pero la mayoría de los silicatos tienen uno o más elementos adicionales, como la ortosa (KA1Sip 8 ) y el olivino [(Mg,Fe) 2 Si0 4 ]. Los silicatos incluyen un tercio de todos los minerales conocidos, pero su abundancia es incluso más impresionante cuando uno piensa que forman quizá el 95 % de la corteza terrestre.

(b)

Tetraedro aislado

Carbonato C0 3 (- 2)

Hidroxilo OH (-1)

• Figura 3.1 0

- --

--·.

··-~

-- -

02-

0 2-

s~ +

-

/

(d)

Láminas continuas

(e)

Redes tridimensionales

·-·

El bloque básico constituyente de todos los silicatos es el tetraedro de silicio, que está formado por un átomo de silicio y cuatro de oxígeno(• Figura 3.1 la). Estos .átomos están dispuestos de manera que los cuatro oxígenos rodean al átomo de silicio, que ocupa el espacio

Fórmula del grupo iónico cargado negativamente

Ejemplo

(Si0 4)4-

Olivino

(Si03)2 -

Grupo de piroxenos (augite)

(Si401 1)6-

Grupo de anfíboles (hornblenda)

~

w w-

Cadenas continuas de tetraedros

Sílice Si0 4 (-4)

Muchos minerales contienen radicales , que son grupos complejos de átomos fuertemente enlazados entre ellos. Los radi cales de la sílice y de los carbonatos son especia lmente comunes en muchos minera les, como el cuarzo (Si0 2) y la cal cita (CaC0 3).

_ A A (c)

Sulfato S0 4 (- 2)

-m-

Micas (moscovita)

.____ 0 2-

0 2-

Demasiado compleja para mostrarla con un simple dibujo en dos dimensiones

Cuarzo Feldespato ortosa Feldespato plagioclasa

(a)

• Figura activa 3.11 (a) Modelo del tetraedro de silicio, mostrando las cargas negativas libres en cada oxígeno. (b) -(e) Estructuras de los sili catos comunes most rados según las diversas disposicione s de los tetraedros de silicio. (b) Tetraedros aislado s. (c) Cadenas continuas. (d) Lámin as co ntinuas. (e) Armazones. Las flechas adyacentes a un a cadena simple, a üna d oble y a los silicatos laminares indican que estas estructuras continúan indefinidamente en las direcciones mostradas.

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GRUPOS D E M I NERALES RECONOCIDOS POR L OS GEÓLOGOS

entre los átomos de oxígeno, formando así una estructura piramidal de cuatro caras. El átomo de silicio tiene una carga positiva de 4 y cada uno de los átomos de oxígeno tiene una carga negativa de 2 , lo que da como resultado un radical con una carga negativa total de 4 (Si0 4 ) 4 - . Como el tetraedro de silicio tiene carga negativa, no existe en la naturaleza como un grupo de iones aislado; por el contrario, se combina con iones de carga positiva o comparte sus átomos de oxígeno con otros tetraedros de silicio. En los silicatos más sencillos, los tetraedros de silicio existen como unidades simples enlazadas a iones de carga positiva. En los minerales que contienen tetraedros aislados , la proporción de silicio con respecto a oxígeno es de 1 :4, y la carga n egativa del ion de silicio está compensada con iones positivos (Figura 3 .11 b). Por ejemplo, el olivino [(Mg,Fe) 2 Si0 4 ] tiene dos iones de magnesio (Mg 2 +), dos iones de hierro (Fe 2 +) o uno de cada para compensar la carga de 4 - del ion de silicio. Los tetraedros de silicio también pueden unirse para formar cadenas de una longitud indefinida (Figura 3.1 lc). Se forman cadenas sencillas, como en los piroxenos, cuando cada tetraedro comparte dos de sus átomos de oxígeno con un tetraedro adyacente, dando como resultado una proporción de silicio con respecto a oxígeno de 1 :3 . La enstatita, un mineral del grupo de los piroxenos , refleja esta proporción en su fórmula química, MgSi0 3 • Sin embargo, las cadenas individuales poseen una carga eléctrica neta de 2 -, por lo que se equilibran .con iones positivos, como por ejemplo el Mg2 +, que unen cadenas paralelas (Figura 3.1 lc). El grupo de minerales de los anfíboles está caracterizado por una estructura de doble cadena en la que tetraedros alternos en dos filas paralelas enlazan transversalmente (Figura-3. l lc) . La formación de cadenas do1 bles da como resultado una proporción de silicio con respecto a oxígeno de 4: 11 , por lo que cada cadena doble posee una carga eléctrica de 6 - . Mg 2 +, Fe2+ y Al2+ están · normalmente implicados en el proceso de unión de cadenas dobles . En los silicatos de estructura en lámina, se comparten tres átomos de oxígeno de cada tetraedro con tetraedros adyacentes (Figura 3 .11 d) Dichas estructuras dan como resultado láminas continuas de tetraedros de silicio con proporciones de silicio-oxígeno de 2:5. Esta estructura en particular explica la característica estructura en lámina de las micas, como la biotita y la moscovita, y de los minerales de la arcilla. Las redes tridimensionales de tetraedros de silicio se forman cuando éstos comparten sus cuatro átomos de oxígeno con los te traedros adyacentes (Figura 3 . 1 Í e) Este proceso de compartir los átomos de oxígeno tiene como resultado una proporción de silicio con respecto a

77

oxígeno de 1 :2, que es eléctricamente neutro. El cuarzo es un silicato de estructura tridimensional. Los geólogos reconocen dos subgrupos de silicatos: silicatos ferromagnesianos y no ferromagnesianos. Los silicatos ferromagnesianos son aquellos que contienen hierro (Fe) , magnesio (Mg), o ambos. Estos minerales son normalmente oscuros y más densos que los silicatos no ferromagnesianos. Algunos de los silicatos ferromagnesianos más comunes son el olivino, los piroxenos , los anfíboles y la biotita (• Figura 3.12a). Los silicatos no ferromagnesianos carecen de hi~ ­ rro y de magnesio, son generalmente de color claro y menos densos que los silicatos ferromagnesianos (Figura 3.12b) . Los minerales más comunes de la corteza terrestre son los silicatos no ferromagnesianos, conocidos

Olivino

Aug ita

Hornblenda

Mica biotita

(a) Silicatos ferromagnesianos

Cuarzo

Ortosa

Plagioclasa Moscovita (b) Silicatos no fe rromagnesianos • Figura 3.12 (a) Silicatos ferromagnesianos comunes y (b) silicatos no fe rromagnesianos. Fuente: Sue Monroe.

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j

El descubrimiento de oro por James Marshall en Sutter's Mil/, cerca de Coloma, en 1848, provocó la fiebre del oro de-California (1849-1853) durante la que se extrajeron 200 millones de dólares en oro.

OCÉANO PACIFICO Muestra de oro de California. El oro es demasiado pesado y demasiado blando para fabricar herramientas y armas, así que se ha destinado a joyería, y como símbolo de riqueza, pero también se utiliza en la fabricación de vidrio, circuitos eléctricos, chapados en oro, la industrip química y en odontología.

D

Cinturón de la quimera del oro

o o

100 100

200 200

Un minero busca oro (en primer plano) removiendo agua, arena y gráva en una batea ancha y poco profunda. El oro, más pesado, se hunde. A la izquierda, un minero lava sedimento en una artesa oscilante. Ésta, al igual que la batea, separa el oro, más pesado, de los demás materiales.

Buscadores de oro en el río American, cerca de Sacramento; California. La mayor parte del oro procedía de depósitos, denominados placeres, en los que el agua en movimiento separaba los minerales concentrados y los fragmentos de roca . según su densidad.

Minería hidráulica en California, en la que fuertes corrientes de agua lavaban las arenas auríferas y la grava en esclusas. En esta imagen, tomada en 1905 en Junction City, California, el agua se dirige a través de un cañón en una ladera. La minería hidráulica era eficiente desde el punto de vista minero pero causó considerables daños ambientales.

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¡iM.~--

L-.....

Informes en 1876 de la existencia de oro en las Colinas Negras de Dakota del Sur tuvieron como resultado una avalancha de mineros, lo que llevó al comienzo de las hostilidades con los indios Sioux, y la aniquilación del Teniente Coronel George Armstrong Custer y 260 de sus hombres en la batalla de Little Big Horn, en Montana. Esta vista muestra las cabeceras (arriba, a la derecha) de la mina de Homestake, en Lead, Dakota del Sur, en 1900. Las cabeceras son el grupo de edificios junto a la bocamina.

De la misma manera que el oro, la plata se encuentra como elemento nativo, como se observa en esta muestra, pero también como un compuesto en el sulfuro mineral denominado argentita (Ag 2S). La plata se usa en Norteamérica para las películas de haluros de plata, joyas, utensilios de mesa, instrumentos quirúrgicos y como elemento de reflexión en espejos.

Esta imagen muestra las cabeceras de la mina de Yellowjacket, en Gold Hill, Nevada, y el recuadro muestra cuarzo conteniendo plata (blanco) en roca volcánica. Este descubrimiento de plata, el más grande en Norteamérica, denominado Comstock Lode, fue el responsable de la incorporación de Nevada a la Unión en 1864, durante la Guerra Civil, aunque tenía muy poca población para tener la condición de estado. El Comstock Lode se excavó, buscando plata y oro de 1859 hasta 1898.

80

CAPITULO

3

M I NERALES, L OS FORMADORES DE LAS RO CAS

como feldespatos. Feldespatos es un nombre genérico, difere nciándose dos grupos distintos , cada uno de los cuales incluye varias especies. Los feldespatos de potasio están representados por Ia microclina y la ortosa u ortoclasa (KAISi 3 0 8 ) . El segundo grupo de feldespatos, las plagioclasas , van desde las variedades ricas en calcio (CaAI 2 Si2 0 8 ) a las ricas en sodio (NaAISi3 0 8 ) . El cuarzo .(Si0 2 ) es otro silicato no ferromagnesiano común. Es un silicato de estructura tridimension al que podemos reconocer normalmente por su apariencia vítrea y su dureza . Otro silicato no ferromagnesiano bastante común es la moscovita, que es una mica (Figura 3.12b).

Carbonatos Los carbonatos, qu e contienen el radical de carbonato con carga negativa (C 0 3 ) 2 - , incluyen el carbonato cálcico (CaC0 3 ), como aragonito o calcita(• Figura 3.13a). El aragonito es inestable y normalmente se transforma en calcita, el principal constituyente de la caliza. Se conocen otros carbonatos , pero sólo nos interesa uno de ellos: la dolomita [CaMg(C0 3 ) 2 ], form ada por la alteración química de la calcita debido a la adición de magnesio. La roca sedimentaria compuesta del_ mineral dolomita es la dolomía (véase el Capítulo 7)

(a) Calcita

Otros grupos de minerales Además de los silicatos y los carbonatos, los geólogos reconocen otros grupos de minerales (Tabla 3.2). Aunque los minerales de estos grupos son menos comunes que los silicatos y los carbonatos, encontramos muchos de ellos en las rocas en pequeñas cantidades y otros son recursos importantes. En los óxidos, un elemento se combina con el oxígeno, como en la hematites (Fe 20 3 ) y en la magnetita (Fe 3 0 4 ) . Las rocas con altas concentraciones de estos minerales en la región del Lago Superior de Canadá y de los Estados Unidos son men as de hierro para la fabricación de acero. Los hidróxidos relacionados se forman principalmente por la alteración química de otros minerales. Hemos observado que los elementos nativos son minerales compuestos de un único elemento, como el diamante y el grafito (C), y los metales preciosos oro (Au), plata (Ag) y platino (Pt) (véase «Los metales preciosos», en las páginas 78 y 79) . Algunos elementos, como la plata y el cobre, se encuentran como elementos nativos y como compuestos y, por tanto, los incluimos también en otros grupos de minerales ; un ejemplo de esto puede ser la argentita (Ag2 S), un sulfuro de plata. Varios minerales y rocas que contienen el radical fosfato (P0 4 ) 3 - son

(b) Galena

• Figura 3.13

(e) Yeso

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(d) Halita

(a) La ca lcita (CaCO;¡) es el ca rbonato mineral más común. (b) El sulfuro galena (PbS) es la mena de plomo. (c) El yeso (CaS04 ·2Hp) es un sulfato común. (d) La halita (NaCI) es un buen ejemp lo de un haluro.

PROPI E DADES FÍSI CAS DE LOS MI N ERAL ES

fuentes importantes de fósforo para los fertilizantes. Los sulfuros, como la galena (PbS), el mineral de plomo, tienen un ion de carga positiva combinado con sulfuro (S 2 -) (Figura 3.13b), mientras que los sulfatos tienen un elemento combinado con el radical complejo (S0 4 ) 2 - , como en el yeso (CaS04 ·2H 2 0) (Figura 3.13c) . Los haluros contienen los elementos halógenos, flúor (FI - ) y cloro (Ci1-); por ejemplo, la halita (NaCl) (Figura 3.13d) y la fluorita (CaF 2 ).

PROPIEDADES FÍSICAS DE LOS MINERALES a estructura interna y la composición química determinan las propiedades físicas características de todos los minerales. Muchas propiedades físicas son notablemente constantes para una especie de minerales dada, pero otras pueden variar, especialmente el color. Aunque los geólogos profesionales utilizan técnicas sofisticadas para estudiar e identificar minerales, la mayoría de los minerales comunes pueden identificarse utilizando las propiedades físicas que describimos a continuación (véase Apéndice C).

81

Figura 3.13, sólo la galena tiene un brillo metálico. Entre los diversos tipos de brillo no metálico, se encuentran el vítreo (como el cuarzo), mate o terroso, céreo, graso y adamantino (como el diamante) (Figura 3. 1b). Los estudiantes de geología principiantes se angustian por el hecho de que el color de algunos minerales varía considerablemente, haciendo que la propiedad física más obvia resulte de poca utilidad para la identificación de los minerales. E n cualquier caso, podemos hacer algunas generalizaciones útiles sobre el color. Los silicatos feiromagnesianos son normalmente negros, marrones o verdes oscuros, aunque el olivino es verde oliva (Figura 3.12a). Por otra parte, los silicatos no ferromagnesianos varían considerablemente de color, pero rara vez son muy oscuros. Los colores más normales son el blanco, crema, incoloro tonos de rosa y verde pálido (Figura 3.12b). Otra generalización útil es que el color de los minerales con brillo metálico es más consistente que el color de los minerales no metálicos. Por ejemplo, la galena siempre es gris plomo (Figura 3 .13 b) y la pirita es, invariablemente, amarillo latón. En contraste, el cuarzo, un mineral no metálico, puede ser incoloro, marrón ahumado a casi negro, rosado, m arrón -amarillo; blanco lechoso, azul o de violeta a morado (Figura 3.7a, b).

y

Brillo y color

Morfología cristalina

El brillo (no hay que confundirlo con el color) es la calidad y la intensidad de la luz reflejada por la superficie de un mineral. Los geólogos definen dos tipos básicos de brillo: m etálico, que tiene la apariencia del metal, y no metálico. Observemos que de los cuatro minerales de la

Como ya hemos observado, muchos especímenes de minerales no muestran la típica morfología cristalina perfecta de su especie (Figuras 3.6 y • 3 .14). Sin embargo, recordemos que aunque los cristales pueden no ser evidentes, los minerales tienen una estructura cristalina.

(a)

(b)

(e)

• Figura 3.14 Crist ales min erales. (a) Crist ales cúbicos d e fluorita (CaF2) . (b) Crist al d e calcita (CaC0 3) . (c) Crist ales d e granat e (Fe 3A l2(Si04))

.

Fuente: (a & b)

Sue M onroe, (e) Michael Penn/ Juneau, Alaska, BLM .

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82

CAPITULO 3 .

MI NE RA LE S, L OS FÓRMADOR ES D E LAS RO CAS

Algunos minerales aparecen normalmente como cristales. Por ejemplo, son normales los cristales de granate de doce caras, como lo son también los cristales de pirita de seis y doce caras. Los minerales que crecen en cavidades o que precipitan a partir de flujos de agua caliente (soluciones hidrotermales) en grietas y fisuras de rocas aparecen normalmente también como cristales (véase Enfoque geológico 3 .1). La morfología cristalina puede ser también una característica útil para la identificación de los minerales, pero hay un cierto número de ellos que tienen la misma morfología cristalina. La pirita (FeS 2 ) , la galena (PbS) y la halita (NaCI) aparecen en forma de cristales cúbicos, pero pueden identificarse fácilmente por otras propiedades, como el color, el brillo, la dureza y la densidad.

(a)

Exfoli ación en una dirección

(b)

Exfol iación en dos direcciones en ángulos rectos

(c)

Exfoliación en tres direcciones en ángulos rectos

Mica biotita

y moscovita

Feldespatos de potasio, feldespatos plagioclasa

Halita, galena

Exfoliación y fractura (d)

Exfoliación en

No todos los minerales tienen exfoliación, pero aquellos . tres direcciones , Calcita, que la poseen se rompen, o se dividen, a lo largo de un en ángulos no dolomita rectos plano o planos ·lisos de debilidad, determinada por la fuerza de sus enlaces químicos. La exfoliación se caracteriza en términos de calidad (perfecta, buena, pobre), dirección y áng~los de intersección de los planos de exfoliación. La·biotita, un silicato ferromagnesiano común, (e) Exfoliación en Fluorita, tiene una exfoliación perfecta en una dirección(• Figucuatro direcciones diamante ra 3.1 Sa). La biotita es un silicato laminar que tiene las láminas con los tetraedrosde sílice débilmente enlazadas unas a otras mediante iones ele hierro y de magnesio (Figura 3.12a). . . Los feldespatos tienen.dos .clirecciones de exfoliación (f) Exfoli ación en que se cruzan formando ángulos rectos \ Figura 3.1 Sb), y Esfalerita sei s direcciones el mineral ha.lita tiene_tres direcciones de exfoliación que ~e cruzan formando ángulos rectos (Figura 3.1 Sc) ._La -calcita también posee tres direcciones cfé'exfoliación, pero ninguno de los ángµ.los de intersección es un ángulo recto, de modo que los fragmentos de exfoliación de la Varios tipos de exfoliación mineral. (a) Una dirección. (b) Dos direcciones en ángulos rect os. (c) Tres direcciones en ángulos calcita son romboedros (Figura 3.1 Sd) . La H~writa y el rectos. (d) Tres direcciones en ángulos no rectos. (e) Cuatro diámante son mfoerales con éuatro direcciones de exfodirecciones. (f) Seis direccio nes. liación (Figura 3.1 Se). Irónicamente, el diamante, el mineral m~s duro, puede exfoliarse fácilmente. Unos pocos minerales , como la esfalerita, un mineral de cinc, tienen En contraste con la exfoliación, la fractura se proseis direccio~es de exfoliación (Figura 3.1 Sf). duce cuando el mineral se rompe en superficies irreguLa exfolia,ción es una propiedad diagnóstica de los lares. Cualquier mineral puede fracturarse si se aplica la minerales importantes y es esencial reconocerla a la hora fuerza suficiente, pero las superficies de fractura son, de distinguir entre algunos minerales. Por ejemplo, el pinormalmente, desiguales o concoidales (curvas) en luroxeno augita y el anfíbol hornblenda son muy parecigar de lisas. . dos: ambos son de verde oscuro a negro, tienen la misma dureza y poseen dos direcciones de exfoliación. Pero los Dureza planos de exfoliación de la augita se cortan formando ángulos de 90 grados, mientras que los planos de exfoliaUn geólogo austriaco, Fiedrich Mohs, ideó una escala ción de la hornblenda se cortan formando ángulos de 56 de dureza relativa para 1O minerales. Asignó de manera y 124 grados (• Figura 3.16) . arbitraria un valor de dureza 1O al diamante, el mineral ·

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Cristales minerales

e

iertamente, las características más atrayentes de los minerales son los cristales. La mayoría de los cristales son bastante pequeños, con medidas que van desde unos pocos milímetros a varios centímetros de longitud, pero algunos alcanzan prQporciones g igantescas. Los cristales de espodumena, de hást a 14 m de longitud, se extrajeron en Dakota del Sur por su contenido en litio. En Rusia se han encontrado cristales de cuarzo que pesan varias toneladas, y hojas de moscovita que miden más de 2,4 m de sección p roceden de m inas en Ontario. Invariablemente, los. crista les de semejantes tamaños aparecen en cavidades donde su crecimiento no tiene ninguna restricción, o se encuentran en pegmatitas, un tipo de roca ígnea con minerales esp ecialmente grandes (véase el Capítulo 4). El hallazgo reciente más notable de cristales g igantescos se produjo en abri l de 2000, en una mina de p lata y p lomo en Chihuahua, M éxico. Al lí existe una caverna tapizada con centenares de cristales de yeso de más de 1 m de longitud y a los que un autor denominó «cristal rayos d e luna», cristales de yeso d e 1,2 m de diámetro y hasta 15,2 m de lo ngitud (• Figura 1). Quizás éstos son los cristales minerales más g randes del mundo. Temiendo el vandalismo, la compañía p ropietaria de la m ina mantuvo los cristales en secreto durante aig ún tiempo, pero los 65 ºC de t emperatura y el 100% de humedad dentro de la caverna rellena de cristales podía mantener a los vándalos a raya, excepto a los más contumaces. Durante muchos sig los, los crist ales y los minerales se valoraron po r sus supuest os poderes de curación y por las propiedad es míst icas. De hecho, muchos minerales, especialmente

cristales minerales, así como algunas piedras y fósiles han servido como símbolos religiosos y talismanes, o se han aplicado externamente, o ingerido por sus supuestos poderes místicos o curativos. El diamante, según una leyenda, espanta a los espíritus malignos, la enfermedad y las inundaciones, mientras que el topacio prevenía los desórdenes mentales, y el rubí se· creía que preservaba la salud de su dueño y advertía de la mala suerte inminente. Verd aderamente, aún hoy, anuncios de revistas y periódicos ensalzan las cua lidades curativa's de diversos cristales y reclaman q ue aumentan la . estabilidad emociona l y aclaran las ideas. Desgraciadamente para aquellos que compran cristales con estos propósitos, no proporcionan más beneficio que los artifi ciales. Las propias ilusiones y el efecto de p lacebo son los responsables de cualquier resultado beneficioso. Una razón por la que algunas personas p iensan que los ·cristales tienen atributos favorables es la curiosa propiedad denom inada el efecto piezoeléctrico. Cuando algunos cristales se comprimen o se ap lica una corriente eléctrica, estos minerales producen una carga eléctrica que perm it e que sean exactos en cuanto a lo que se refiere a medición del tiempo. Po r ejemplo, la corriente eléctrica de una batería d e re loj origina que un cristal d e cuarzo se expanda y comprima muy rápida y reg ularmente (cerca de 100.000 veces po r segundo). Los primeros relojes de crist al d e cuarzo se desarrollaron en 1928, y ahora son muy comunes. Incluso los re lojes de cuarzo muy barat os son muy exactos, y los de precisión que se utilizan en astro nomía no atrasan ni ad elantan más de 1 segundo en 10 años. Una interesante nota histó rica es que durante la Segunda Guerra Mundial (1939-1945) los Estados

Unidos tuvieron d ifi cultades para obtener crista les de cuarzo brasileños, necesari os para fabricar radios. Esta escasez incitó el desarrollo de la síntesis artificial del cuarzo, y ahora la mayoría de los cuarzos utilizados en relojes de pulsera y de otros tipos son sint éticos. Aunque el efecto piezoeléctrico en los cristales no tenga poderes curativos ni protectores, son esenciales en apl icaciones en las que se necesita medidas precisas de tiempo, presión o aceleración. Y, por sup uesto, muchas personas están intrigadas con los· crista les simplemente po r su at ractivo.

• Figura 1 Al g unos d e estos crista les d e yeso en una caverna de Chihuahua, M éxico, miden hasta 15,2 m de longitud y posib lemente sean los más g randes del mundo. Se d escubrieron en abril d e

2000.

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CAPÍTULO

3

MINERALES, LOS FORMADORES DE LAS ROCAS

~

Sección transversal

V

(a)

., Secc1on transversa

I ~

~

(b)

• Fig~r~:'.'!_~-- -- ~-----· -- _ - - ·-·- _ Exfo liación en augita y hornblenda. (a) Cristal de augita y sección transversa l del cristal mostrando la exfoliación. (b) Cristal de hornblenda y sección transversal del cristal mostrando la exfoliación.

más duro conocido, y valores menores a los otros minerales, Podemos determinar fácilmente la dureza relativa utilizando la escala de dureza de Mohs (Tabla 3.3) El cuarzo puede rayar la fluorita pero ésta no puede rayar el Tabla 3.3 ·

Escala de dureza de Mohs Dureza

Mineral

10

· Diamante

9 8

Topacio

7

Cuarzo

6

Ortosa

5 4 3

Apatito

2

Yeso

Dureza de algunos . objetos comunes

Corindón

Lima de acero (6X) Vidrio (SX-6) Fluorita Calcita

Moneda de cobre (3) Uñas (2X)

Talco

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cuarzo, podemos rayar el yeso con una uña, etc. Por tanto, definimos la dureza como la resistencia de un mineral a la abrasión y está controlada principalmente por su estructura interna. Por ejemplo, tanto el grafito como el diamante están compuestos de carbono, pero el primero tiene una dureza de l a 2, mientras que ·el último tiene una dureza de l O.

Peso específico (densidad) El peso específico y la densidad son dos conceptos diferentes, aunque aquí los utilizaremos más o menos como sinónimos. El peso específico de un mineral es la proporción de su peso con respecto al peso de un volumen igual de agua pura a 4 ºC. Por tanto, un mineral con un peso específico de 3,0 es tres veces más pesado que el agua. Por el contrario, la densidad es la masa (peso) de un mineral por unidad de volumen expresada en gramos por centímetro cúbi~o. Por tanto, el peso específico de la galena (Figura 3.13b) es de 7,58 y su densidad es de 7 ,58 g/cm 3 • En la mayoría de los casos nos referiremos a la densidad de un mineral, y en algunos de los capítulos siguientes mencionaremos la densidad de varias rocas. La estructura y la composición controlan la densidad y el peso específico de un mineral. Debido a que los silicatos ferromagnesianos contienen hierro, magnesio, o ambos, tienden a ser más densos que los silicatos no ferromagnesianos. En general, los minerales metálicos, como la galena y la hematites, son más densos que los no metálicos. El oro puro, con una densidad de 19,3 g/cm 3 es dos veces y media más denso que el plomo. El diamante y el grafito, ambos compuestos de carbono (C), ilustran cómo la estructura controla el peso específico o la densidad. El peso específico del diamante es de 3,5, mientras que la del grafito varía de 2,09 a 2,33.

Otras propiedades útiles de los minerales Existen otras propiedades físicas que caracterizan a los minerales. El talco tiene un tacto jabonoso distintivo, el grafito escribe sobre el papel, la halita sabe a sal y la magnetita es magnética(• Figura 3.17). La calcita posee la propiedad de la doble refracción, lo que significa que cuando vemos un objeto a través de un trozo de calcita transparente, veremos la imagen doble. Algunos silicatos laminares son plásticos y cuando los doblamos dándoles una nueva forma, mantienen esa forma; otros son flexibles y si los doblamos, volverán a su posición original cuando se eliminen las fuerzas que los han doblado. Una prueba química sencilla para identificar la calcita y la dólomita es la de aplicar una gota de ácido clorhídrico al mineral. Si el mineral es calcita, reaccionará

¿QU É S O N L O S MINERAL E S F ORM A DORE S DE HO C AS?

• Figura 3.17 La magnetita , un importante mineral de hierro, es magnética.

enérgicamente con el ácido y liberará dióxido de carbono, lo que hace que el ácido haga burbujas o entre en efervescencia. Por el contrario, la dolomita no reaccionará con el ácido clorhídrico a menos qu~ esté en polvo.

¿CÓMO SE FORMAN LOS MINERALES? asta ahora, hemos visto la composición, estructura y propiedades físicas de los minerales , pero no hemos hablado de cómo se originan. Un fenómeno que explica el origen de los minerales es el enfriamiento del material de roca fundida conocido como magma (el magma que alcanza la ·superficie se llama lava). Cuando el magma o la lava se enfrían, los minerales cristalizan y crecen, determinando así la composición mineral de las diversas rocas ígneas, como el basalto (dominado por silicatos ferromagnesianos) y el granito (dominado por silicatos no ferromagnesianos) (véase el Capítulo 4). Normalmente, las soluciones de agua caliente derivadas del magma invaden grietas y fisuras de las rocas adyacentes, y a partir de estas soluciones cristalizan una variedad de minerales, algunos de gran importancia. Los minerales .también se originan cuando el agua de las fuentes termales se enfría (véase el Capítulo 13) y cuando se vierte agua caliente rica en minerales en el fondo oceánico a través de fuentes termales conocidas como chimeneas negras (véase el Capítulo 9). Los materiales disueltos en el agua del mar, y menos probable en el agua de los lagos, se combinan para formar minerales como la halita (NaCl), el yeso (CaS0 4 ·2H 2 0) y otros, cuando el agua se evapora. El

85

aragonito y/o la calcita, ambas variedades de carbonato cálcico (CaC0 3 ), podrían formarse también por la evaporación de agua, pero se originan principalmente cuando organismos como las almejas, ostras, corales y microorganismos flotantes utilizan este compuesto para construir sus conchas. Y unas cuantas plantas y animales utilizan dióxido de silicio (Si0 2 ) para sus esqueletos, que se acumulan como materia mineral en el fondo marino cuando los organismos mueren (véase el Capítulo 7). Algunos minerales de la arcilla se forman cuando ciertos procesos químicos alteran la composición y la estructura de otros minerales, como los feldespatos (véase Capítulo 7), y otros se originan cuando las rocas se transforman d1,1rante el metamorfismo (véase el Capítulo 7). En realidad, los agentes que causan el metamorfismo, calor, presión y fluidos químicamente activos, son los responsables del origen de muchos minerales. Algu~os minerales incluso se originan cuando gases como el sulfuro de hidrógeno (H 2 S) y el dióxido de azufre (S0 2 ) reaccionan en las chimeneas volcánicas para producir azufre.

¿QUÉ SON LOS MINERALES FORMADORES DE ROCAS? os geólogos utilizan el término roca para designar a un agregado sólido de uno o más minerales , pero el término también hace referencia a masas de materia parecida al mineral como el vidrio natural obsidiana (véase el Capítulo 4} y a masas de materia orgánica sólida como el carbón (véase el Capítulo 6) . Y aunque algunas rocas pueden contener muchos minerales, sólo unos pocos, llamados minerales formadores de rocas, son suficientemente comunes para la identificación y clasificación de las rocas (Tabla 3.4 y • Figura .18). Otros, conocidos como minerales accesorios, están presentes en cantidades tan pequeñas que podemos ignorarlos. Dado que los silicatos son, con mucho, los más comunes de la corteza terrestre, la mayoría de las rocas están compuestas de estos minerales. De hecho, los minerales de feldespato (plagioclasas y potásicos) y el cuarzo forman más de un 60% de la corteza terrestre. Por tanto, aunque existen cientos de silicatos, sólo uno~ pocos son particularmente comunes en las rocas, aunque muchos otros están presentes como minerales accesorios . Los minerales no silicatos formadores de rocas más comunes son los carbonatos calcita (CaC0 3 ) y dolomita [CaMg(C0 3 ) 2 ], principales constituyentes de las .rocas sedimentarias caliza y dolomía, respectivamente (véase el Capítulo 7). Entre los sulfatos y los haluros , el yeso

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86

CAP ITULO

3

'MINERALES, LOS FO,RMADORES DE LAS HOCAS

Tabla 3.4

Minerales importantes formadores de rocas Mineral

Aparición principal

Silicatos ferromagnesianos Olivino

Rocas ígneas y metamórficas

Grupo de los piroxenos Aug ita, el más común

Rocas ígneas

ymetamórficas

Grupo de los anfíboles Hornblenda, el más común Biotita

Rocas ígneas y metamórficas Todos los tipos de rocas

Silicatos no ferromagnesianos Cuarzo

Todos los tipos de rocas

Grupo de los feldespatos de potasio Ortosa, m icroclina

Todos los tipos de rocas

Grupo de las plagioclasas

Todos los tipos de rocas

Moscovita

Todos los tipos de rocas

Grupo de los minerales de la arcilla

Suelos, rocas sedimentarias y algunas rocas met amórficas

Carbonatos Cal Cita

Rocas sedimentarias

Dolomita

Rocas sediment arias

Sulfatos Anhidrita

Rocas sedimentarias

Yeso

Rocas sedimentarias

Haluros Ha lita

(CaS0 4 ·2H2 0) en la roca yeso y la halita (NaCI) en la sal gema (véase el Capítulo 7) son suficientemente comunes como para calificarse como minerales formadores de rocas. Sin embargo, aunque estos minerales y sus rocas correspondientes podrían ser comunes en algunas áreas, su abundancia total es limitada en comparación-con los minerales constituyentes de silicatos y de carbonatos. ·

RECURSOS Y RESERVAS NATURALES os Estados Unidos y Canadá han disfrutado ·de un éxito económico considerable gracias a que poseen abundantes recursos naturales. Pero ¿qué son l os recursos, cómo y dónde se forman y cómo se encuentran y se explotan?-Los geólogos del Centro de Investigación Geológica de Estados Unidos utilizan esta

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Rocas sedimentarias

definición: Un recurso es una concentración de material sólido, líquido o gaseoso natural dentro o sobre la corteza terrestre, de tal forma y cantidad que la extracción económica de un producto de la concentración es verdadera o potencialmente factible. Los recursos naturales son principalmente concentraciones de minerales, rocas, o ambos, pero el petróleo líquido y el gas natural también están incluidos. En realidad, algunos de los recursos a los que nos referimos son recursos m etálicos (cobre, estaño, mineral de hierro, etc.), recursos no metálicos (arena y grava, roca pulverizada, sal, azufre, etc.) y recursos energéticos (petróleo, gas natural, carbón y uranio). Todos ellos son recursos; pero debemos hacer una distinción entre un recurso, la cantidad total de un producto, ya se haya descubierto o no, y una r eserva, que es sólo esa parte de .los recursos que es conocida y puede ser recuperada de forma económica. El aluminio puéde extraerse de rocas sedimentarias e ígneas ricas en aluminio, pero, en la actualidad, no se puede hacer de forma económica .

REC U RSOS Y RES E R VA S NA T U R A LE S

87

Granito

'

¡ (a)

(b) Piroxeno

Anfíbo l

Feldespato de potasio (ortosa)

Plagioc lasa rica en sodio (albita)

Plagioclasa rica en calcio (anortita)

La distinción entre un recurso y una reserva es suficientemente sencilla en principio, pero en la práctica depende de varios factores, que no siempre permanecen constantes. La localización geográfica puede ser importante. Por ejemplo, un recurso en una región remota podría no explotarse porque los costes de transporte sean demasiado altos, y lo que podría considerarse un recurso más que una reserva en los Estados Unidos y Canadá, puede explotarse en un país en desarrollo donde los costes de mano de obra sean bajos. El producto en cuestión también es importante. El oro y los diamantes en cantidad suficiente se pueden extraer de manera rentable casi en cualquier parte, mientras que los depósitos de arena y grava deben encontrarse cerca de sus áreas de mercado.

Qué haría La dist inción entre minerales y rocas no es fácil de entender para estu d iantes de primer nivel. Como profesor, sabe que los minerales están formados de elementos químicos y que las rocas se componen de uno o más minerales, pero a pesar de sus mejores esfuerzos por definirlos claramente, sus estudiantes . confunden comúnmente uno por otro. ¿Puede pensar en analogías que quizás ayuden a que los estudiantes entiendan la diferencia entre minerales y rocas?

l!I; ~

~

• Figura 3.18 Biotita

----

(a) El granito se compone de los minera les mostrados, así que es claro con unos pocos co mp onentes negros. (b) El basa lto contiene minera les en su mayor parte os curos. Observe tambi én que los minerales son claramente visibles en el granito, pero no en el basa lto ya que só lo se pueden ver cuando está lo suficientemente aument ado. Fuente: Dem ande Monroe.

Obviamente, el precio de mercado es importante a la hora de evaluar cualquier recurso. Desde 19 3 5 hasta 1968, el gobierno de Estados Unidos mantuvo el precio del oro a 3 5 dólares la onza ·troy ( 1 onza troy = 31, 1 g) . Cuando esta restricción fue eliminada, la demanda determinó el precio de mercado y el precio del oro subió, alcanzando la cifra récord de 843 dólares la onza troy en 1980. Como resultado de esto, muchos depósitos marginales se convirtieron en reservas y se reabrieron un cierto número de minas abandonadas. Los cambios tecnológicos también afectan al esta'tus de un recurso. Cuando comenzó la Segunda Guerra Mundial (1939 - 1945) , los depósitos de hierro más ricos de la región de los Grandes Lagos de E stados Unidos y Canadá estaban práctic amente agotados. Pero el desarrollo de un m é todo para separar el hierro de la roca inútil y transformarlo en gránulos, ideales para su utilización en altos hornos,. hizo que fuera rentable extraer rocas que contenían menos hierro. La mayoría de la gente sabe que las sociedades industrializadas dependen de una variedad de recursos naturales, pero poco saben de su incidencia, métodos de recuperación y su economía. Desde luego, los geólogos son esenciales en la búsqueda y evaluación de los depósitos, pero para la extracción h acen falta ingenieros, químicos, mineros y muchas personas de industrias de apoyo que aportan el equipo de extracción. En última instancia, la deeisión de si un depósito debe explotarse o

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j

88

CAPITUL O

3

MI N ERA LE S , LO S F Ó RMADORE S DE L A S RO C AS

no recae en personas dedicadas a los n egocios y a la economía. En resumen, la extracción debe producir un ben eficio. La extracción de recursos distintos del petróleo, el gas natural y el carbón ascendieron a m ás de 40.000 millones de dólares durante 2002 en Estados Unidos, y en Canadá, la extracción de recursos no combustibles durante el mismo año fue de casi 18.000 millones de dólares canadienses. Además de recursos como el petróleo, oro y minerales de hierro y cobre, algunos minerales bastante comunes son también ese nciales. Por ejemplo, la arena de cuarzo puro es utilizada para fabricar vidrio e instrumentos ópticos, así como p apel de lija y aleaciones de acero . Los minerales de la arcilla son necesarios para fa bricar cerámica y papel; los feldespatos se utilizan para fabricar porcelana, cerámica, esmalte y vidrio, y los fosfatos se utiliza para fertilizantes. Las micas se utilizan en una variedad de productos , incluidos barras de labios, purpurina y sombra de ojos, así como la pintura brillante de aparatos y automóviles.

El acceso a los recursos es esencial para la industrialización y el alto nivel de vida que se disfruta en muchos países. Los Estados Unidos y Canadá son nacion es ricas en recursos , pero muchos recursos son no renovables, lo que significa que hay un suministro limitado y no pueden reponerse mediante procesos naturales con la misma rapidez con que se agotan. Por consiguiente, cuando se agota un recurso, hay que en contrar sustitutos adecuados si existen. En lo que respecta a algunos recursos esenciales , Estados Unidos depende totalmente de las importaciones; en 2002 no se extrajo cobalto en este país. Pero Estados Unidos, el mayor consumidor de cobalto del mundo, utiliza este metal esencial en motores de turbina de gas para aeronaves e imanes y para aleaciones resistentes a la corrosión y al uso. Obviamente, todo el cobalto es importado, al igual que todo el manganeso, un elemento imprescindible para fabricar acero. Los Estados Unidos también importan todo el mineral de aluminio que utiliza, así como todo o parte de muchos otros recursos (• Figura 3.19). Por el contrario ,

Porcentaje importado

o

Producto

25

50

75

100

Principales fuentes de importación

Utilización

Bauxita

Guinea, Jamaica, Brasil, Guayana

Mineral de alum ino

Niobio

Brasil, Canadá, Alemania, Estonia

Acero al carbono, superaleaciones

Grafito

China, Canadá, México, Brasil

Recubrimiento de frenos, lubricantes

Manganeso

Gabón, Sudáfrica, Australia, México

Producc ión de acero, baterfas secas

Vanadio

Sudáfrica, Canadá, China, Repú blica Checa

Aleaciones de acero

Platino

Sudáfrica, Reino Unido, Alemania, Rusia

Convertidores catalíticos, joyería

Estaño

Perú , China, Indonesia, Brasil, Bolivia

Latas y contenedores de estaño

Cobalto

Finlandia, Noruega, Rusia, Canadá

Superaleaciones

Tungsteno

Ch ina, Rusia

Carburos para herram ientas de corte

Cromo

Sudáfrica, Kazajastán , Zimbawe, Turquía, Rusia

Aceros inoxidables y resistentes al calor

Plata

Canadá, México, Perú, Reino Unido

Plateado, joyería

Cinc

Canadá, México , Kazajastán

Metal galvan izado, aleaciones de cinc

Oro

Canadá, Brasi l, Perú , Australia

Joyería y arte, industria eléctrica

Níquel

Canadá, Noruega, Rusia, Australia

Acero inoxidable, electrochapado

Cobre

Canadá, Ch ile, Perú, México

Cobre y aleac iones de cobre , cable

Plomo

Canadá, México, Austral ia, Perú

orno para aterías , recu nm1entos protectores

Canadá, Brasil, Australia, Venezuela

Acero, hierro dulce

Mineral de hierro



Fuentes: USGS Minerals lnformation: http://minerals.usgs.gov/minerals/ USGS Mineral Commodity Summaries 2003: http://usgs.gov/minerals/pubs/mcs/2003 .pdf

• Figura 3.19 -- ----

-

------------

-- ---------·-

----~---·----·

-----·- ·-- - - - - - - - - - - - · - ·

---------·-

--------

La dependencia de los Est ados Unidos de las importaciones de diversos recursos minerales es bien patente en este gráfico. Las long itudes de las ba rras se correspo nden co n las ca nt idades de recu rsos importados.

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R E SUMEN D EL C APfTULO

Ca n adá es m ás indep endiente, sa tis faciendo la m ayo r parte de sus n ecesidades de energía y minerales. Sin e mb argo, deb e importar fo sfato, cromo, m a nganeso y min eral de alumini o . C anadá ta mbi é n produce m ás pe tróleo en crudo y gas na tural del que utiliza y está entre los líderes mundiales en la producción y exportación de uranio . Para asegurar el suministro continuo de minerales esen ciales y recursos en ergéticos, los geólogos y otros científicos , las agen cias del gobiern o y los líderes del mundo empresarial e industrial calculan continuam ente el estado de los rec ursos en vista de las condiciones políticas y económicas variables y los ca mbios en cie ncia y tecn ología. Por ejemplo , el Centro de Investigación Geológica de Es tados Unidos m antiene registros estadísticos de tallados de la producción minera, las importaciones y las exportacion es, y publica regularmen te informes sobre el estado de numerosos productos. Informes parecidos apa-

recen regularmente en el Canadian Minerals Yearbook. En varios de los capítulos siguientes h ablaremos de la inciden cia geológica de los recursos .

Oué haría Alguna gente de negocios acreditada le habla de oportunidades de invertir en recursos naturales. Dos aventuras parecen prometedoras: una mina de oro y una cantera de arena y grava . Dado que el oro se vende a cerca de 420 dólares la onza, mientras que la arena y la grava valen entre 4 y 5 dólares por tonelada, ¿sería más prudente invertir en la mina de oro? Explique no sólo cómo el precio de mercado influiría en su decisión sino también qué otros factores quizás necesite considerar.

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GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo • La ma teria está . compuesta de elementos químicos compuestos de á tomos. En el núcleo de un átomo h ay protones y n eutrones y los electrones orbitan alrededor del núcleo en capas de electrones. El número de proton es del núcleo de un átomo determina su número atómico . El número de m asa atómica es el número de protones m ás el número de n eutrones del núcleo. • Se.produce el e nlace cu ando los á tomos se unen a otros átomos; elem entos difere n tes se unen p ara form ar un compuesto. Con p ocas excepciones, los minerales son compuestos. Los enlaces ión icos y covalentes son los m ás comunes en los minerales, pero podemos e ncontrar e nlaces m e tálicos y de van der Waals en algunos.

• Los minerales son sólidos cristalinos, lo que significa que poseen una disposición de átomos interna orden ada. La composición de un m in eral vien e indicada por una fórmula química, com o Si0 2 p ara el cu arzo. Algunos minerales tien en una variedad de composicion es porque elem entos diferentes se sustituyen los unos a los otros si sus átomos tienen el mism o ta maño y la mism a carga eléctrica. • Se conocen m ás de 3.5 00 minerales y la m ayoría de ellos son silicatos. Los dos tipos de silicatos son ferrom agn esianos y n o ferrom agnesian os. • Adem ás de los silicatos, los geólogos reconocen carbon atos , elem entos n ativos, hidróxidos, óxidos, fosfatos, h aluros; sulfa tos y sulfuros. © Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO

3

M I NE RA L ES , L OS FORM A D O R E S D E L AS RO CAS

La estructura y la composición controlan las propiedades físicas de los minerales, como el brillo, morfología cristalina, dureza, color, exfoliación, fractura y peso específico.

Muchos recursos son concentraciones de minerales y rocas de importancia económica. Se caracterizan también como recursos metálicos, recursos no metálicos y recursos energéticos.

Varios procesos explican el origen de los minerales; incluido el enfriamiento del magma, la meteorización, la evaporación del agua del mar, .el metamorfismo y los organismos que utilizan sustancias disueltas en agua del mar para construir sus conchas.

Las reservas son la parte de la base de recursos que se puede extraer de forma económica. La distinción entre recurso y reserva depende del precio de mercado, los costes de mano de obra, la localización geográfica y los desarrollos en ciencia y tecnología.

Unos pocos minerales, llamados minerales formadores de rocas, son lo suficientemente comunes en las rocas como para ser esenciales en su identificación y clasificación. La mayoría de los minerales formadores de las rocas son silicatos, pero algunos carbonatos son también comunes.

Estados Unidos debe importar muchos recursos para mantener su capacidad industrial. Canadá es más independiente, pero también debe importar algunos productos.

Términos clave átomo (pág. 67) brillo (pág. 81) capa de electrones (pág. 67) carbonato (pág. 80) compuesto (pág. 68) cristal (pág. 71) densidad (pág. 84) dureza (pág. 84) electrón (pág. 67) elemento (pág. 6 7) enlace (pág. 68) enlace covalente (pág. 69)

enlace iónico (pág. 69) exfoliación (pág. 72) ion (pág. 69) mineral (pág. 71) minerales formadores de rocas (pág. 85) neutrón (pág. 6 7) núcleo (pág. 67) número atómico (pág. 68) número de masa atómica (pág. 68) peso específico (pág. 84)

protón (pág. 67) recurso (pág. 86) reserva (pág. 8 5) roca (pág. 85) silicato (pág. 7 6) silicato ferromagnesiano (pág. 77) silicato no ferromagnesiano (pág. 77) sílice (pág. 7 6) sólido cristalino (pág. 71 tetraedro de silicio (pág. 7 6)

Cuestiones de repaso 1.

Un silicato formador de rocas común es____ mientras que el carbonato más común es ____ a. olivino/yeso; cuarzo/calcita; b. c. hematites/galena ; d. halita/biotita; e. moscovita/hornblenda .

3.

Los dos elementos más abundantes de la corteza terrestre son: a. oxígeno y silicio; hierro y potasio; b. c. aluminio y calcio; d. granito y basalto; e. magnesio e iridio.

2.

¿En qué tipo de enlace se comparten los electrones con átomos adyacentes?: a. van der Waals; b. silicato; c. octaedro; d. esférica; e. covalente.

4.

Un átomo con 6 protones y 8 neutrones en su núcleo tiene un número de masa atómica de : a. 6; b. 8; 48 ; c. 14; d. e. 2.

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A CT IVIDADES EN LA WORLD W ID E WEB

5.

Cualquier mineral compuesto de un elemento combinado con azufre (S 2 -), como la galena, (PbS) es un : b. a. óxido; sulfuro; d. silicato; carbonato; c. e. hidróxido.

6.

Los átomos de los gases nobles no reaccionan para formar compuestos porque tienen: a. ocho electrones en su capa de electrones externa; b. más cargas positivas que negativas; c. tres direcc.i ones de exfoliación cruzándose para formar ángulos rectos; número de masa atómicas superiores a d. 92; e. demasiado sílice y no suficiente calcio.

7.

8.

9.

Un mineral formador de rocas es cualquier mineral: a. que se encuentre en las rocas; que contenga el radical (C0 3 ) 2 - ; b. c. en el que el oxígeno se combine con hierro; esencial para la clasificación de las d. rocas; e. del grupo de los silicatos. Un mineral conocido como elemento nativo es uno en el que: a. un elemento puede su stituirse por otro; la composiCión está determinada por b. reacciones entre oxígeno y hierro; los átomos se enlazan para formar c. láminas continuas; se encuentra al m enos silicio y oxígeno; d. e. sólo h ay un elemento químico presente. Los minerales que poseen la propiedad conocida como exfoliación: a. son más densos que los minerales que carecen de esta propiedad; b. muestran doble refracción; c. se rompen a lo largo de planos lisos de debilidad ; incluyen la obsidiana y el carbón; · d. están compuestos principalmente de e. los gases nobles.

91

10.

El silicato ferromagnesiano olivino tiene la fórmula química (Mg,Fe)2 Si04 , que significa que: a. el silicio y el oxígeno pueden_o no estar presentes; b. el m agnesio y el hierro pueden sustituirse uno por otro; c. el magnesio y el hierro son menos abundantes en la corteza terrestre qu e el silicio y el oxígeno; d. el olivino contiene o magn~sio o hierro, pero no ambos; e. los silicatos ferromagnesianos son más oscuros que los no ferromagnesianos.

11.

Explique la diferencia entre los mineráles formadores de rocas y los minerales accesorios. Además, nombre algunos dé los silicatos formadores de rocas más comunes y un carbonato formador de rocas.

12.

¿Por qué debe Estados Unidos, una nación rica en recursos, importar todo o parte de algun9_s de los recursos que necesita? ¿Cuáles son algunos de los problemas que crea dicha dependencia de las importaciones?

13.

¿Qué es la exfoliación en los minerales? ¿Cómo puede utilizarse al «cortar» piedras preciosas?

14.

¿En qué se diferencian los minerales caracterizados como silicatos de los carbonatos y de los óxidos?

15 .

Explique brevemente tres formas de originarse los minerales.

16.

Compare los enlaces iónicos y covalentes.

17.

¿Bajo qué condiciones se originan los cristales minerales bien formados? ¿Por qué no son muy comunes los cristales bien formados?

18.

¿Qué explica el h echo de que algunos minerales, como las plagioclasas, tengan cierta variedad de composiciones químicas? b é ·un ejemplo de los silicatos ferromagnesianos.

19.

¿En qué se diferenciaría el color y la densidad de una roca compuesta principalmente de silicatos ferromagnesianos de .una formada principalmente de silicatos no ferromagnesianos? .

20.

¿C uál es la diferencia básica entre minerales y rocas?

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..

.

· · .. Las rocas ígneas y la actividad ígnea • • 1ntrus1va

CAPÍTULO 4

ESQUEMA,, DEL CAPITULO Introducción Las propiedades y comportamiento del magma y de la lava ¿Cómo se origina y cambia el magma? Rocas ígneas, sus características y clasificación Plutones, sus características y orígenes

ENFOQUE GEOLÓGICO 4.1: Algunos

pitones volcánicos extraordinarios ¿Cómo intruyen los batolitos en la corteza terrestre? Geo-Recapitulación

Esta masa de roca granítica del Parque Nacional de Yosemite, e n Ca li forn ia, se llama El Cap itán. Es parte de l bato /ita de Sierra Ne vada, un plutón enorme que mide 640 km de largo y 110 km de ancho. Este acantilado casi vertical se eleva más de 900 m por encima de l suelo de l valle, convirtié ndo lo e n e l acantilado intacto más alto del mundo.

94

C APITULO 4

LAS RO CAS Í GNEA S Y LA A C T I V ID A D Í GNE A ! N TRUS I VA

lntroduc a hemos mencionado que el término roca se aplica a un agregado sólido de uno o más minerales, así como a materia parecida al mineral , como el vidrio natural, y a masas sólidas de materia orgánica, como el carbón . Además, en el Capítulo 1 hablamos brevemente de las tres principales familias de rocas : ígneas, sedimentarias y metamórficas. Recordemos que las rocas ígneas se forman cuando el material rocoso fundido , conocido como magma o lava, se enfría y cristaliza para fo rmar una gran variedad de minerales, o cuando los componentes fragmentados conocidos como materiales p iroclásticos se consol idan. Estamos más fami liarizados con las rocas ígneas formadas a partir de flujos de lava y de materiales piroclásticos porque podemos observarlas. fácilmente en la superficie de la Tierra, pero deberíamos ser conscientes d e qu e la mayor parte del magma nunca alcanza la superficie. De hecho, gran parte se enfría y cristaliza a gran profundidad, formando así los plutones, cuerpos ígn.eos de diversas formas y tamaños. El granito y varias rocas de aspecto .s imilar son las rocas más comunes de los plutones más grandes, como los de Sie-

rra Nevada, en California (véase la foto al principio del capítulo) y el Parque Nacional de Acadia , en Maine (• Figura 4.1a) . Las imágenes de los presidentes Lincoln , Roosevelt, Jefferson y Washington del monumento nacional del monte Rushmore, en Dakota del Sur (Figura 4.1 b), así como el cercano monumento a Caballo Loco (en construcción) están en e l Harn ey Peak Gran ite, de 1,7 bill o nes d e años, que está formado de un cierto número d e plutones. Estos enorm es plutones se formaron muy por debajo de la superficie, pero un posterior levantamiento y erosión profunda los expuso en su forma actual. Algunos granitos y rocas parecidas son bastante atractivas, especialmente cuando se cortan y se pulen. Se utilizan para fabricar lápidas, chimen eas, encimeras de cocina, revestimientos de edificios, pedestales para estatuas y estatuas . Aunque es más importante el hecho de que los fluidos que manan de los plutones explican el origen de muchos depósitos de minerales de metales importantes, como el cobre, en rocas adyacentes. El origen de los plutones, o la actividad ígnea intrusiva, y el volcanismo que implica la erupción de flujos de lava, gases y materiales piroclásticos son temas muy relacionados, aunque los estudiaremos en capítulos d istintos. Los mismos tipos de magma se ven implicados en ambos procesos, pero el magma varía en su movilidad, lo que explica por qué sólo

(b)

• Figura 4.1

(a)

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·(a) Rocas graníticas de co lor claro expuestas a lo largo de la costa en el Parque Naciona l Aca d ia, en M ai ne. La roca oscu ra es b asalto que se form ó cuando el magm a se intro dujo a lo largo de un a fractura eh la roca granít ica. (b) Las im ágenes de los presid entes en el N ati onal Memorial del monte Rushmore, en Dakot a del Sur, est án en el p ico Ha rney, co mp uest o d e gra nito.

LAS. PROP I E D ADES Y E L COMPO RTAMIENTO D EL MAGMA Y L A LAVA

95

parte alcanza la superficie. Además, normalmente, los p lutones yacen bajo áreas volcánicas y, en realidad, son la fuente de los flujos de lava superficia les y de los materiales piroclásticos. Los plutones y la mayoría de los volcanes se encuentran en o cerca de bordes de placa divergentes y convergentes, por lo que la presencia de rocas ígneas es un criterio para reconocer bordes de placa antiguos; las rocas ígneas nos ayudan también a aclarar las complejidades de los episodios de formación de montañas. Una razón importante para estudiar las rocas ígneas y la actividad ígnea intrusiva es que las rocas ígneas son una de las tres fam ilias principales de rocas. Además, las rocas

ígneas form an gran parte de todos los continentes y casi toda la corteza oceánica, que se forma continuamente por la actividad ígnea en bordes de p lacas divergent es. Y, como ya hemos mencionado, podemos encontrar depósitos mineral es importantes junto a muchos plutones. En este capítulo, nos centraremos en (1) el origen , composición, textura? y clasificación de las rocas ígneas y (2) el origen, importancia y _ t ipos de plutones. En el Capítu lo 5, estudiaremos el volcan ismo, los volcanes y fenómenos as.ociados que se producen cuando el magma alcanza la superficie d e la Tierra. Aunque d ebemos recordar que el origen de los plutones y el volcanismo son temas relacionados.

LAS PROPIEDADES Y EL COMPORTAMIENTO DEL MAGMA Y LA LAVA

Composición del magma

n el Capítulo 3, vimos que un proceso que explica el origen de los minerales y, por tanto, de las rocas, es el enfriamiento y cristalización del magma y de la lava . El magma es roca fundida bajo la superficie de la Tierra. Cualquier tipo de magma es menos denso que la roca de la que se deriva, por lo que tiende a desplazarse hacia arriba, pero gran parte se enfría y se solidifica a gran profundidad, dando lugar a cuerpos ígneos intrusivos conocidos como plutones. Sin embargo, parte del magma sí sale a la superficie, donde mana en forma de coladas d e lava, o es expulsado enérgicamente a la atmósfera como componentes fragmentados con ocidos como materia les piroclásticos (del griego p_yro, «fuego», y ldastos «roto»). Desde luego, los flujos de lava y las erupciones de materiales piroclásticos son las manifestaciones más impresionantes de todos los procesos relacion ados con el magma, pero son resultado de sólo un pequeño porcentaje de .t odo el magma que se forma. Todas las rocas ígneas se derivan del magma, pero existen dos procesos distintos de formación. Se forman cu ando (1) el -magma o la lava se enfrían y cristalizan para formar minerales, o (2) los materiales piroclásiicos se consolidan para formar un agregado sólido a partir de fragmentos previamente sueltos. Las rocas ígneas que resultan del enfriamiento de flujos de lava y de la consolidación de materiales piroclásticos son rocas volcánicas o rocas ígneas extrusivas, es decir, rocas ígneas que se han formado a partir de m ateriales expulsados a la superficie. Por el contrario, el magma que se enfría bajo la superficie forma rocas plutónicas o rocas ígneas intrusivas.

En el Capítulo 3 vimos que, con mucho, los minerales más abundantes de la corteza terrestre son los silicatos, como el cuarzo, varios tipos de feldespatos y diversos silicatos ferromagnesianos, todos compuestos de silicio y oxígeno, y otros elementos que mostramos en la Figura 3.9. Por consiguiente, la fusión de la corteza da lugar principalmente a magm as ricos en sílice que también contienen una cantidad considerable de aluminio, calcio, sodio, hierro, magnesio y potasio, y otros varios elementos en menor cantidad. Otra fuente de magma es el manto superior de la Tierra, que está compuesto de rocas que contienen principalmente silicatos ferromagnesianos. Por tanto, el m agm a que procede de esta fu e nte contiene, comparativamente, menos silicio y oxígeno (sílice)' pero m ás hierro y magnesio. Aunque existen algunas excepciones, el principal constituyente del magma es la sílice, que varía lo suficiente como para distinguir los magmas , clasificados como félsiCos, intermedios y básicos"' . El m agma félsico, con más de un 65 % de sílice, es rico en sílice y con . tie ne una cantidad considerable d e sodio, potasio y aluminio, pero poco calcio, hierro y magn esio. Por el contrario, el magma básico, con menos de un 52% de sílice, es pobre en sílice y contiene proporcionalmente más - calcio, hierro y magn esio. Y como es de esperar, el m agma intermedio tien e una composición entre el magma félsico y el básico (Tabla 4 .1 ).

¿Qué. temperatura alcanzan el magma y

la lava? Todo el mundo sabe que la lava está muy caliente, pero ¿cuánto? La lava en erupción tiene normalmente una ,; La lava de algunos volcanes de África se enfría para formar carbonitita, roca ígnea con al menos un 50% de minerales de carbonato, en su mayor parte calcita y dolomita.

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CA PITULO 4

LAS RO CAS Í GNEAS Y LA ACT I V I D AD Í GNEA I N TRU S I VA

Tabla 4.1

Tipos de magmas más comunes y sus características Tipo de magma

Contenido en sílice (%)

Ultrabásico Básico Intermedio Fé lsico

< 45 45-52 53-65 > 65

Sodio, potasio y aluminio

Calcio, hierro y magnesio Aumenta

t

Aumenta

r

temperatura entre 1.000 y 1.200 ºC , aunque se llegó a Cuando el Monte St. Helens e ntró en erupción en registrar una temperatura de 1.350 ºC debajo de un lago 1980, en el estado de Washington, expulsó magma félside lava en Hawai, donde los gases volcánicos reaccionaco en forma de flujos piroclásticos. Dos semanas desron con la a tmósfera. El magma debe estar incluso más . pués , estos flujos tenían temperaturas d e e ntre 300 y caliente que la lava pero no se han tomado nunca medi420 ºC, y m ás de un año más tarde se produjo una exdas directas de su temperatura. plosión de vapor cuando el agua se encontró con algunos La mayor parte de las temperaturas de la lava se tom a teriales piroclásticos aún calientes. La razón por la man en volcanes que muestran poca o ninguna actividad que la lava y el magma mantienen tan bien la temperaexplosiva, por lo que la mejor información proviene de tura es que la roca conduce muy m al el calor. Por consicoladas de lava básica, como por ejemplo las de Hawai guiente, el interior de las coladas densas de lava y los (• Figura 4 .2) . Por el contrario, las erupciones de lava depósitos de flujo piroclástico pueden p ermanecer cafélsica no son tan comunes y los volcanes de los que m alientes durante meses o años, mientras que los plutones, n an estas coladas tienden a ser explosivos, por lo que no dependiendo de su tamaño y profundidad, pueden no ennos podemos acercar de manera segura. Sin embargo, se friarse por completo durante miles o millones de años. han llegado a medir a distancia las temperaturas de algun as masas bulbosas de lava: félsica en domos de lava con Viscosidad o resistencia a fluir un pirómetro óptico. Las superficies de estos domos de lava están a una temperatura de 9 00 ºC, p ero segura- Todos los líquidos tienen la propiedad de la viscosidad, m ente en su interior están a temperaturas aún m ás altas. o la resistencia a fluir. En líquidos como el agua, la vis-

• Figura 4.2 Geólogo utilizando un te rm opar para det erm inar la te mperatu ra d e una co lada de lava en Hawai.

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¿ C ÓMO S E ORIGINA Y CA MBIA E L MAGMA?

cosidad es muy baja, por lo que son altamente fluidos y fluyen fácilmente. Sin embargo, en otros líquidos la viscosidad es tan alta que fluyen mucho más lentamente. Buenos ejemplos de ello son el aceite de motor frío y el sirope, ambos bastante. viscosos y que fluyen con dificultad. Pero cuando calentamos estos líquidos, su viscosidad es mucho más baja y fluyen con más facilidad ; es decir, se hacen más fluidos al aumentar la temperatura. Por tanto, podríamos pensar que la temperatura controla la viscosidad del magma y de la lava, y esta deducción es en parte correcta: Podríamos generalizar y decir que el magma o la lava caliente se mueven más fácilmente que los que están más fríos , pero debemos matizar esta afirmación haciendo constar que la temperatura no es el único control de la viscosidad. El contenido de sílice controla en gran medida la viscosidad del magma y de la lava. Al aumentar el contenido de sílice, se forman numerosas redes de tetraedros de sílice y el flujo se retarda, porque para que tenga lugar, deben rompers ~ los fuertes vínculos de estas redes. La lava y el magma básicos con un 45-52 % de sílice, tienen menos rede·s de tetraedros de sílice y, por tanto, son más móviles que los flujos de lava y de magma félsicos. En 1783, una colada básica recorrió en Islandia 80 km y los geólogos han rastreado coladas antiguas en el estado de Washington a lo largo de más de SOO km. Por el contrario, el magma félsico , debido a su viscosidad más alta, no alcanza la superficie con tanta frecuencia como el magma básico. Y cuando se producen coladas de lava félsica tienden a ser densas, se mueven lentamente y sólo a lo largo de distancias cortas. Una colada de lava densa y pastosa que érupc;ionó en 19 f 5 en Las sen Peak, en California, recorrió tan sólo unos 300 m antes de detenerse.

¿CÓMO SE ORIGl.NA Y CAMBIA EL MAGMA? a mayoría de nosotros no hemos sido testigos de una erupción volcánica, pero sí hemos visto noticias o documentales mostrando como el magma fluye en forma de coladas de lava o como materiales piroclásticos. En cualquier caso, estamos familiarizados con algunos aspectos de la actividad ígnea, pero la mayoría de la gente no tiene ni idea de cómo y dónde se origina el magma, cómo sale de su lugar de origen y cómo podría ~ambiar. De hecho; muchos tienen la idea equivocada de que la lava proViene de una capa continua de roca fundida situada debajo de la corteza o de que proviene del núcleo exterior fundido de la Tierra.

· 97

En primer lugar, estudiaremos cómo y dónde se origina el magma. Sabemos que los átomos de un sólido están en movimiento constante y que, cuando un sólido se calienta, la energía del movimiento excede las fuerzas de enlace y el sólido se funde . Todos estamos familiarizados con este fenómeno, y también sabemos que no todos los sólidos se funden a la misma temperatura . Una vez que se forma el magma tiende a subir, porque es menos denso que la roca que se ha fundido, y parte llega a la superficie. El magma puede provenir de l 00 a 300 km de profundidad, pero la mayor parte se forma a profundidades mucho más superficiales, en el manto superior o la corteza inferior, y se acumula en depósitos conocidos como cámaras magmáticas. Por debajo de las extensas dorsales, donde la corteza es delgada, las cámaras magmáticas están a una profundidad de sólo unos pocos kilómetros, pero a lo largo de los bordes de placas convergentes, las cámaras magmáticas. están no-r malmente a unas decenas de kilómetros de profundidad. El volumen de una cámara magmática varía de unos pocos a muchos cientos de kilómetros cúbicos de roca fundida en .el interior de la litosfera que, por lo demás, es sólida. Una parte sencillamente se enfría y cristaliza dentro de la corteza terrestre, explicando así el origen de diversos plutones, mientras que otra parte sube a la superficie y es emitida en forma de coladas de lava o como materiales piroclásticos.

Series. de Cristalización de Bowen Durante la primera parte del siglo pasado, N. L. Bowen sostuvo la hipótesis de que los magmas básicos, intermedios y félsicos podían derivar todos ellos de un magma básico madre. Él sabía que no todos los minerales cristalizan simultáneamente al enfriarse el magma, sino que cristalizan en una secuencia predecible. Basándose en sus observaciones y en experimentos de laboratorio, Bowen propuso un mecanismo, ahora llamado series de cristalización de Bowen, para explicar la diferenciación de los magmas intermedio y félsico del magma básico. Las series de cristalización de Bowen ('.Onsisten en dos ramas: una rama discontinua y una rama continua (• Figura 4.3). A medida qu e baja la temperatura del magma, los minerales cristalizan a lo largo de ambas ramas simultáneamente, pero, por comodidad, las estudiaremos por separado. En la rama discontinua, que contiene sólo silicatos ferromagnesianos , un mineral se transforma en otro en unos límites de temperatura específicos (Figura 4.3). Cuando la temperatura baja, se alcanza un límite de temperatura en el que un mineral dado ' empieza a cristalizar. Un mineral formado con anterioridad reacciona con el magma líquido remanente (el material fundido) de manera que forma el siguiente mineral de la secuencia.

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98

CAPITULO 4

LAS RO CAS f GNE A

Y LA AC T I V I DAD fGNE A ! NT R US I VA

• Figura 4.3 Plagioclasa rica en calcio

Olivino

Tipos de magma

Básico (45-52% sílice)

Anfíbol (hornblenda)

Las series de cristalización de Bowen consisten en una ra ma disco ntinua en la que una sucesión de sili catos ferromagnesianos cristaliza según va disminuyendo la t emperatu ra del magma, y una rama continua en la cual cristalizan las plagi oclasas progresiva mente más ricas en sodio. Obs erve t ambién que la composición del magm a básico ca mbia según se va produ ciendo la crist ali za ción por las dos ramas.

Intermedio (53-65% sílice)

Reacción

Plagioclasa rica en sodio

Mica biótita

Feldespato de potasio

Félsico (>65% sílice)

Mica moscovita Cuarzo

Por ejemplo, el olivino [(Mg,Fe) 2 Si0 4 ] es el primer silicato ferromagnesiano en cristalizar. A medida que el magma sigue enfriándose, alcanza el límite de temperatura en el que el piroxeno es estable; se produce una reacción entre el olivino y el material fundido remanente y se forma el piroxeno. Con un enfriamiento continuado, se produce una reaceión similar entre el piroxeno y el material fundido, y la estructura del piroxeno se reorganiza para formar el

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Es profesor de ciencias en el colegio interesado en desarrollar experimentos para mostrar a sus alumnos que (1) la composición y la temperatura afectan la viscosidad de la colada de lava, y (2) cuando el magma o la lava se enfrían, algunos minerales cristalizan antes que otros. Describa los experimentos que se le ocurran para ilustrar estos puntos.

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anfíbol. Un posterior enfriamiento provoca una reacción entre el anfíbol y el material fundido y ~u estructura se reorganiza de manera que se forma la estructura laminar de la mica biotita. Aunque las reacciones que acabamos de describir tienden a convertir un mineral en el siguiente de la serie, las reacciones no siempre se completan. Por ejemplo , el olivino podría tener un borde de piroxeno, lo que indicaría una reacción incompleta. Si el magma se enfría lo suficientemente rápido, los minerales que se han formado al principio no tienen tiempo de reaccionar con el material fundido y, por tanto, todos los silicatos ferrom agnesianos de la rama discontinua pueden estar en una roca . En c u alquier caso, para cuando h aya cristalizado la biotita, todo el magnesio y el hierro presentes en el magma original se habrán agotado. Las plagioclasas, que son silicatos no ferromagnesianos, son los únicos minerales de la rama continua de las series de cristalización de Bowen (Figura 4.3). La plagioclasa rica en calcio cristaliza primero. Cuando el magma sigue enfriándose, la plagioclasa rica en calcio reacciona con el material fundido y cristaliza una pla-

¿CÓMO SE OR IGINA Y CA MBIA E L MAGMA?

gioclasa que contiene proporcionalmente más sodio, hasta que se agota todo el calcio y el sodio. En muchos casos , el enfriamiento es demasiado rápido para que se produzca una transformación completa de la plagioclasa rica en calcio a la plagioclasa rica en sodio. La plagioclasa que se forma bajo estas condiciones se presenta zonada, lo que signific~ que tiene un núcleo rico en calcio rodeado de zonas progresivamente más ricas en sodio. Cuando los minerales cristalizan simultáneamente en las dos ramas de las series de cristalización de Bowen, el hierro y el magnesio se agotan porque se utilizan en los silicatos ferromagnesianos, mientras que el calcio y el sodio se agotan en las plagioclasas. En este punto, cualquier magma remanente es rico en potasio, aluminio y silicio, que se combinan para formar la ortosa (KAISi 3 0 8 ), un feldespato de potasio, y si la presión del agua es alta, se forma el silicato laminar denominado moscovita. Cualquier magma remanente es rico en silicio y oxígeno (sílice) y forma el mineral cuarzo (Si0 2 ). La cristalización de la ortosa y el cuarzo no es una verdadera serie de reacciones, porque se forman independientemente y no por una reacción de la ortosa con el material fundido.

e

Sólido

e

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Q)

Curva de fusión

Curva de fusión húmeda

Curva de fusión

99

Sólido

Q)

et Líquido

Temperatura - -

Temperatura - -

(a)

(b)

• Figura 4.4 Efectos de la presión y la temperatura en la fusión (a) Según disminuye la presión, incluso cuando la temperatura permanece constante, se produce la fusión. El círculo negro representa la roca a temperatura alta. La misma roca (círculo abierto) se funde a presión má s baja. (b) Si está presente el agua, la curva de fusión se traslada hacia la izquierda debido a que el agua proporciona un agente adicional para romper los enlaces químicos. Acorde con ello, las rocas se funden a una temperatura más baja (curva de fusión ve rde) si está presente el agua.

nos. Para explicar cómo se origina el magma básico a partir de rocas ultrabásicas, los geólogos proponen que el El origen del magma en dorsales magma se forma de una roca fuente que sólo se funde parcialmente. Este fenómeno de fusión parcial se proUna observación fundamental con respecto al origen del duce porque no todos los minerales de las rocas se funmagma es que la temperatura de la Tierra aumenta con den a la misma temperatura. la profundidad. Conocido como el gradiente geotérmiRecordemos la secuencia de minerales de las Series co, este aumento de temperatura tiene un promedio de de cristalización de Bowen (Figura 4.3). El orden en el 25 ºC/km. Por consiguiente, las rocas profundas están que se funden estos minerales es el opuesto a su orden calientes pero permanecen en estado sólido porque su de cristalización. Por consiguiente, las rocas cümpuestemperatura de fusión se eleva con el aumento de pretas de cuarzo, feldespato de potasio y plagioclasas ricas sión (• Figura 4.4a). Sin embargo, debajo de las dorsaen sodio empiezan a fundirse a temperaturas más bajas les la temperatura en la zona excede la temperatura de que los compuestos de silicatos ferromagnesianos y las fusión, al menos en parte, porque la presión disminuye. variedades cálcicas de las plagíoclasas. Por tanto, cuanEs decir, la separación de las placas en las dorsales pro- . do las rocas ultrabásicas empiezan a fundirse , se funden bablemente provoca un descenso de la presión sobre las primero los minerales más ricos en sílice, . seguidos de rocas profundas ya calientes, iniciándose así la fusión aquéllos que contienen menos sílice. (Figura 4.4a). Además, la presencia de agua disminuye la Si la fusión no es completa,' se produce un magma temperatura de fusión debajo de las dorsales , porque el básico que contiene, proporcionalmente, más sílice que agua ayuda a la energía térmica a romper los enlaces quíla roca de origen. micos de los minerales (Figura 4.4b). Plumas cilíndricas y localizadas de material del manto caliente, llamadas plumas mantélicas, se elevan por debajo de las dorsales y en otros sitios, y al hacerlo, la presión disminuye y comienza la fusión, dando lugar al magma. El magma formado bajo las dorsales es invariablemente básico (45-52% de sílice). Pero las rocas del manto superior de las que se deriva este magma están caracterizadas como ultrabásicas (<45% de sílice), compuestas principalmente de silica tos ferromagnesianos y cantidades más pequeñas de silicatos no ferromagnesia-

Zonas de subducción y el origen

del magma Otra cuestión fundamental con respecto al magma es que, allí donde una placa oceánica subduce bajo una placa continental u otra placa oceánica, se encuentra un cinturón de volcanes y plutones cerca del borde anterior de la placa preponderante(• Figura 4.5). Entonces, parecería que la subducción y el origen del magma deben

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CAP ITULO

4

L AS ROCAS fG N EAS Y L A A C T I VID AD Í GNEA I NT RU S I VA

Volcanes

f

LPlaca co ntinental

Corteza

Manto superior Astenosfera

Corteza continental Corteza oceán ica

Astenosfera

• Figura 4.5 Tanto la activid ad ígn ea intrusiva como la extrusiva ti enen lu gar en b ordes de p laca d ivergentes (dorsales en expansión) y donde las placas subd ucen en b ordes de placa convergentes. La co rteza oce ánica se com pon e en gran parte de plutones y rocas ígneas oscuras que se produjeron al enfriarse co ladas de lava submarinas. El magma se forma donde una p laca oceá nica subdu ce b aj o otra p laca oceán ica o bajo una p laca cont inental como se mu estra aquí. La mayor parte del magma forma p luto nes, pero una parte es expu lsa d o en erupciones para forma r vo lcanes (véase el Capítul o 5).

estar relacionados de algún modo , y en realidad lo están. Además, el magma de estos bordes de placas convergentes es, principalmente, intermedio (53 -65 % de sílice) o félsico (>65 % de sílice). Una vez más , los geólogos recurren al fenómeno de la fusión parcial para explicar el origen y la composición del magma en las zonas de subducción. Cuando una placa subducida desciende hacia la astenosfera, al final alcanza una profundidad donde la temperatura es lo suficientemente alta como para iniciar la fusión parcial. Además, la corteza oceánica des ciende a una profundidad en la que se produce la deshidratación de los minerales, y cuando el agua asciende al m anto suprayacente, aumenta la fusión y se forma el m agma (Figura 4.4b). Recordemos que la fusión parcial de rocas ultrab ásicas en las dorsales da lugar a magma básico. De forma similar, la fusión parcial d e rocas básicas de la corteza oceánica da lugar a m agmas interm edios (53-65 % de sílice) y félsicos (>65 % de sílice), ambos más -ricos en sílice que la roca d e orige n. Ade más , p arte de las rocas sedimentarias y sedimentos ricos en sílice de los m árgen e s continentales se despl azan, probablemente, con la placa subducida y aportan su sílice al magma. Por otra parte, el magma básico que asciende a través de la corteza continental inferior debe estar contaminado con materiales ricos en sílice, lo que cambia su composición.

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Procesos que producen cambios de composición en el magma Una vez que se. ha formado el magma, su composición puede cambiar por la sedimentación de cristales, que implica la separación física de lo,s minerales mediante cristalización y depósito gravitacional (• Figura 4 .6). El olivino, primer elemento ferromagnesiano en formarse en la rama discontinua de la serie de cristalización de Bowen, tiene una de nsidad mayor que el magma remanente y tiende a hundirse. Por consiguiente, el magma remanente se hace más rico en sílice, sodio y potasio, ya que gran parte del hierro y del magnesio fueron eliminados al cristalizar minerales como el olivino y quizá el piroxeno. Aunque la cristalización tenga lugar, no lo hace en una proporción que produzca mucho m agma félsico a partir del magma básico. En algunos plutones gruesos en forma de capa llamados sills, los primeros silicatos ferromagnesianos que se formaron están concentrados en sus partes inferiores. Pero incluso en estos plutones, la cristalización ·ha dado lugar a muy poco magma félsico. Si el magma félsico pudiera producirse a gran escala a p artir del magm a básico, debería haber mucho más magma básico que félsico. Para producir un volumen concreto de granito (una roca ígnea félsica), inicialmente tendría que haber 1O veces más de magma básico para que la cristalización diera lugar al volumen de

¿ C ÓMO S E Oll!GJNA Y CA MBIA E L MAGMA ?

101

Cámara magrrlática



Figura 4.6

(a) Los sili catos ferromagnesianos formados al principio son más densos q ue el magma y se depositan y acumulan en la cá mara magm át ica. Los fragmentos de rocas .extra ídos por el movimiento del magma hacia arrib a pueden fund irse y ser incorporados al magm a, o pueden permanecer como incl usiones. (b) Inclusiones oscuras en una roca granítica.

granito en cuestión. Si esto fuera así, entonces las rocas ígneas intrusivas básicas deberían ser mucho más comunes que las félsicas . Sin embargo , oc u rre justo lo contrario , así que debe haber otros mecanismos aparte de la cristalización que expliquen el gran volumen de magma félsico. La fusión parcial de la corteza oceánica básica y de sedimentos ricos en sílice de los márgenes continentales durante la subducción da lugar a un magma más rico en sílice que la roca de origen. Además , el magma que asciende a través de la corteza continental absorbe algunos materiales félsicos y se hace más rico en sílice. La composición del magma también cambia por asimilación, un proceso en el cual el magma reacciona con la roca preexistente, llamada roca de caja, con la que entra en contacto (Figura 4.6). Las paredes de un conducto volcánico o cámara magmática se calientan con el magma adyacente, que puede alcanzar temperaturas de 1.300 ºC . Algunas de estas rocas se funden parcial o completamente, siempre que su temperatura de fusión sea más baja que la del magma. Debido a que las rocas asimiladas rara vez tienen la misma composición que el magma, la composición de éste cambia. El hecho de que la asimilación ocurre viene indicado por las inclusiones, fragmentos de roca que no se han fundido completamente y que son bastante comunes en las rocas ígneas. Muchas inclusiones sencillamente se desprendieron de la roca de caja cuando el magma se

(b)

abría paso por las fracturas preexistentes (Figura 4.6). Nadie duda que la asimilación existe, pero su efecto en la composición del magma debe ser poco importante. La razón es que el calor para la fusión proviene del mismo magma y esto tiene el efecto de enfriar el magma. El magma sólo puede asimilar una cantidad limitada de roca y esa cantidad es insuficiente para producir un cambio importante en su composición. Ni la cristalización, ni la asimilación pueden producir una cantidad significativa de magma félsico a partir del magma básico. Pero ambos procesos, si se producen simultáneamente, pueden dar lugar a cambios más importantes que cualquiera de ellos actuando en solitario. Algunos geólogos creen que ésta es una de las maneras en las que se forma el magma intermedio allí donde la litosfera oceánica subduce por de bajo de la litosfera continental. Un único volcán puede expulsar lavas de diferente composición, lo que indica la presencia de magmas de distinta composición. Parece probable que algunos de estos magmas pudieran entrar en contacto y mezclarse los unos con los otros. Si este es el caso, sería de esperar que la composición del magma resultante de la mezcla de magmas fuera una versión modificada de los magmas madres. Supongamos que el magma básico en ascenso se mezcla con magma félsico de más o menos el mismo volumen (• Figura 4. 7). El magma <
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CAPITULO 4

LAS ROCAS f GNEAS Y LA ACT I V ID AD f GNE1\ I NT RUS I VA

• Fig ura 4.7

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Mezcla de magmas. Se mezclan dos magmas y se pro d uce uno. con una composición diferente a cualqui era de los o riginales. En est e caso, el magma resultante debería tener una composición intermedia.

ROCAS ÍGNEAS, SUS CARACTERÍSTICAS Y CLASIFICACIÓN a hemos definido las rocas ígneas intrusivas o plutónicas y las rocas ígneas extrusivas o volcánicas. Aquí h ablaremos más sobre la textura, composición y clasificación de estas rocas, que constituyen una de las tres familias de rocas más importantes representadas en el ciclo petrológico (véase la Figura 1.12).

Texturas de las rocas ígneas El término textura h ace referencia al tamaño, forma y disposición de los minerales que componen las· rocas ígneas. El tamaño es lo más importante, porque el tamaño de cristal del mineral está relacionado con la historia de enfriamiento del magma o lava y, generalmente, nos indica si una roca ígnea es volcánica o plutónica. Los átomos del magma o de la lava están en constante movimiento, p ero cuando comienza .el enfriamiento, algunos átomos se unen para formar p equ eños núcleos. Cuando otros á tomos del líquido se unen químicamen t_e a estos núcleos, lo hacen en una disposición geométrica ordenada, y los núcleos se convierten en granos de mineral cristalino, las partículas individuales que forman las rocas ígn~as. Durante un en friamiento rápido, como el que tiene lugar en las coladas de lava, el ritmo al que se forman los núcleos de minerales excede el ritmo de crecimie nto y entonces se forma un agregado de muchos gran.os de mineral pequeños. El resultado es una textura de grano fino o textura afanítica, en la que los minerales individuales © Cengage Learning Paraninfo

son demasiado pequeños para poderlos ver sin algún tipo de aumento(• Figura 4.8a, b ). Con un enfriamiento lento, el ritmo de crecimiento excede el ritmo de formación de los núcleos, y se forman granos de mineral relativamente grandes, dando lugar a una textura de grano grueso o textura fanerítica , en la que los minerales son claramente visibles. Normalmente, las texturas afaníticas indican un origen extrusivo, mientras que las rocas con texturas faneríticas son normalmente intrusivas. Sin embargo, los plutones poco profundos podrían tener una textura afanítica, y las rocas que se forman en el interior de los flujos de lava densa podtian ser faneríticos. Otra textura común en las rocas ígneas es la llamada porfídica, en la que encontramos minerales de tamaños marcadamente diferentes en la misma roca. Los minerales más grandes son los f enocristales y los más pequeños forman, colectivamente, la matriz, que es, sencillamente, el conjunto de granos que h ay entre los fenocristales (Figura 4 .8e, f). La matriz puede ser afanítica o fanerítica; el único requisito p ara una textura porfídica es que los fenocristales sean considerablemente más grandes que los minerales de la masa granulada . Las rocas ígneas con texturas porfídicas se llaman póefidos, como el basalto porfídico. Estas rocas tienen historias de enfriamiento más complejas que aquellas con texturas afanítica o fanerítica que podrían suponer, por ejemplo, un m agma que se enfría parcialmente bajo la superficie y luego erupciona y se enfría rápidamente en la superficie . La lava puede enfriarse tan rápidamente que sus átomos constituyentes no tengan tiempo de disponerse en las estructuras tridimensionales orden adas de los minerales . Como consecu encia, se form an vidrios naturales como la obsidiana (Figura 4.8g) . Aunque la obsidiana, con su textura vítrea, no está compuesta de minerales, los geólogos la clasifican como una roca ígnea. Algunos magmas contienen grandes cantidades de vap or de agua y de gases. Estos gases pueden quedar atrapados en la lava durante el proceso de enfriamiento, donde forman numerosos agujeros o cavidades llamadas vesículas ; a las rocas con muchas vesículas se las llama vesiculares, como, por ejemplo, el basalto vesicular (Figura 4.8h). Las rocas ígneas formadas por una actividad volcánica explosiva están caracterizadas p or una textura piroclástica o fragmenta! (Figura 4.8i). Por ejemplo, las cenizas expulsadas a la a tmósfera, con el tiempo se depositan en la superficie, donde se acumulan; s i se consolidan, forman rocas ígneas piroclásticas.

Composición de las rocas ígneas La mayoría de las Tocas ígneas, al igual que el magma del que se originan, se clasifican como básicas (45-52%

ROCAS ÍGNEAS, SUS CARACTER Í ST I CAS Y C LASJF ! CAC I ÓN

103

Enfri amiento rápido

(a)

(b)

(e)

(d)

Enfriam iento lento

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Fenoc ri stal es

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Figura 4.8

Dive rsas texturas de rocas ígn eas. La t extura es 1.mo de los criteri os utilizados para clasifica r rocas ígneas . (a, b) El enfriamiento rápido, como el que se produce en las co ladas de lava, ti ene como resultado minerales de p equeñ o t amaño y una textu ra (de grano fino) afaníti ca. (c, d) El enfria miento lento en los pluto nes resu lta en una textu ra fane ríti ca. (e, f) Est as textu ras porfídicas ind ican una historia de enfriam iento comp lej o. (g) La obs idi ana tiene una t extu ra vítrea deb id o a que el magma se enfrió dema siado rápid o para que se formasen cristales m'inerales. (h) Los gases se expanden en la lava y ori g inan una t extu ra vesicu lar. (i) Vista microscóp ica de una roca íg ne a co n una t extu ra frag me nta !. Los objetos angul osos inco loros son frag mentos de vidrio vo lcá nico q ue miden hasta 2 mm.

de sílice) , intermedias (53-65%), o félsicas (>65 % de sílice) . Existen unas pocas a las que llamamos ultrabásicas (<45 % de sílice), p e ro éstas, probablemente, se derivan del magma básico mediante un proceso del que hablaremos más adelante . El magma m adre juega un papel importante a la hora de determinar la composición mi-

neral de las rocas ígneas, pero es posible que el mismo magma dé lugar a una amplía variedad de rocas ígneas , porque su composición p uede cambiar como resultado de la secuencia -en la que los minerales cristalizan, o por cristalización, asimilación y mezcla de magmas (Figuras 4.?, 4.6 y 4.7).

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CAP ÍTULO 4

LAS ROCAS Í GNEAS Y LA AC TIVIDAD Í G NEA I N TRUS I VA

Clasificación de las rocas ígneas Los geólogos utilizan la textura y la composidón para clasificar la mayor parte de las rocas ígneas. Observemos en la • Figura 4.9 que todas las rocas, excepto la peridotita, están emparejadas; los miembros de un par tienen la misma composición pero diferente textura. El basalto y el gabro, la andesita y la diorita, y la riolita y el granito son pares composicionales (mineralógieos), pero el basalto, la andesita y la riolita son afaníticos y comúnmente extrusi~ vos (volcánicos), mientras que el gabros, la diorita y el granito son faneríticos y principalmente intrusivos (plutónicos). Normalmente, podemos distinguir los miembros extrusivos e intrusivos de cada par por la textura, pero recordemos que las rocas de algunos plutones poco profundos pueden ser afaníticas y las rocas formadas en flujos de lava densa pueden ser faneríticas. En otras palabras, todas estas rocas existen en continuidad textura!. Las rocas ígneas de la Figura 4.9 también se diferencian por la composición, es decir, por su contenido en minerales. En la tabla, la riolita, la andesita y el basalto, por ejemplo, muestran que las proporciones de silicatos ferromagnesianos y no ferromagnesian~s cambian. Sin embargo, las diferencias e n la composición son graduales a lo largo de un continuo composicional. En otras palabras, existen rocas con composiciones entre el granito y la diorita, el basalto y la andesita, etc.

Afanítica:

Rocas ultrabásicas. Las rocas ultrabásicas (<45% de sílice) están compuestas principalmente de silicatos ferromagnesianos. La roca ultrabásica peridotita contiene principalmente olivino, menor cantidad de piroxeno y, normalmente, un poco de plagioclasa (Figuras 4.9 y • 4.10). La piroxenita, otra roca ultrabásica, está compuesta predominantemente de piroxeno. Como estos minerales son oscuros, las rocas son, generalmente, de color negro o verde oscuro. Probablemente, la peridotita sea el tipo de roca que forma el manto superior (véase el Capítulo 9). Es probable que las rocas ultrabásicas de la corteza terrestre se originen por la concentración de los minerales ferromagnesianos de formación temprana que se ha separado de los magmas básicos. Se conocen coladas de lava ultrabásica en rocas de m ás de 2. 500 millones d e años (komatitas) , pero son raras o incluso inexistentes coladas m ás modernas. La razón es que, para emitirse, la lava ultrabásica debe tener una temperatura cercana a la superficie de unos 1.600 ºC; las temperaturas superficiales de las coladas de lava básica actuales están entre 1.000 y 1.200 ºC. Sin embargo, durante los primeros tiempos de la historia de la Tierra, una mayor descomposición radiactiva calentó el manto a unos 300 ºC m ás que ahora y las lavas ultrabásicas pudieron salir a la superficie. Como con el tiempo la cantidad de calor ha disminuido, la Tierra se ha enfriado, y las erupciones de lava ultrabásica h an cesado.

Riolita

Fanerítica:

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o o... • Figura 4.9 Clasificación d e las rocas íg neas. Est e diagram a muestra los porcentajes d e minerales así co mo las t exturas d e las ro cas íg neas más com unes. Po r ej emp lo, una roca afanítica (de g rano fin o), q ue est á formad a en su mayor pa rte por p lag io clasa rica en calcio y piroxeno, es un basalto.

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Aumento del peso específico y del color oscuro

Aumento en sílice

Andesita

Basalto

Komatita

RO CA S ÍG NE AS , S U S CA RA CTERÍS TI CA S Y C L A S I F I CA C I Ó N

• Figura 4.10 Este espécimen d e la roca ultrabásica peridotita est á compuesto en su mayor parte de o livino. La peridotita es rara en la su perfi cie d e la Tierra, pero es probablement e la roca que compone el manto. Fuente: Sue Monroe

Basa/to-Gabro. El basalto y el gabro son las rocas afanítica y fanerítica, respectivamente, que cristalizan a partir del m agma básico ( 45-5.?% de sílice) (• Figura 4.11). Por tanto , ambas tienen la misma composición, principalmente plagioclasa rica en calcio y piroxeno, con cantidades más pequeñas de olivino y anfíbol (Figura 4.9). Como contienen una gran proporción de silicatos ferromagnesianos, basalto y gabro, son oscuros; los que son porfídicos, normalmente contienen fenocristales de pla-

105

gioclasa cálcica u olivino. Coladas extensas de lava basáltica cubren amplias á reas de Washington, Oregón , Idaho y el norte de California. Las islas oceánicas, como Islandia, las Galápagos, las Azores y Hawai, están compuestas princip almente de bas alto , y el basalto forma también la parte superior de la corteza oceánica. El gabro es mucho menos común que el basalto, al menos en la corteza continental o donde puede ser fácilmente observado. Existen pequeños cuerpos intrusivos de gabro en la corteza continental, pero las rocas intrusivas intermedias o félsicas son mucho más comunes. Sin embargo, la parte inferior de la corteza oceánica está compuesta de gabro.

Andesita-Diorita. El magma de composición inte rmedia (53-65% de sílice) cristaliza para formar andesita y diorita, que son rocas ígneas de grano fino y grano grueso de una composición equivalente (• Figura 4.1 2). La andesita y la diorita están compuestas predominantemente de plagioclasa, siendo el componente ferromagnesiano típico el anfíbol o la biotita (Figura 4 :9 ). La andesita es , generalmente, de gris medio a gris oscuro, pero la diorita tien e un aspecto de sal y pimienta debido a que la plagioclasa es bla'nca a gris clara y sus silicatos ferromagnesiarios oscuros (Figura 4.12). La andesita es una roca ígnea extrusiva común formada por lava que ha surgido de cadenas volcánicas en bordes de placa convergentes. Los volcanes de los Andes,

(a) An desita

(a) Basalto

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. (b) Diorita

(b) Gab ro • Figura 4.11 Rocas ígneas básicas. (a) El basalto es afanítico, mientras que (b) el gabro es fanerítico. Observe la luz reflejada por las caras de los cr ist ales en (b). Tanto el ba sa lto como el gabro ti enen la misma composició n minera l (véase la Fi g ura 4.9).

• Figura 4.12

-·--------

Rocas ígneas intermedias. (a) La andesita tiene fenocristales de hornblenda, de modo que esta andesita es porfíd ica. (b) la diorita tiene la apariencia de sa l y pimienta debido a que cont iene silicatos no ferrom ag nesianos de color claro y silicatos ferro magn esian os de co lor oscuro.

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1

J

ro6

CAPÍTULO 4

L AS RO CA S f G N EA S Y LA AC TI V ID A D Í GNEA I N T RUS I VA

en Sudamérica, y la cordillera de las Cascadas, en eloeste de Norteamérica, están compuestos, en parte, de andesita. Los cuerpos intrusivo_s de diorita son bastante comunes en la corteza continental.

Río/ita-Granito. La riolita y el granito cristalizan a partir de magma félsico (>65 % de sílice) y son, por tanto, rocas ricas en sílice (• Figura 4.13). Están compuestas principalmente de feldespato potásico, plagioclasa rica en sodio y cuarzo, a veces con algo de biotita en raras ocasiones de anfíbol (Figura 4.9). Como predominan los silicatos no ferromagnesianos, la riolita y el granito son, típicamente, de color claro. La riolita es de grano fino, aunque casi siempre contiene fenocristales de feldespato potásico o cuarzo, y el granito es de grano grueso. El pórfido granítico es también bastante común. Las coladas de lava de riolita . son mucho. menos comunes que las coladas de 'andesita y basalto. Recordemos que el principal control de la viscosidad del magma es el contenido en sílice. Por tanto, si el magma félsico sale a la superficie, empieza a enfriarse, la presión disminuye y los gases se liberan de manera explosiva, normalmente dando lugar a materiales piroclásticos riolíticos. Las coladas de lava riolítica son densas y altamente viscosas y se desplazan sólo a lo largo de distancias cortas.

y

(a) Riolita

\ ' (b) Granito

~--~i!Jura '!_:!_~-------·--·----- ----·----· -..--------· Rocas ígneás félsicas. (a) La riolita y (b) el granito generalmente tienen colores claros debido a que contienen en su mayor parte silicatos no fe~rornagnesianos. Los punto s oscuros del granito son mica biotita. Los minerales blancos y rosáceos son feldespatos , mientras que los minerales vítreos son cuarzos.

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El granito es una roca ígnea cristalina de grano grueso con una composición que se corresponde con la del campo que mostramos en la Figura 4.9. Estrictamente hablando, no todas las rocas de este campo son granitos. Por ejemplo, a una roca con una composición ubicada en la línea que separa el granito y la diorita la denominamos granodiorita. Para evitar la confusión que podría resultar al introducir más nombres de rocas, seguiremos la práctica de referirnos a las rocas que se encuentran a la izquierda de la línea del granito-diorita de la Figura 4.9 como graníticas. Las rocas graníticas son , con mucho, las rocas ígneas intrusivas más comunes, aunque están restringidas a los continentes. La mayoría de las rocas graníticas intruyeron en, o cerca de, márgenes de placas convergentes durante episodios de formación de montañas. Cuando estas regiones montañosas se elevan y erosionan, los grandes cuerpos de rocas graníticas que forman sus núcleos quedan expuestos. Las rocas graníticas de Sierra Nevada, en California, forman un cuerpo compuesto que mide unos 640 km de largo por 11 O km de ancho, y las rocas graníticas de la Cordíllera de la Costa de la Columbia Británica, en Canadá, son aún más voluminosos.

Pegmatita . El término pegmatita se refiere a una textura en particular más que a una composición específica, ya que la mayoría de las pegmatitas están compuestas principalmente de cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa rica en sodio, siendo, por tanto, muy parecida al granito. Algunas pegmatitas son básicas o intermedias en cuanto a su composición y se denominan pegmatitas de gabro y diorita . La característica más notable de las pegmatitas es el tamaño de sus minerales, que miden al menos 1 cm de ancho, y en algunas pegmatitas decenas de centímetros o metros (• Figura 4.14 ). Muchas pegmatitas están asociadas a grandes cuerpos intrusivos de granito y están compuestas de minerales que se han formado del magma enriquecido en agua que quedó después de que cristalizara la mayor parte del granito. Cuando el magma se ·enfría y se forma el granito, el magma enriquecido en agua que queda tiene propiedades que difieren del magma del que se ha separado. Tiene una menor densidad y viscosidad y, normalmente, invade las rocas adyacentes d,onde cristalizan los minerales. Este magma rico en agua contiene también una cantidad de elementos que no suelen estar dentro de los minerales comunes que forman el granito. Las pegmatitas que son esencialmente granito cristalino de grano muy grueso son pegmatitas simples, mientras que las que tienen minerales que contienen elementos como litio, berilio, cesio, boro y otros· cuantos son pegmatitas complejas. Algunas pegmatitas complejas contienen hasta 300 especies minerales diferentes, algunas de ellas im-

RO C A S ÍG NEA S , S U S CA R A CT E RÍ ST I CA S Y C L A SIF I CA CI ÓN

107

(b)

• Figura 4.14 (a) La roca de color claro es pegmatita expuesta en las Colinas Negras de Dakot¡¡ del Sur. (b) Vista de cerca de un espécimen .de pegmatita con minera les que miden entre 2 y 3 cm de secci ón. Ést a es una pegmatita simple que tiene un a composición muy simi lar al granito.

(a)

portantes desde el punto de vista económico. Además , en algunas pegmatitas podemos encontrar varias piedras preciosas, como la esmeralda y el aguamarina, ambas variedades del silicato berilo, y la turmalina. Muchos minerales raros de menor valor y cristales bien formados de minerales comunes, como, por ejemplo, el cuarzo, son también explotados y vendidos a coleccionistas y museos. La formación y el crecimiento de los núcleos de cristales-minerales en las pegmatitas son similares a los de otros magmas, pero con una diferencia importante: El magma enriquecido en agua a partir del cual cristalizan las pegmatitas inhibe la formación de núcleos. Sin embargo, se forman algunos núcleos, y como los iones apropiados del líquido pueden moverse fácilmente y unirse a un cristal en crecimiento, los minerales individuales tien en la oportunidad de hacerse muy grandes.

Otras rocas ígneas. Algunas rocas ígneas, incluidas la toba, brecha volcánica, obsidiana, piedra pómez y escoria, son identificadas principalmente por sus texturas (• Figura 4. 15). Gran parte del material fragmentado que expulsan los volcanes es ceniza, nombre que se le da a los materiales piroclásticos con tamaños menores de 2,0 mm, formada en su mayoría de fragmentos rotos de vidrio volcánico (Figura 4.8i). La consolidación de la ceniza forma tobas piroclásticas (• Figura 4. l 6a). La mayoría de las tobas son ricas en sílice y de color claro y se denominan tobas riolíticas. Algunos flujos de cenizas están tan calientes que cuando se detienen las partículas de ceniza se sueldan y forman una toba soldada. Las brechas volcánicas son depósitos consolidados de materiales piroclásticos más grandes, como bombas y escorias (Figura 4.15). Tanto la obsidiana como la piedra pómez son variedades de vidrio volcánico (Figura 4.16b, c). La obsidiana

Composición

Vesicular

félsica

Básica

Piedra pómez

Escoria

al

:s x

Vítrea

Obsidiana

Q)

1--

Piroclástica o fragmenta!

Brecha volcánica Toba/toba soldada

• Figura 4.15 Clasificación de las rocas ígneas, en la s que la textura es el factor principal. Se muestra la composición, aunque no es esencia l para poner nombre a estas rocas .

puede ser negra, gris oscura, roja o marrón, dependiendo de la presencia de hierro. La obsidiana se rompe con fractura concoidal (ligeramente curvada), típica del vidrio. Los análisis de muchas muestras nos indican que la mayor parte de la obsidiana tiene un alto contenido de sílice y una composición similar a la riolita. La piedra pómez es una variedad de vidrio volcánico que contiene numerosas vesículas que se -desarrollan cuando el gas escapa a través de la lava y forma espuma (Figura 4. l 6c) . Si la piedra pómez cae al agua, puede ser arrastrada grandes distancias porque es tan porosa y ligera que flota . Otra roca vesicular es la escoria. Es más densa y cristalina que ·la piedra pómez, pero tiene más vesículas que la roca sólida (Figura 4 . l 6d).

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CAP ITUL O 4

L A S RO CAS Í GN E AS Y LA ACT I V I DAD ÍG N EA I NT RUS I VA

(b) Oqsidiana

(a) Toba

• Figure 4.16

(c) Piedra pómez

Oué haría Como único miembro de su comunidad con ex periencia en geología, está considerado como el experto local en minerales y rocas . Suponga que uno de sus amigos le trae un espécimen de roca con las siguientes características o composición. En su mayor p arte f eldespato potásico y pl agioclasa, con alrededor d e un 10% d e cuarzo y pequeñas cantidades d e biotita. Textura: una sección media d e los minerales de 3 mm, pero algunos feldespatos potásicos tienen hasta 3 cm. Póngale nombre al espécimen de roca y cuéntele a su amigo todo lo que sepa acerca de ella. ¿Por qué son tan grandes los minerales?

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(d) Escoria

Ejemp los de rocas ígneas clasificadas en primera instancia por sus text uras. (a) La toba está compuest a de materiales piroclásticos como los que se muestran en la Figura 4.8. (b) Vid rio de obsidiana natural. (c) La piedra pómez es vítrea y ext remadamente vesicular. (d) La escori a también es vesicu lar, pero es más oscura, densa y crist alina q ue la piedra pómez.

Pi.UTONES, SUS CARACTERÍSTICAS Y ORÍGENES diferencia del volcanismo y el origen de las rocas volcánicas, sólo podemos estudiar la actividad ígnea intrusiva de manera indirecta, porque los pintones, cuerpos ígneos intrusivos, se forman cuando el magma se enfría y cristaliza en el interior de la corteza te1Testre (véase «Los plutones» en las páginas 110 y 11 1). Podemos observarlos después de que la erosión los haya expu esto en la superficie. Además, los geólogos no pueden duplicar las condiciones bajo las que se forman los pluton es, excepto en pequeños experimentos de laboratorio. Por consiguiente, los geólogos se enfrentan a un mayor desafío al interpretar los mecanism os por los

\

PLUTONES, SUS CA RA CTE RÍSTICAS Y ORÍGE NE S

cuales se forman los plutones. El magma que se enfría para formar los plutones está situado en la -corteza terrestre principalmente en bordes de placas convergentes y divergentes, que son también áreas de volcanismo. Los geólogós reconocen varios tipos de plutones basándose en su geometría (forma tridimensional) y en la relación con la roca de caja. Con respecto a su geometría, los plutones son masivos (irregulares), tabulares, cilíndricos o en forma de hongo. Los plutones son también concordantes, lo que significa que tienen bordes paralelos a las capas de la roca de caja, o discordantes, con límites que cortan las capas de la roca de caja (véase «Los plutones» en las páginas 110 y 111).

Diques y sills Los diques y los sills son plutones tabulares o en forma de lámina, que sólo se diferencian en que los diques son discordantes, mientras que los sills son concordantes (véase «Los plutones» en las páginas 110 y 111). Los diques son bastante comunes; la mayoría son cuerpos pequeños que miden 1 ó 2 m de ancho, pero pueden oscilar de unos pocos centímetros a más de 100 metros de grosor. Siempre están emplazados dentro de fracturas preexistentes o donde la presión de los fluidos es lo suficientemente grande como para que formen sus propias fracturas. La erosión de los volcanes hawaianos expone diques en zonas de rotura, donde las grandes fracturas cortan estos volcanes. Los basaltos del río Columbia, en el estado de Washington (estudiados en el Capítulo 5), surgieron de largas' fisuras , y el magma que se enfrió en esas fisuras formó diques. Algunas de las grandes erupciones históricas a través de fisuras se deben a los diques; por ejemplo, los diques explican tanto la erupción por fisura de Laki, en Islandia, en 1783, como la fisura de Eldgja, tambi,én en Islandia, donde se produjeron erupciones en el 950 d.C. a través de una fisura de casi 30 km de longitud. Los plutones en forma de capas concordantes son los sills; muchos sills .tienen un metro o menos de grosor, aunque algunos son mucho más gruesos. Un sill famoso en Estados Unidos es el sill de Palisades, que forma las Palisades, en la orilla occidental del río Hudson, en Nueva York y Nueva Jersey. Está expuesto durante 60 km a lo largo del río y tiene hasta 300 m de grosor. La mayoría de los sills penetran en rocas sedimentarias, pero los volcanes erosionados también nos revelan que es normal que los sills se inyecten en las masas de rocas volcánicas, De hecho, la deformación de los volcanes antes de las erupciones puede estar provocada por la inyección de sills. A diferencia de los diques, que siguen zonas de debilidad, los sills se emplazan cuando la presión de los fluidos es tan grande que el magma en proceso de intrusión

109

levanta las rocas suprayacentes. Como el emplazamiento requiere que la presión de los fluidos exceda la fuerza ejercida por el peso de las rocas suprayacentes, muchos sills son cuerpos intrusivos poco profundos, pero algunos están situa~os a mucha profundidad en la corteza.

Los lacolitos Los lacolitos son parecidos a los sills en que són concordantes, pero en lugar de ser tabulares tie'nen una geometría en forma de hongo (véase «Los plutones» en las páginas 11 O y 111). Tienden a tener una base plana y tienen forma de domo en su parte central. AJ igual que los sills, los lacolitos son cuerpos intrusivos bastante poco profundos que levantan las >rocas suprayacentes cuando penetra el magma. Sin embargo, en este caso~ 1 las capas de roca forman un arco sobre el plutón. La mayoría de los lacolitos son cuerpos bastante pequeños. Unos lacolitos famosos en Estados Unidos son los de las Montañas Henry, en el sudeste de Utah, y varias lomas de Montana son.lacolitos erosionados.

Chimeneas y pitones volcánicos Un volcán tiene un conducto cilíndrico llamado chimenea volcánica que conecta el cráter con una c~mara de magma subyacente. A través de esta estructura el magma asciende hasta la superficie. Cuando cesa la erupción de un volcán, el agua, los gases y los ácidos atacan sus laderas y se erosiona, pero el magma que se ha solidificado en la chimenea es, normalmente, más resistente a la alteración y a _la erosión. Por consiguiente, gran parte del volcán se erosiona pero la· chimenea permanece como un remanente llamádo pitón volcánico. Podemos encontrar varios pitones volcánicos en el suroeste de Estados Unidos, especialmente en Arizona y Nuevo México, así como en otros lugares (véase Enfoque Geológico 4 . 1 y «Los plutones» en las páginas 11 O y 111).

Batolitos y stocks Por definición, un batolito, el más grande de todos los plutones, debe tener al menos 100 km 2 de superficie, y la mayoría de ellos son mucho más grandes. Por el contrario, un stock es parecido pero más pequeño. Algunos stocks son, sencillamente, partes de plutones grandes que, una vez expuestos por la erosión son batolitos (véase «Los plutones» en las _páginas 11 O y 111 ). Tanto los ' _ batolitos como los stocks son generalmente discordantes, aunque pueden ser concordantes, y especialmente los batolitos están compuestos de múltiples intrusiones. En otras palabras, un batolito es un cuerpo grande compuesto originado por repetidas y voluminosas intru-

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··,;

Los cuerpos intrusivos denominados plutones son comunes, pero sólo los vemos en la supelficie después de una profunda erosión. Observe que varían en geometría y en sus relaciones con la roca de caja. Cono de escorias

Colada de lava

Volcán comp uesto

Sill

Stock

Batolito

Lacolito

Bloque diagrama que muestra varios plutones. Algunos atraviesan las capas de la roca de caja y son discordantes, mientras que otros son paralelos a las capas y son concordantes.

Parte del batolito de Sierra Nevada, en Yosemite National Park, California. El batolito, que se compone de intrusiones múltiples de roca granítica, tiene. más de 600 km de largo y hasta 11 O km de ancho. Para apreciar la escala en esta imagen, la cascada tiene un salto de 435 m.

Un pitón volcánico en Monument Valley .Tribal Park, Arizona. Esta formación tiene 457 m de altura. La mayor parte del volGán original fue erosionado, dejando sólo este vestigio.

Rocas graníticas de . un pequeño stock en Castle Crags State Park, California.

Los materiales oscuros en esta imagen son rocas ígneas, mientras que las capas claras son sedimentarias. Observe que el sill es paralelo a las capas, así que es concordante. El dique, sin embargo, claramente corta las capas y es discordante. Los sills y Jos diques tienen geometría en forma de capas, pero en esta imagen sólo Jos podemos ver en dos dimensiones.

Crown Butte, en Montana, es un lacolito erosionado que se eleva unos 300 m por encima de la llanura circundante. El magma que hizo este pequeño plutón intruyó hace aproximadamente 50 millones de años. Diagramas que muestran Ja evolución de un lacolito erosionado.

.

\

II I

Algunos pitones volcánicos extraordinarios

H

emos mencionado que al igua l que un volcá n extin gu ido hace frente al clima y se erosiona, un resto del edificio origi nal puede persistir como un pitón volcánico. El origen de los pitones volcán icos es bien conocido, pero estos monolitos aislados elevándose sobre el horizonte son escénicos, impresionantes y objeto de leyendas. Se encuentran en muchas áreas de volcanismo activo reciente. Un pitón volcánico pequeño que se eleva sólo 79 m por encima de la superficie en la ciudad de Le Puy, Francia, es. el lugar donde se alza la capilla del siglo XI de Saint Michel d'Aigui lhe (• Figura 1). Es tan empinada que los materiales y herram ientas utilizados en su construcción t uvieron que ser izados en cestas. Quizás el pitón volcánico más famoso en los Estados Unidos es Shiprock, Nuevo México, que se eleva casi 550 m por encima de la llan ura circundante y es visible d esde 160 km. En forma radial y hacia fuera de esta estructura

cónica existen tres diques verticales que se semejan a muros por encima del campo adyacente (• Figura 2a). De acuerdo a la leyenda, Shiprock, o Tsae-bidahi, que significa «roca alada», representa a un páj aro gigante que trajo a los N avajos desde el norte. La misma leyenda cuenta que los d iques son serpientes petrifi cadas. La edad absoluta que se determ inó para uno de los diques indica que Shiprock tiene cerca de 27 de mi llones de años de · antigüedad. Cuando el volcán original se formó, aparentemente durante erupciones explosivas, hizo qÚe el magma penetrase en d iversas rocas, incluyendo la lutita físil de M ancos, la roca que ahora se expone en la superficie adyacente a Shiprock. La roca que compone Shiprock es la propia brecha de toba, que se compone de restos volcánicos fragmentados así como de fragmentos de rocas metamórficas, sedimentarias e ígneas. Los geólogos coinciden en que la Torre del Diablo, en el nordeste

siones de magma en la misma región. Por ejemplo, el batolito costero de Perú fue emplazado durante un período de 60 a 70 millones de años y está formado de unos 800 plutones individuales. Las rocas ígneas que forman los batolitos son principalmente graníticas, aunque también puede haber dio-

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de W yoming, se enfrió a partir de un pequeño cuerpo magmático y que esa erosión lo ha modificado hasta su forma actual (• Figura 2b). Sin embargo, la opinión se divide en si es un p itón volcánico o un !acolito erosionado. En cualqu'ier caso, la roca que compone la Torre del D iablo tiene entre 45 y 50 millones d e años de edad, y e l presidente Teodoro Roosevelt designó esta impresio nante formación como el primer monumento nacio nal en 1906. Con 260 m de altura, la Torre del Diablo es visible desde 48 km de distancia y ha servido como seña l para los primeros viajeros en este área. Logró una nueva distinción en 1977 .cuando apareció en la película Encuentros en la tercera fase. Los indios cheyennes y sioux llaman a la Torre del Diablo Mateo Tepee, que sign ifica «Alojamiento del oso gris». Se llamó también la «Torre Mala de Dios», y supuestament e «To rre del Diablo» es una tradu cción d e est a frase. La principal de las características visibles de la torre son las líneas

rita. Los batolitos y los stocks se emplazan principal-, mente cerca de bordes de placas convergentes durante episodios de formación de montañas. Otro ejemplo es el batolito de_Sierra Nevada, en California (véase la foto al inicio del capítulo), que se formó a lo largo de millones de años durante un episodio de formación de montañas

casi verticales que, según las leyendas de los cheyennes, son las marcas de las zarpas hechas por un gigantesco oso gris. Una leyenda cuenta que el oso hizo esas marcas mientras perseguía a un grupo de niños. Otra habla de seis hermanos y una mujer también perseguidos por un oso gris. Uno de los hermanos llevaba una piedra, y cuando cantó una canción ésta

creció y se convirti ó en la Torre del Diablo, poniendo fuera del alcance del oso a los hermanos y a la mujer. Aunque no tan interesante como las leyendas cheyennes, el origen de las «marcas de zarpas» es bien conocido. Estas líneas se formaron realmente en las interseccion es de las diyunciones co/umnares, fracturas que se

(a)

forman como respuesta al enfriamiento y contracción que se produce en algunos p lutones y coladas de lava (véase el Capítu lo 5). Las co lumn as de li mitadas por estas fracturas tienen hasta 2,5 m de sección, y el montón de escombros en la base de la torre es simplemente una acumulación de columnas desplomadas.

(b)

• Figura 1

• Figura 2

Este cue ll o volcán ico en Le Puy, Francia, se eleva 79 m por encima de la superficie circundante. Los trabajadores en la Capilla de Saint Michel d'Aigui lhe tuvieron que subir los materiales de construcción y las herramientas en cestas.

(a) Shiprock es un p itón volcánico en el noroeste de Nuevo México, se eleva cerca de 550 m por encima de la planicie circundante. Primer plano de uno de los diques que parten de Shiprock. (b) La Torre del Diab lo, en el nordeste de Wyoming. Las líneas verticales son el resu ltado de las intersecciones de fracturas denominadas disyunciones columnares (véase el Capítu lo 5).

conocido como la orogenia de Nevadan. Un posterior levantamiento y erosión expusieron este enorme plutón compuesto en la superficie. Otros batolitos grandes en Norteamérica son el batolito de Idaho, el batolito de Boulder, en Montana, y el batolito de la Cordillera de la Costa, en la Columbia Británica, en Canadá.

Podemos encontrar recursos minerales en las rocas de los batolitos y de los stocks, así como en las rocas de caja adyacentes. Los depósitos de cobre de Butte, Montana, se encuentran en rocas cerca de los márgenes de las rocas graníticas del batolito de Boulder. Cerca de Salt Lake City, Utah, se extrae cobre de las rocas mineraliza-

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CAPITULO 4

LAS ROC A S ÍGNEAS Y L A ACTIVID A D ÍGN EA INTRUSI VA

das del stock de Bingham, un plutón compuesto formado de granito y pórfido granítico. Las rocas graníticas son también la principal fuente de oro, que se forma a partir de soluciones ricas en minerales que se desplazan a través de grietas y fracturas de los cuerpos ígneos.

¿CÓMO INTRUYEN LOS BATOLITOS EN LA CORTEZA TERRESTRE? ace tiempo que los geólogos se dieron cuenta de que el origen de los batolitos planteaba un problema de espacio. ¿Qué le ocurrió a la roca que una vez estuvo en el espacio ahora ocupado por un batolito? Una posible respuesta fue que no se había producido ningún desplazamiento, sino que los batolitos se formaron en el mismo sitio por la alteración de la roca de caja mediante un proceso llamado granitización. De acuerdo con esta idea, el granito no se originó a partir del magma, sino de soluciones calientes ricas en iones que, sencillamente, alteraron la roca de caja y la trasformaron en granito. La granitizacÍón es un fenómeno de estado sólido; por lo que es, esencialmente, un tipo extremo de metamorfismo (véase el capítulo 7). La granitización es, sin duda, un fenómeno real, pero la mayoría de las rocas graníticas muestran claras evidencias de tener un origen ígneo, En primer lugar, si se hubiera producido una granitización, sería de esperar que el cambio de roca de caja a granito se hubiera producido gradualmente a lo largo del tiempo. Sin embargo, en casi ningún caso se ha detectado este cambio gradual. En realidad, la mayor parte de las rocas graníticas tienen lo que los geólogos llaman contactos netos con las rocas adyacentes . Otra característica que indica un origen ígneo de las rocas graníticas es el alineamiento de minerales alargados en paralelo con sus contactos, que debió producirse cuando se inyectó el magma. Algunas rocas graníticas carecen de contactos marcados y cambian gradualmente de características hasta que se parecen a la roca de caja adyacente. Éstas probablemente se originaron mediante la granitización. En opinión de la mayoría de los geólogos, mediante este proceso sólo podrían formarse pequeñas cantidades de roca granítica, por lo que no puede explicar el enorme volumen de rocas graníticas de los batolitos. Por consiguiente, los geólogos han llegado a la conclusión de que está claro que hay un origen ígneo para casi todas las rocas graníticas, pero aún deben estudiar el problema de espacio.

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!

. Una solución es que estos grandes cuerpos ígneos se abrieron camino hacia la corteza mediante la fusión. En otras palabras, simplemente asimilaron la roca de caja a medida que ascendían (Figura 4.6). La ptesencia de inclusiones, especialmente cerca de las cimas de algunos plutones, indica que esa asimilación se produce. Sin embargo, como ya hemos observado, la asimilación es un proceso limitado, porque el magma se enfría cuando se asimila la roca de caja. Los cálculos indican que en el magma hay disponible poco calor para asimilar las enormes cantidades de roca de caja necesarias para hacer espacio a un batolito. Ahora, los geólogos normalmente coinciden en que los batolitos se emplazaron mediante una enérgica inyección a medida que el magma se desplazaba hacia arriba. Recordemos que el granito proviene del magma félsico viscoso y que, por lo tanto, asciende lentamente. Parece ser que el magma deforma y empuja la roc:;t de caja, y a medida que va ascendiendo, parte de la roca de caja rellena el espacio por debajo del magma (• Figura 4. l 7a). Se descubrió una situación análoga en la que grandes masas de roca sedimentaria, conocida como sal de roca, asciende a través de las rocas suprayacentes para formar domos de sal (Figura 4.l 7b-d). Se conocen domos de sal en varias partes del mundo, incluida la Costa del Golfo de los Estados Unidos. Existen capas de sal de roca a cierta profundidad, pero la sal es menos densa que la mayoría de los demás tipos de materiales rocosos. Cuando se encuentra bajo presión, asciende hacia la superficie aunque permanece sólida, y a medida que va subiendo, empuja y deforma la roca de caja. Se conocen ejemplos naturales de flujo de sal de roca y pueden ser fácilmente demostrados de forma experimental. Por ejemplo, en el árido Oriente Medio nos encontramos con que la sal que asciende de la manera que hemos descrito llega a salir a la superficie. Algunos batolitos muestran evidencias de haber sido emplazados por la fuerza empujando y deformando la roca de caja. Este mecanismo ocurre probablemente en las partes más profundas de la corteza, donde la temperatura y la presión son altas y es fácil deformar las rocas caja de la forma que hemos descrito. A menor profundidad, la corteza es más rígida y tiende a deformarse, fracturándose. En este entorno, los batolitos pueden ascender mediante stoping, un proceso en el cual el magma en ascenso separa y sepulta fragmentos de la roca de caja (• Figura 4.18). De acuerdo con este concepto, el magma sube por las fracturas y los planos que separan las capas de la roca de caja. Con el tiempo, fragmentos de la roca de caja se ' separan y se depositan en el magma. No se crea ningún espacio nuevo durante el proceso; el magma sencillam ente rellena el espacio anteriormente ocupado por la r~ca de caja (Figura 4.18).

¿CÓMO I NTRUYEN L OS BATOLITOS EN · LA CORTEZA TERRESTRE?

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• Figura 4.17 (a) Em plaza mi ent o d e un p lutón por inyección enérg ica. Co nfo rme el magma sube, se apa rta y defo rma la roca de caja . (b -d) Tres et apas en una situación, hasta cierto punt o, análoga a cuando un d omo de sa l se fo rm a deb ido al movimiento ascendent e d e la roca baj o p resió n.

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• Figura 4.18 ·~~~~~~~~~~~-

Emplazam iento de un bat olit o por as im il ació n y ascenso inagmáti co (stop ing). (a) El magma se inyecta en las fract uras y en los p lanos ent re las capas d e la roca de caja. (b) Los b loq ues d e la roca de caja se separa n y se sumergen en el mag ma, co n lo cual hacen siti o p ara q ue el mag ma suba más lej os. Alg unos d e los bl oques sum erg idos se p ueden asi milar, y algu nos p ueden permanecer como incl usiones (Fi gu ra 4.6).

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CAPITULO 4

LAS ROCAS Í GNEAS Y L A ACT I V I DAD ÍGNEA I NTHUS I VA

GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo El magma es la roca fundida que hay bajo la superficie de la Tierra, mientras que el mismo material en la superficie se llama lava.

enriqueciendo en sodio a medida que se produce el enfriamiento.

El contenido en sílice nos permite distinguir entre magma básico ( 45-52% de sílice), intermedio (53-65% de sílice) y félsico (>6 5% de sílice).

Puede producirse un cambio químico en el magma cuando se forman precozmente los silicatos ferromagnesianos y, debido a su densidad , se adaptan al magma.

La viscosidad del m agma y de la lava depende de la temperatllra y, especialmente, de la composición. Cuanto más sílice, mayor es la viscosidad.

También se producen cambios de composición e n el magma cuando asimila la roca de caja o c u ando un magma se mezcla con otro.

Los minerales cristalizan a partir del qiagma y de la lava cuando se forman y crecen p equeños núcleos de cristal.

Los geólogos reconocen dos categorías amplias de rocas ígneas: volcánicas o extrusivas y plutónicas o intrusivas.

Un enfriamiento rápido p roduce la textura afanítica de las rocas volcánicas, mientras que un enfriamiento comparativamente lento da lugar a la textura fanerítica de las rocas plutónicas. Las rocas ígneas que contienen minerales. de un tamaño marcadamente diferente son porfídicas. .

La textura y la composición son los criterios utilizados para clasificar las rocas ígn eas, a unque algunas se definen solamente mediante la textura.

La composición de la roca. ígnea vien e determinada en gran m edida por la composición del magma · m adre, pero la composición del m agma puede cambiar, de manera que el mismo m agm a puede dar lugar a más de un tipo de roca ígn ea. Según las series de cristalización de Bowen, el magma básico en proceso de enfriamiento da lugar a una secuencia de minerales, todos ellos estables dentro de unos rangos de temperatura específicos. En la rama discontinua de las Series de cristalización de Bowen sólo h ay silicatos ferromagnesianos . La ~ama continua de la serie de reacciones produce sólo p lagioclasas que se van

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La cristalización a partir de m agma enriquecido en agua origina minerales muy grandes en rocas conocidas como p egm a titas. La m ayoría de las pegmatitas tienen una composición global similar a la del granito. Los cuerpos ígneos intrusivos conocidos como plutones varían en su geometría y en sus relaciones con la roca de caja. Algunos son concordantes, mientras que otros son discordantes. Los plutones m ás grandes, llamados batolitos, están formados por múltiples intrusiones de magm a duran te largos p eríodos de tiempo. La m ayor parte de los plutones, incluidos los batolitos, se en c ue ntran en o cerca de bordes de placas convergentes o divergentes.

CUEST I ON ES D E REP ASO

II7

Términos clave asimilación (pág. 1O1) hatolito (pág. 109) cámara magmática (pág. 97) colada de lava (pág. 95) chimenea volcánica (pág. 109) dique (pág. 109) granitización (pág. 114) lacolito (pág. 109) magma (pág. 95) magma félsico (pág. 95) magma intermedio (pág. 95) magma básico (pág. 95) materiales piroclásticos (pág. 95)

mezcla de magmas (pág. 101) pitón volcánico (pág. 109) plutón (pág. 108) plutón concordante (pág. 109) plutón discordante (pág. 109) roca de caja (pág. 1O1) roca ígnea (pág. 9 5) roca plutónica (ígnea intrusiva) (pág. 95) roca volcánica (ígnea extrusiva) (pág. 95) sedimentación de cristales (pág. 100)

series de cristalización de·bowen (pág. 97) sill (pág. 109) stock (pág. 109) textura afanítica (pág. 102) textura fanerítica (pág. 102) textura piroclástica (fragmenta!) (pág. 102) textura porfídica (pág. 102) vesícula (pág. 102) viscosidad (pág. 96)

Cuestiones de repaso -·'

l.

Un dique es un plutón discordante, mientras que un___es concordante: a. _ _ batolito; b ._ _ _ pitón volcánico; c._y_lacolito; d. _ _stock; e. _ _caída de cenizas.

2.

Una roca ígnea afanítica compuesta principalmente de piroxenos y plagioclasas ricos en calcio es: a._ __granito ; b ._ _ _ obsidiana; c .___riolita; d. _ __ diorita; e.____L_basalto.

3.

4.

El tamaño de los granos de mineral que forman una roca ígnea es un criterio útil para de terminar si la roca es_ _ _ o _ _ a.2:;__volcánica/plutónica; b. _ __discordante/concordante; c._ _ _ vesicular/fragmental; d. _ _ porfídica/félsica; e. _ _ ultrabásica/ígn ea. El m agma caracterizado como intermedio: a. _ _ fluye m ás rápido que el m agma b ásico ; b.1.__tien e entre 53% y 65 % de sílice; c. _ _ _ se cristaliza para formar granito y riolita; d. _ _ _ se enfría para formar rocas que conforma n la mayor parte de la corteza oceánica; e._ __ es uno de los que derivan las rocas ultra básicas.

5.

El fenómeno por el cual el magma en ascenso separa y engloba fragme ntos de la roca de caja se llam a: a. ___emplazamientos; b.____L__asimilación; c. ___mezcla de magmas; d. _ __series de cristalización de Bowen·; e. _ _ cristalización .

6.

Una roca ígnea que tiene minerales lo su ficientemente grandes como para que podamos verlos sin ningún tipo de a umento tiene una textura_ _ y es probablemente __·_ : a ._ __lacolítica/pegmatlta; b. _ _ fragmental/félsica; c.___isométrica/magmática; d ._L__fanerítica/plutónica; e ._ __fragmental/obsidiana.

7.

¿Cuál de las siguientes afirmacion es sobre los batolitos es falsa?: a. _ __se componen de múltiples intrusiones voluminosas; b. _ _ sobre todo se forman en los bordes de placas convergentes durante la formación de las montañas ; c ._x_se componen de diversas rocas · volcánicas, pero especialmente de basalto; d. _ _deben tener al menos 100 km 2 de superficie; e. _ __aunque sean localmente concordantes, son en su mayoría discordantes.

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n8 8.

9.

CAP ITULO 4

LAS ROCAS Í GNEAS Y LA ACT I VIDAD ÍGN E A I NTRUSIVA

Una roca ígnea caracterizada como pórfido es una: a: _ __ que se ha formado mediante cristalización y asimilación; b._L_que posee minerales de tamaños mar~adamente diferentes; c. _ __ formada en gran medida de feldespato potásico y cuarzo; d. ___que se forma cuando se consolidan los materiales piroclásticos; e. _ _que resulta de un enfriamiento muy rápido. ¿Qué par de rocas ígneas tienen la misma textura?: a. _ _·_· _basálto-andesita; b .____x::_granito-riolita; c. _ _ piedra pómez-obsidiana; d ._ _ _ toba-diorita; e. _ _escoria-lapilli.

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10.

Un proceso por el cual el magma cambia de composición es: a.--A-cristalización; b. _ _ _ enfriamiento rápido; c. ___volcanismo explosivo; d. ___fracti:ira; e. ___convergencia de placas.

11.

Dos rocas ígneas afaníticas tienen la siguiente composición: Espécimen 1: 15% de biotifa; 15% de plagioclasa rica en sodio, 60% de feldespato potásico y 10% de cuarzo. Espécimen 2: 10% de olivino, 55% de piroxeno, 5% de hornablenda y 30% de plagioclasa rica en calcio. Utiliza la Figura 4 .9 para clasificar estas rocas. ¿Cuál sería la más oscura y densa?

12.

¿En qué se diferencia un sill de un dique? (un diagrama resultaría práctico).

ACT IVIDAD ES EN L A WOR LD WIDE W EB

II9

13.

¿Cómo producen cambios en la composición del magma la cristalización y la asimilación? Demuestre con datos que estos procesos se producen en realidad.

18.

Compare las ramas continua y discontinua de las Series de cristalización de Bowen. ¿Por qué el feldespato potásico y el cuarzo no forman parte de ninguna de las ramas?

14.

Describa o haga un diagrama de la secuencia de eventos que llevan al origen de un pitón volcánico.

19.

15.

Describa una textura porfídica y explique cómo podría originarse.

Analice la composición mineral de un sill grueso y descubra que tiene una parte inferior pero que su parte superior es más intermedia. Puesto que todo él proviene de un único magma inyectado de una sola vez, ¿cómo explica las diferencias en su composición? .

16.

¿Por qué las coladas de lava félsicas son mucho más viscosas que las básicas?

20.

17.

¿Cómo se forma una pegmatita y por qué son tan grandes sus cristales minerales?

¿Qué clases de evidencias buscaría para determinar si el granito de un batolito ha cristalizado a partir de un magma. o se ha originado por granitización?

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Volcanismo y volcanes

CAPÍTULO 5

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

Introducción Volcanismo

ENFOQUE GEOLÓGICO 5.1: Las coladas

de lava representan p oco peligro para el hombre -normalmente ¿Cuáles son los tipos de volcanes y cómo se forman?

GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:

Un volcán de lo más inusual Otras formas volcánicas Riesgos volcánicos Distribución de los volcanes Tectónica de placas, volcanes y plutones Geo-Recapitulación

El monte Vesubio ha entrado en erupción 80 veces desde el año 79 d .C. , la última vez en 1944. Nápoles y_otra$ comunidades italianas se e ncuentran e n las fa ldas de l volcán o en sus cercanías. La ba hía de Náp oles está a la de recha. Fuente: Stone/Getty lmages

122

CAP ITULO

5

VO L CAN ! SMO Y VOLCAN E S

.Introducción ingún otro fenómeno geológico ha captado más la imaginación del público que el volcanismo. Las erupciones aparecen en los documentales de la televisión y las películas muestran la -destrucción cavsada por -las coladas de lava y las explosiones volcánicas. Sin embargo, a pesar de las representaciones de "las coladas de lava en el cine, el hombre no teme normalmente mucho a estas corrientes incandescentes de roca fundida, aunque en 1977 y 2002 las coladas de lava mataron a docenas de personas en la República Democrática

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del Congo. Las coladas de lava pueden destruir edificios y carreteras, cubrir tierras agrícolas productivas, y algunas erupciones, especialmente aquellas localizadas en bordes de placas convergentes, son explosivas, representando un pe ligro considerable para las áreas de población cerca nas. Una de las catástrofes vo lcánicas más famosas que se haya registrado nunca fue la erupción del monte Vesubio, en el año 79 d.C., que destruyó las prósperas comunidades romanas de Pompeya, Herculano y Stabia, en lo que es ahora Italia (véase la foto al principio del capítulo y la • Figura 5.1 ).

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·---(a) La región del monte Vesubio, en la costa de la bahía de Nápoles, en Italia. El Vesubio entró en erupción en el 79 d.C: y destruyó las ciudades de Pompeya, Herculan o y Stabia. (b) Las ruin as de Pompeya son una atracción turística muy p opular. (e) Los.mo ldes de cuerpos de algunas de las víctimas del vo lcán en Pom peyá.

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I N TRODUC C I ÓN

123

Tabla 5.1

Algunas erupciones volcánicas notables Fecha

Volcán

Muertes

1.0 de abril, 1815

Tambora, Indonesia

117 .000 muertos, incluyendo las víctimas de la erupción, hambre y enfermedades.

8 de octubre, 1822

Galunggung, Java

Los flujos piroclásticos y las coladas de barro mataron a 4.011 personas.

2 de marzo, 1856

Awu, Indonesia

2.806 muertos debido a flujos piroclásticos.

27 de agosto, 1883

Krakatoa, Indonesia

Más de 36.000 muertos; la mayoría debido al tsunami.

7 de junio, 1892

Awu, Indonesia

1.532 muertos debido a flujos piroclásticos.

8 de mayo, 1902

Monte Pelée, Martinica

Una nube ardiente rodeó St. Pierre y mató a 28.000 personas.

24 de octubre, 1902

Santa María, Guatemala

5.000 muertos durante la erupción .

19 de mayo, 1919

Kelut, Java

Las coladas de barro devastaron 104 pueblos y mataron a 5.11 O personas.

21 de enero, 1951

Lamington, Nueva Guinea

Los flujos piroclásticos mataron a 2.942 personas.

17 de marzo, 1963

Agung, Indonesia

1.148 personas perecieron durante la erupción.

18 de mayo, 1980

Monte Santa Helena, Washington

63 muertos; 600 km 2 de bosque devastados.

28 de marzo, 1982

El Chichón, México

Los flujos piroclásticos mataron a 1.877 personas.

13 de noviembre, 1985

Nevado del Ruiz, Colombia

Una pequeña erupción ocasionó coladas de barro que mataron a 23.00ff personas.

21 de agosto, 1986

Campo volcánico de Oku, Camerún

Una nube de C0 2 liberada por el lago Nyos mató a 1.746 personas.

15 de junio, 1991

Monte Pinatubo, Filipinas

Unas 281 personas murieron durante la erupción; 83 murieron debido a posteriores coladas de barro; 358 murieron a causa de las enfermedades.

Julio de 1999

Soufriere Hills, Montserrat

19 muertos; 12.000 evacuados.

17 de enero, 2002

Nyiragongo, Zaire

Las coladas de lava mataron entre 80y·100 personas en Goma.

Afortunadamente para nosotros, Plinio el Joven registró el acontecimiento con detalle; su tío, Plinio el Viejo, murió mientras intentaba investigar la erupción. De hecho, el rela to de Plinio el Joven es tan vívido que a la erupción del monte Vesubio y a otras similares en las cuales se lanzan al aire enormes cantidades de pumita se las llama plinianas. Pompeya, una ciudad de unos 20 .000 habitantes y a sólo 9 km en la dirección del viento del volcán, fue sepultada baJo casi 3 m de materiales piroclásticos que lo cubrieron todo, excepto los edificios más altos (Figura 5.1 ). Se han descubierto cerca de 2.000 víctimas en la ciudad, pero murieron muchas más. Pompeya fue cubierta por restos volcánicos de una manera gradual, pero oleadas d e materiales volcánicos incandescentes en avalanchas barrieron Herculano, sepultando rápidamente la ciudad a una profundidad de unos 20 m. Desde el año 79 d .C., el monte Vesubio ha en-

tracio en erupción 80 veces, las más violentas en 1631 y 1906; la última erupción fue en 1944. La actividad sísmica y volcánica de esta zona representa una continua amenaza para las muchas ciudades y pueblos situados a lo largo de la bahía de Nápoles (Figura 5.1 ). Una buena razón para estudiar las· erupciones volcánicas es que nos muestran las complejas interacciones entre los sistemas de la Tierra. El volcanismo, especialmente la emisión de gases y de materiales piroclásticos, tiene un impacto inmediato y profundo en la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera, al menos en las inmediaciones de una erupción . Y en algunos casos los efectos son a nivel mundial, como lo fueron tras las erupciones de Tambora, en 1815, Krakatoa, en 1883 y Pinatubo, en 1991. Ad emás, el hecho de que las coladas de lava y las erupciones explosivas provoquen daños materiales, herid~s. víctimas mortales (Tabla 5.1), y al me-

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CA PITU L O

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VO L C AN I SMO Y VO L CANES

nos a corto plazo cambios atmosféricos, nos indica que las erupciones volcánicas son sucesos catastrófi cos, al menos desde el punto de vista del hombre. Sin emba rgo, iróni camente, si lo consideramos e n e l contexto d e la historia de la Tierra, el volcanismo es, en realidad, un proceso constructivo. Es muy probable que la atmósfera y las aguas superficiales fueran resultado de la emisión de gases durante la historia temprana de la Ti erra, y el volcanismo en las dar.sales da lugar continuamente a cort eza oceán ica. Las islas oceánicas, como las islas Hawai, Islandia y las Azores, deben su existencia al vo l can i ~mo , . y la m eteqrización de las co lad as de lava , los materia les piro-

elásticos y las coladas de lodo en las zonas tropicales, como Indonesia, los convierte en suelo productivo. La gente que vive en Hawai, el sur de Alaska, Filipinas, Japón e Islandia son conscientes de las erupciones volcán icas, pero sólo se han producido erupciones continentales en Estados Unidos t res veces desde 1914, todas ellas en la Sierra de las Cascadas, que se extiende desde el norte de California, a través de Oregón y Washington, llegando a la Columbia Británica, en Canadá. Canadá no ha tenido erupciones a lo largo de la historia. El volcanismo antiguo y actual en el oeste de Estados Unidos ha dado lugar a características interesantes; varias de ellas las estudiaremos en este capítulo.

VOLCANIS-MO

Gases volcánicos

1

Las muestras de los volcanes actuales indican que de un 50% a un 80% de todos los gases volcánicos son vapor de agua, con me~ores cantidades de dióxido de carbono, nitrógeno, gases de azufre, especialmente dióxido de azufre y sulfuro de hidrógeno, y cantidades muy p equeñ as de monóxido de carbono, hidrógeno y cloro. En zonas de volcanismo reciente, como, por ejemplo, el Parque Nacional Volcánico de Lassen, en California, la emisión de gases continúa y no se puede evitar el notar el hedor a huevos podridos del sulfuro de hidrógeno (• Figura 5.2). Cuando el magma asciende h acia la superficie, la presión se reduce y los gases contenidos e mpiezan a expandirse. En el magma félsico , altamente viscoso, la ex-

l término volcanismo nos trae inmediatamente a la mente coladas. de lava, y es evidente que incluye esta actividad, p ero el término se refiere específicamente a aquellos procesos por los que la lava y los gases que contiene, así como los materiales piroclásticos, son expulsados a la superficie y a la atmósfera. El volcanismo da lugar a formas del terreno distintivas, p articularmente volcanes, así como a rocas ígneas (extrusivas) volcánicas. En la actu alidad, h ay alrededor de 5 50 volcan es activos; es decir, que h a n entrado en erupción durante la historia, pero sólo 12, aproximadamente, pueden h acer e rupción en cualquier momento. La m ayor parte de esta actividad es menor, a unque las grandes erupcion es no son inusuales. Todos los planetas terrestres y la Luna fueron volcánicamente activos durante su historia temprana, pero a h ora sólo se conocen volcanes en la Tie rra y en uno o dos c.u erpos más del sistema solar. Tritón, una de las lunas de N eptuno, probable mente ten ga volcan es activos, y la luna de Júpiter lo es, con mucho , el c uerpo de mas activid ad volcánica del sistema solar. Muchos de su s cientos d e volcanes h acen erupción e n cualquier momento. Además de volcanes activos , la Tierra tiene numerosos volcanes inactivos que no h an entrado en e rupción durante la historia, pero que pueden hacerlo en el futu ro. Antes de su erupción en el año 79 d .C. no se tien e constancia de que el.monte Vesubio hubiera estado activo. La mayor exp losión volcánica de los últimos 50 a ños se produjo cu ando el morite Pinatubo, en Filipinas, ~ hizo erupción en 1991 , después ~e permanece r inactivo ~ d_u rante 600 años . Algunos volcanes no han hecho erup- °' ción en la historia y no muestran signos de que vayan a • Figura 5.2 hacerlo; se conocen miles de estos volcanes extintos o Gases volcánicos emitidos en los M anantiales de Azufre inactivos. Nacional Volcánico de Lassen, California.

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del Parque

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VOL C ANISMO

pansión se inhibe y la presión de los gases a umenta. Al final, la presión puede llegar a ser lo suficientemente alta como para provocar una explosión y producir materiales piroclásticos, como cenizas. Por el contrario, el magma básico, de viscosidad baja, permite que los gases se expandan y escapen fácilmente. Por consiguiente, el magma básico normalmente hace erupción de una manera bastante tranquila. La cantidad de gases contenida en el magma varía, pero rara vez supera un pequeño porcentaje por peso. Aunque los gases volcánicos constitu yen una pequeña proporción del magma, pueden ser peligrosos y, en algunos casos, han tenido efectos climáticos de gran alcance. La mayoría de los gases volcánicos se disipan rápidamente en la atmósfera y no representan gran peligro para el hombre, pero en varias ocasiones han provocado víctimas mortales. En 1783, los gases tóxicos, probablemente dióxido de azufre, que manaron de la fisura de Laki, en Islandia, tuvieron efectos devastadores. Alrededor de un 75 % del ganado del país murió, y la nube resultante de los gases provocó temperaturas más bajas y pérdida de las cosechas; un 24% de la población de Islandia falleció como resultado de la consiguiente hambruna de la nube azul. El país sufrió su invierno más frío en 225 años en 1783-1784, con temperaturas 4,8 ºC por debajo de la media. La erupción también produjo lo que Benjamín Franklin llamó «niebla seca», que atenuó la intensidad de la luz solar en Europa. E l severo invierno de 1783 - 1784 en Europa y el este de Norteamérica se atribuye a la presencia de esta «niebla seca» en la parte superior de la atmósfera . En 1986, en la nación africana de Camerún, fallecieron 1. 7 46 personas cuando una nube de dióxido de carbono les envolvió. El gas se acumuló en las aguas del lago Nyos, que ocupa una caldera volcánica. Los científicos no se ponen de acuerdo sobre lo que provocó que el gas saliera de repente del lago, pero una vez que lo hizo, fluyó cuesta abajo por la superficie porque era más denso que el aire. De hecho, la densidad y lil. velocidad de la nube de gases eran lo suficientemente altas como para tumbar la vegetación, incluidos los árboles, a unos pocos kiló'metros del lago. Por desgracia, miles de animales y muchas personas, algunas a una distancia de hasta 23 km del lago, se asfixiaron. Los residentes de la isla de Hawai han acuñado el término de vog para la niebla tóxica. El volcán Kilauea lleva en erupción continua desde 1983, liberando pequeñas cantidades de lava, copiosas cantidades de dióxido de carbono y unas 1.800 toneladas de dióxido de azufre por día. El dióxido de carbono no supone ningún problema, porque se disipa rápidamente en la atmósfera, pero el dióxido de azufre produce una nube y el desagradable hedor del azufre. Mientras el vol-

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cán Kilauea siga en erupción, Hawai tendrá un problema de vog. Es probable que el vog represente poco o ningún riesgo para la salud de lo·s turistas , pero sí existe una amenaza a largo plazo para los residentes del lado oeste de la isla, donde el vog es más común.

Coladas de lava El cine y la televisión muestran las coladas de lava como furiosas corrientes de roca incandescente que normalmente representan un gran peligro para el hombre (véase Enfoque geológico 5.1). En realidad, los flujos de lava son la manifestación menos peligrosa del volcanismo , aunque pueden destruir edificios y cubrir tierra de cultivo. La mayoría de las coladas de lava no se desplazan particularmente rápidas, y como son flui dos, cubren áreas bajas existentes. Por tanto, una vez que ha m a nado una ·c olada de un volcán , es bastante sencillo determinar el camino que va a seguir y evacuar a todo el que se encuentre en las áreas que puedan resultar afectadas. Ni siquiera las coladas de lava de baja viscosidad suelen moverse muy rápido. Sin embargo, las coladas pueden desplazarse mucho más rápido cuando sus márgenes se enfrían y forman un canal y, especialmente, cuando quedan aislados por todas partes, como sucede en un tubo de lava, donde se ha llegado a registrar una velocidad de más de 50 km/h. Cuando los márgenes y'la superficie superior de un flujo de lava se solidifican se forma un conducto conocido como tubo de lava dentro de la colada. Así confinada y aislada, la colada se mueve rápidamente y recorre grandes distancias. Cuando la erupción cesa, el tubo se drena, dejando una estructura en forma de túnel vacío(• Figura 5.3a). Parte del techo de un tubo de lava puede colapsarse y formar un tragaluz a través del cual podemos observar un flujo activo (Figura 5.3b) o acceder a un tubo de lava inactivo. En Ha-wai, la lava se desplaza a través de tubos de lava de muchos kilómetros de longitud y en algunos casos desemboca en el mar. Los geólogos definen dos tipos de colada de lava, ambos con nombres de coladas hawaianas. Una colada pahoehoe (pronunciado pah-hoy-hoy) o de lava cordada posee una superficie en forma de cuerda(• Figura 5.4) . La superficie de una colada aa (pronunciado ah-ah) o de lava en bloque se caracteriza por tener bloques y fragmentos angulares, rugosos e irregulares. Las coladas pahoehoe son menos viscosas que las coladas aa ; de hecho, estas últimas son lo suficientemente viscosas como para romperse en bloques y desplazarse como un montón de escombros. La presión en la corteza parcialmente solidificada de una colada de lava aún en movimiento hace que la su-

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Las coladas de lava representan poco peligro para el hombre -normalmente

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n el texto hicimos el inciso que las corrientes incandescentes de roca fundida . son impresionantes y'se representan en películas comúnmente como un peligro para los humanos. Mencionamos tambié·n que las coladas de lava son realm ente la manifestación menos peligrosa de la actividad volcánica, aunque puedan destruir edificios, carreteras y tierras de cultivo. Debemos tener en cuenta, sin embargo, que en algunas ocasiones han sido directa o indirectamente responsab les de muertes. Algunas de las muertes más recientes causadas por coladas de lava sucedieron en enero de 2002 en la

ciudad de Goma, en la República Democrática del Congo (antiguamente Zaire). El Nyiragongo, el volcán del que hablamos, ha entrado en erupción 19 veces desde 1884, y en dos de estas erupciones las coladas del lava han causado muertos(• Figura 1). Uno de los diversos volcanes africanos en la cadena volcánica de Virunga, el Nyiragongo, es un volcán compuesto a lo largo del Rift del Este africano. Un lago de lava en su caldera de la cumbre estuvo activo durante décadas, y en 1977 el lago se vació de repente por fisuras y cubrió varios kilómetros cuadrados con coladas de lava líquida. Desgraciadamente, cerca de 70 p ersonas (300 según otra estima-

perficie se doble en crestas de presión (• Figura 5.5). Los gases que escapan de una colada arrojan fragmentos de lava a l aire, que vuelven a caer a la superficie y se adhieren unos a otros formando así conos de salpicadura pequeños y de lados empinados o murallas de salpicadura si son alargadas. Los conos de salpicadura de unos metros de altura son comunes en las coladas de lava de Hawai, y podemos ver algunos antiguos en el Monumento Nacional Cráteres de la Luna, en Idaho. La disyunción columnar es común en muchas coladas de lava, especialmente e n coladas básicas, pero también podemos encontrarlo en otros tipos de coladas y en algunas rocas ígneas intrusivas .:Cuando una cola-

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ción) y una manada de elefantes pereciero n en los f lujos que se movían a velocidades de 60 km/h. En la erupción masiva del Nyiragongo el 17 de enero de 2002, una pluma inmensa de ceniza subió por encima de la montaña y tres coladas rápidas de lava descendieron por sus fl ancos occidental y oriental. Catorce aldeas cercanas al volcán fueron destruidas y en un día uno de los flujos se deslizó por la ciudad de Goma, 19 km al sur del Nyiragongo, destruyendo todo en un pasil lo de 60 m de ancho. La lava provocó muchos incendios y se sucedieron inmensas explosiones cuando el fuego tocó los t anques d e almacenaje de gaso lina.

da de lava deja d e moverse, al enfriarse se contrae y produce fuerzas que hace n que se abran unas fracturas llamadas diaclasas. En la superficie de una colada de lava, las diaclasas son normalmente roturas poligonales (con frecuencia de seis lados) que se extie nden hacia abajo, formando columnas paralelas con sus ejes largos en perpendicular a la superficie en pr.o ceso de enfriamiento(• Figura 5.6). Podemos encontrar excelentes ejemplos de diaclasado en columnas en muchas áreas. Gran parte de la roca ígnea de la parte superior de la corteza oceánica es de un tipo distinto, que consiste en masas protuberantes de basalto que se asemejan a almo-

El número de muertos en Goma es incierto, pero la mayoría de las estimaciones están entre 80 y 100 personas. Las explos iones provocadas por la colada de lava, más que la co lada misma, fueron las responsab les de la mayor parte de estas muertes. Cerca de 400.000 personas fueron evacuadas de la ciudad durante tres días. Aunque como pequeño consue lo para los

supervivientes, el número de víctimas fue, en realidad, bastante bajo considerando que una co lada de lava se desplazó rápidamente por una ciudad grande y densamente pob lada. Nuestra premisa de que «lascoladas de lava son la manifestación menos pe ligrosa de la actividad vo lcánica» es co rrecta, aunque hay algunas excepciones. De largo, los

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peligros más grandes se deben a las erupciones exp los ivas durante las cua les cantidades inmensas· de materia les piroclásticos y gases son expulsados a la atmósfera y forh1an co ladas de barro vo lcániw (lahares) . Las víctimas de estas erupciones y de la actividad asociada pueden contarse por miles o decenas de m iles (Tab la 5.1).

(b) .

• Figura 1

(a) El Nyiragongo es un vo lcán compuesto de África Central que ha entrado e n erupción 19 veces desde 1884. Tiene una altura de 3.470 m. (b) Parte de una de las coladas de lava que e l 17 de enero de 2002 mató a doce_nas de personas en Goma, República Democrática del Congo. La colada de lava se mueve por la carretera del aeropuerto de Goma .

hadas , de ahí que se llame lava almohadillada. Durante mucho tiempo se reconoció que la lava almohadillada se forma cuando la lava se enfría rápidamente bajo el agua, pero su formación no se observó hasta 1971. Los buzos cerca de Hawai vieron formarse almohadillas cuando una burbuja de lava se abrió camino a través de la corteza de una colada submarina de lava y se enfrió casi instantáneamente, formando una estructura en forma de almohadilla con un exterior vítreo. Después, el fluido remanente del interior se abrió paso a través de la corteza de la almohadilla, repitiendo el proceso y dando lugar a una acumulación de almohadillas interconectadas(• Figura 5.7).

Materiales piroclásticos Además de las coladas de lava, los .v olcanes en erupción expulsan materiales piroclásticos, especialmente cenizas , nombre que se le da a las partículas piroclásticas con tamaños menores de 2,0 mm (• Figura 5.8). En algunos casos, la ceniza se expulsa a la atmósfera y se deposita en la superficie como ceniza de caída. En 194 7, la ceniza expulsada por el monte Hekla , en Islandia , cayó a 3.800 km de distancia, en Helsinki, Finlandia. Al contrario que una ceniza de caída, un flujo piroclástico es una nube de ceniza y gas que fluye a lo largo o cerca de la superficie de la tierra. Los flujos pi-

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CAP ITULO

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VOLCJ\N I SMO Y VO L CANES

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• Figura 5.3 (a) Este hueco bajo una colada d e lava recién solidificada es un tubo de lava. (b)"Parte del techo de este tubo de lava se ha desmoronado, for_mando un traga luz a través del cual se puede ver la colada activa.

roclásticos pueden desplazarse a más de 100 km/h, y algunos .cubren áreas extensas. En las zonas pobladas cercanas a los volcanes, la ceniza de caída y los flujos piroclásticos representan un problema grave, y la ceniza volcánica en la atmósfera es

un peligro para la aviación. Desde 1980 , unos 80 aviones han resultado dañados cuando se encontraron con nubes de ceniza volcánica. El incidente más grave tuvo lugar en 1989, cuando la ceniza del volcán Redoubt, en Alaska, hizo que fallaran los cuatro motores del vuelo 867 de KLM. El avión, que transportaba a 231 pasajeros, estuvo a punto de estrellarse al caer más de 3 km antes de que la tripulación consiguiera volver a poner en marcha los motores . E l avión aterrizó sin problemas en Anchorage, Alaska, pero hicieron falta 80 millones de dólares en reparaciones.

• Figura 5.4 Co lad a d e lava p ahoehoe en Hawai. Observe los lóbulos lisos al fi nal del flujo y la textura lisa y doblad a d e la superficie d el flujo.

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• Figura 5.5 Cresta de presión en un flujo de lava de 1982 en Hawai.

VOL C AN I S M O

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• Figura 5.8 Materiales pi roclásticos. El obj et o grande de la izqu ierda es una b omba vo lcá ni ca; tie ne aproxi madamen t e 20 cm de largo. La forma aerod inámica de las bombas indica que fueron arroj adas co mo masas de magma que se enfriaro n y solidificaron según iban desce nd iendo. Los objet os g ranulares en el lado derecho superior son mat eri ales p iroclást icos co noci d os co mo lapilli . El mo ntó n de material grisáceo de l la d o inferi or derecho es cen iza.

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1--- .-M! • Figura 5.6 Di syu nciones co lum nares en un fl ujo d e lava de hace 60 mi llones de años en la Calzada de los G igantes, en Irlanda del Norte. Seg ún se enfriaba la lava, se fo rm aron fracturas q ue se unie ron para fo rm ar, en su mayoría, col um nas de 5 y 6 lados.

Además de la ceniza, los volcanes expulsan lapilli , compuesto por materiales piroclásticos con tamaños entre 2 y 64 mm , bloques y bombas, ambos de más de 64 mm (Figura 5.8). Las bombas tienen una forma re torcida y alargada, que indica que fu erort. arrojadas en

(• Figura 5.7 (a) Estas masas protuberant es de lava en forma de almo had ill a se o ri ginan cua nd o el mag ma sale baj o lám ina de agua. (b) Anti gua lava almo hadi ll ad a en supe rficie, en el Condado d e Ma rin, California. Se pueden ver dos almohadill as completas y otras muchas rotas.

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VOL CAN ISMO Y VOL CAN ES

forma de fragmentos de lava que se enfriaron y solidificaron mientras estaban en el aire. Por el contrario, los bloques son fragmentos de roca angulares arrancados de un conducto volcánico o pedazos de una corteza solidificada de un flujo de lava. Debido a su tamaño, los lapilli, las bombas y los bloques están confinados al área inmediata de una erupción.

¿CUÁLES SON LOS TIPOS DE VOLCANES Y CÓMO SE FORMAN? n volcán es una colina o montaña que se forma alrededor de una chimenea por la que emergen lava, materiales piroclásticos y gases. Algunos volcanes son cónicos, pero otros son masas de magma protuberantes de lados empinados y algunos se parecen a un escudo invertido colocado en el suelo. En todos los casos, los volcanes tienen un conducto o conductos que llevan a una cámara magmática debajo· de la superficie. El dios romano del fuego, Vulcano, fue -la ins~ piración para llamar volcanes a estas montañas, y debido a su peligro y obvia conexión con el interior de la Tierra muchas culturas han'sentido un respeto reverencial hacia ellos. Prob_a blemente no exista ningún otro fenómeno geológico, con la posible excepción de los terremotos, que tenga tantas tradiciones asociadas a él. En las leyendas hawaianas, la diosa de los volcanes, Pele, reside en el cráter del Kilauea, en Hawai. Durante uno de sus frecuentes arranques de furia, Pele provoca terremotos y flujos de lava, y puede arrojar rocas incandescentes a aqq.éllos que la ofendan. Los nativos americanos del noroeste del Pacífico hablan de una batalla titánica entre los dioses de los volcanes Skel y Ll_ao para explicar las enormes erupciones que tuvieron lugar hace unos 6 .000 años en Oregón y California. Plinio el Viejo (2379 d.C.), mencionado en la Introducción, creía que antes de las erupciones «el aire está extremadamente calmado yel mar tranquilo, porque los vientos ya se han introducido en la tierra y se están preparando para volver a emerger»*. Los geólogos recdnocen varios tipos importantes de volearies, pero hay ·que darse cuenta de que cada volcán es único en su historia de erupciones y desarrollo. Por ejemplo, la frecuencia de las erupciones varía conside-

' Tomado de la página 40-e'n M . Krafft, Volétinoes: Fire from the Earth (N ueva York: Harry N. Abram s, 1993) .

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rablemente; los volcanes hawaianos y el Monte Etna, en Sicilia, han entrado en erupción repetidamente, mientras que el Pinatubo, en Filipinas, hizo erupción en 1991 por primera vez en 600 años. Algunos volcanes son montañas complejas que tienen las características de más de un tipo de volcán. La mayoría de los volcanes tienen una depresión circular conocida como cráter en su cima, o en sus flancos, que se forma por medio de explosiones o de colapsos. Normalmente, los cráteres miden menos de 1 km de ancho, mientras que las depresiones , mucho más grandes, que hay en los volcanes se llaman calderas. En realidad ¡ilgunos volcanes tienen un cráter dentro de una caldera'. Las calderas son enormes estructuras que se forman después de erupciones voluminosas, en las que parte de una cámara magmática se vacía y la cumbre de la montaña se colapsa dentro de ese espacio vacío . Un excelente ejemplo es el mal llamado Lago del Cráter, en Oregón (• Figura 5.9). El Lago del Cráter es en realidad una caldera de bordes empinados que se formó hace unos 6.600 años de la manera que acabamos de describir; tiene más de 1.200 m de profundidad ymide 9 , 7 X 6, 5 km. Tan impresionante como pueda parecer el Lago del Cráter, no es tan grande como algunas otras calderas, como, por ejemplo, la caldera de Toba, en Sumatra, que tiene 100 km de longitud y 30 km de ancho.

Volcanes en escudo Los volcane-s en escudo se asemejan a la superficie exterior de un escudo puesto en el suelo con su lado convexo hacia arriba (véase «Tipos de volcanes» en las páginas 132 y 133). Tienen un perfil bajo y redondeado con ligeras pendientes que van de 2 a 1O grados; están compuestos principalmente por coladas básicas que tenían una viscosidad baja, por lo que se extendieron y formaron capas finas ligeramente inclinadas. Las erupciones de los volcanes en escudo, a veces llamadas erupciones de tipo hawaiano, son tranquilas comparadas con las de volcanes como el Monte Santa Elena. Normalmente la lava sube a la superficie con poca actividad explosi~a, por lo que representa poco peligro para el hombre. Las fuentes de lava, algunas de hasta 400 m de altura, aportan algunos materiales piroclásticos a los volcanes escudo, pero, por lo demás, están compuestos principalmente de coladas de lava basáltica; las coladas forman más del 99 % de los volcanes hawaianos por encima del nivel delmar. Aunque las erupciones de los volcanes en escudo tienden a ser bastante tranquilas, en ocasiones algunos de los volcanes hawaianos producen explosiones considerables cuando el agua subterránea se evapora instan-

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• Figura 5.9

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Acont ecimientos que llevaron al origen del Lago del Cráter, en Oregon, que es.realmente una ca ldera. (a; b) Nubes y fluj os de cen iza drenan en parte la cámara magmática. (c) El desplome de la cumbre y la forma_ció n de la ca ldera. (d) Las erupciones posteriores a la formación de la ca ldera cubren en parte el piso de ésta y forman un cono pequeño de cen iza co nocido como la Isl a d~I Mago. (e) 'v'.ista desde el borde del Lago d el Cráter que muestra la Isla del Mago. Fuente: De Howell Williams, Crater Lake: The Story of lts O~igin (Berkeley, Calif. University of Californ ia Press): Ilustraciones de p. 84 © 1941 Regents of the Un iversity of Ca liforni a,© renovadas en 1969, Howell Williams ;

táneamente al entrar en contacto con el magma. Una de estas explosiones mató, en 1 790, a unos 80 guerreros de un grupo liderado por el jefe Keoua, qu e les dirigía a través de la cumbre del volcán Kilauea. La actividad actual del Kilauea es impresionante por otra razón; lleva en erupción continua desde el 3 de enero de 1983, siendo la erupción más larga jamás registrada. A lo largo de estos 20 años, han emergido a la superficie más de 2,3 km 3 de roca fundida ; gran parte ha alcanzado el mar y ha formado 2,2 km 2 de terreno nuevo en la isla de Ha_wai. Por desgracia, las coladas de lava del Kilauea también han destruido unos 200 hogares y causado 61 millones de dólares en daños.

Los volcanes en escudo, como los de las islas Hawai e Islandia, son más comunes en las cuencas oceánicas, pero también existen algunos en los continentes, en el este de África, por ejemplo. La isla de Hawai está formada por cinco volcanes en escudo enormes, dos de los cuales, Kilauea y Mauna Loa, están activos gran parte del tiempo. El Mauna Loa mide casi 100 km de diámetro y se eleva más de 9,5 km por encima del fondo marino que lo rodea; tiene un volumen estimado en 50.000 km 3 , lo que hace que sea el volcán más grande del mundo. Por el contrario, un volcán muy grande de los Estados Unidos continental, es el monte Shasta en California, tiene un volumen de sÓlo unos 350 km 3 •

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Todos los volcanes son estructuras que resultan de la erupción de Java y de materiales piroclásticos pero todos son únicos en su historia de erupciones y en su desarrollo. Sin embargo, Ja mayoría están clasificados en alguno de Jos tipos convenientemente indicados aquí: en escudo, de cono de escorias, compuesto y de domo de Java. También hay lugares donde las erupciones de lava muy fluida tienen Jugar a lo largo de fisuras y los volcanes no se desarrollan.

Los volcanes en escudo se componen de numerosos · flujos de lava basáltica delgados que forman montañas con pendientes que rara vez superan los 1 O grados.

Crater Mountain, en Lassen County, California, es un volcán en escudo extinguido. Tiene aproximadamente 1 O km de ancho y alcanza . una altura de 460 m. La depresión en su cumbre es un cráter de 2 km de ancho.

Vista de Mauna Loa, un volcán en escudo activo en Hawai, con sus 1,5 km de la cima cubiertos por nieve. Mauna Loa es la montaña más grande del mundo; mide aproximadamente 100 km en su base, alcanza una altura de más de 9,5 km por encima del fondo marino, y está formado por unos 50.000 km 3 de material aproximadamente.

Cono de escorias de 230 m de altura en Lassen Volcanic National Park, en California.

La imagen de la derecha muestra cráter en forma de tazón en la cumbre de este cono de escorias. Entró en erupción por última vez en el siglo xv11.

Los volcanes compuestos, o estratovolcanes, están compuestos principalmente de coladas de lava y materiales piroclásticos de composición intermedia, aunque los depósitos de coladas de barro volcánico son también comunes.

Volcán Mayon, en Filipinas; volcán compuesto casi simétrico que entró en erupción por última vez en 1999.

Dos vistas del monte Shasta, un inmenso volcán compuesto en el norte de California. El monte Shasta mide aproximadamente 24 km en su base y se eleva más de 3.400 m por encima de su entorno.

Esta vista del monte Shasta desde el norte muestra un cono . conocido como Shastina sobre el flanco de la montaña más grande.

Este domo de lava empinado se encuentra encima de Novarupta, en el Katmai National Park and Preserve, en Alaska.

Chaos Crags en la distancia está formado por, al menos, cuatro domos de lava que se formaron hace menos de 1.200 años en Lassen Volcanic National Park, en California. Los derrubios en el primer plano, denominados Chaos Jumbles, se formaron cuando se d~splomaron partes de los domos.

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VOLCAN I S MO Y VOL CAN ES

Conos de escorias Cuando los materiales piroclásticos se acumulan alrededor de la chimenea por la que han emergido se forman pequeños conos de escorias de lados empin ados formados por partículas que parecen cenizas (véase «Tipos de volcanes» en las páginas 132 y 13 3). Los conos de escorias son pequeños; normalmente no superan los 400 m de altura, con ángulos de inclinación de hasta 33 grados , dependiendo del ángulo que puedan manten er los materiales. piroclásticos angulosos. Muchos de estos volcanes pequeños tiene n un .cráter grande en forma de tazón, y si producen alguna colada de lava, normalmente se abren paso a través de la b ase o de los flancos m ás bajos de las montañas. Aunque todos los conos de escorias son cónicos, su simetría varía desde los que son perfectamente simétricos a los que se formaron cua ndo los vientos predominantes hicieron que lo_s materiales piroclásticos se acumularan mayormc;!nte en el lado de la chimenea situado en la dirección del viento Muchos conos de escorias se forman en los flancos o dentro de las calderas de volcanes más grai=i.des y representan las etapas finales de la actividad, partic ularmente e n áreas de volcanismo b asáltico. La Isl a del Mago, en el Lago del Cráter, Oregón, es un p equeño cono .de escorias que se formó después de que la cumbre del monte Mazama se colapsara p ara formar una caldera (Figura 5.9 ). Los conos de escorias son comunes en los estados del sur de las Montañas Rocosas, particularmente en Nuevo México y Arizona, y hay muchos otros en California, Oregón y Washington. En 19 73, en la isla islandesa de Heimaey, un cono de escorias nu evo amenazó a la ciudad de Vestman -

• Figura 5.10 El dfell, un cono de escori as en Islandia, empezó la erupción en 1973 y en dos días creció hasta 100 m de altura. El vapor visib le en el lado izquierdo ele la imagen es el resultado de la lava «aa»' al entrar en el mar. También es visib le otro co ~d de esco ri as-conocido como Helgafel.

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naeyjar. La erupción inicial comenzó el 23 de enero, y en dos días un cono de escorias, llamado más tarde Eldfell, se levantó unos 100 m por encima del área circundante (• Figura 5.10). Los materiales piroclásticos del volcán sepultaron partes de la ciudad y para febrero, una colada de lava aa masiva estaba avanzando hacia la ciudad. El borde anterior de la colada tenía de 1O a 20 m de grosor, y su parte central era de unos 100 m de grosor. Los residentes de Vestmannaeyjar rociaron el bordean terior de la colada con agu a del mar en un intento de desviarlo de la ciudad. La colada se desvió, pero no es tá claro lo efectivo que fueron los esfuerzos de los ciudadanos; puede que sencillamente tuvieran suerte.

Volcanes compuestos (estratovolcanes) En los volcanes compuestos, a los que también llamamos estratovolcanes, podemos encontrar capas piroclásticas , así como coladas de lava, ambos de composición intermedia (véase «Tipos de volcanes» en las págin as 132 y 133). Cuando los flujos de lava se enfrían , normalmente forman andesita; recordemos que los flujos de lava intermedios son más viscosos que los básicos, que producen basalto. Los geólogos utilizan el término lahar para designar a los flujos de barro volcánicos, que son comunes en los volcanes compuestos. Un lahar puede formarse cuando la lluvia cae sobre materiales piroclásticos no consolidados y crea un compuesto que en forma de lodo se desplaza cuesta abajo (• Figura 5. 11 ). El 13 de noviembre de 1985, una erupción menor del Nevado del Ruiz, en Colombia, fundió nieve y hielo en el volcán , provocando lah ares que mataron a 23.000 personas (Tabla 5.1).

¿C ÚAL ES SON LOS TIPOS DE VOLC ANES Y ' C ÓMO SE F ORMAN ?

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·Un volcán de lo más inusual uizás el Rift del este de Áfri ca no es un lugar inesperado pa ra los volcanes, pero uno conocido, como Oldoinyo Lengai u 01 Doinyo Lengai, en Tanzania, está ciertamente entre los vo lcanes más pecu li ares de la Tierra. Oldo inyo Lengai, que sign ifica «Montaña de Dios» en el idioma de los Masai, es un volcán compuesto activo (su última erupción fue en agosto de 2002), mide cerca de 2.890 m altu ra. Es parte del cinturón· que de este a oeste incluye unos 20 vo lcanes cerca de la parte meridional del Rift Oriental afri cano. Su característica más notable, sin embargo, es que en sus erupciones el magma que se enfría forma carbonatita, una roca ígnea con al menos el 50% de carbonat os, en su mayor parte calcita (CaC0 3) y do lom ita [CaMg(C0 3)z]. De hecho, la carbonatita se parece mucho al mármol, una roca metamórfica (véase el Capítulo 7). Recuerde que basado en el conten ido de síli ce, la mayoría de los magmas varían de básicos a félsicos, pero sólo raramente el magma tiene una cantidad signifi cativa de

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Los volcanes compuestos se diferencian de los volcanes en escudo y de los conos de escorias en su composición, como vimos anteriormente, y también en su morfología. Recordemos que los volcanes en escudo tie-. nen pendientes muy bajas, mientras que los conos de cenizas son montañas cónicas pequeñas de lados empinados. Con marcado contraste, los volcanes compuestos tienen lados empinados cerca de su cima, quizá de unos 30 grados, pero la pendiente disminuye hacia la base, donde puede que no sea mayor de 5 grados. El volcán Mayon, en las islas Filipinas, es uno de los volcanes

carbonatos . En O ldoinyo Lenga i, el magma de carbonatita tiene típicamente una viscos idad muy baja y es líquido a temperaturas de sólo 540 a 595 ºC, reflejando las bajas temperaturas de fusión de los carbonatos. Como resultado flu ye más bien rápidamente; no es incandescente, sino que se parece a barro negro. Sus mineral es son qu ími camente inestables, por lo que reaccionan con agua en la at mósfera y su co lo r camb ia al gris pá li do muy rápidamente. La • Figura 1 muestra un cono pequeño dentro del cráter del vo lcán que arroja la lava negra; la lava más vieja en el cono pasó a ser b lanca en varios· meses. · • Figur_a_1_ __ Este cono pequeño está en el cráter del Oldoinyo Lengai, en Tanzania. La lava negra se enfría para forma r ca rbonatita, que' se co mpone d e al menos un 50% de carbonatos.

compu estos más simétricos que existen. Hizo erupción en 1999 por decimotercera vez en el siglo XX. C uando la mayoría de la gente piensa en volcanes, se imaginan los perfiles elegantes de los volcanes compuestos, que son los volcanes típicos que encontramos en los continentes y arcos de islas. Y algunos de estos volcan es son en verdad grandes; el monte Shasta, al norte de Califo!nia, está formado por unos 350 km 3 de material y mide 20 km de diámetro. De hecho, domina el horizonte cuando te acercas desde cualquier dirección. Otros volcanes compues tos conocidos son varios de· la

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• Figura 5.11 (a) Ho g ares parci almente enterrados por una colad a d e barro vol cánico, o lahar, el 15 de juni o de 1991, después de la erupción d el monte Pinatu b o, en Filipin as. (b) Vist a aérea d e Armero, Co lo mbia, d onde al menos 23.000 personas perecieron debido a lah ares que inundaron e,1área en 1985.

Sierra de las Cascadas, en el noroeste del Pacífico, así como el .Fujiyama, en Japón, y el monte Vesubio, en Italia (véase la foto al inicio del capítulo). Él monte Pinatubo, en Filipinas, hizo erupción violentamente el 15 de junio dé 1991. Arrojó a la atmósfera enormes cantidiides de gases y una cantidad estimada de 3 a 5 km 3 de cenizas, convirtiéndola en la mayor erupción del mundo desde 1912. Afortunadamente, hicieron caso de los avisos de una erupción inminente y fueron evacuadas 200.000 personas de los alrededores del volcán. Aún así, la erupción fue responsable de 722 muertes (Tabla 5.1) .

Domos de lava Aunque algunos volcanes muestran características de más de uno de los tipos que hemos visto hasta ahora, podemos clasificar a la mayoría de ellos como volcanes en escudo, conos de cenizas o volcanes compuestos. Sin embargo, debemos prestar atención a un tipo más de volcán. Los domos de lava, también conocidos como domos volcánicos y domos tapón, son montañas bulbosas de lados empinados que se forman cuando el magma félsico viscoso, y en ocasiones el magma intermedio, se ve forzado hacia la superficie (véase «Tipos de volcanes» en las páginas 132 y 133 ). Como el magma félsico es tan viscoso, se desplaza hacia arriba muy-lentamente y solamente cuando la presión desde abajo es grande. A partir de 1980, aparecieron un cierto número de domos de lava en el cráter del Monte Santa Elena, en Washington; la mayoría de ellos fueron destruidos en erupciones posteriores. Desde 1983, el Monte Sa nta Elena se ha caracterizado por un crecimiento de domos esporádico, y la s erupciones volvieron a iniciarse en

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2004. En junio de 1991 , un domo de lava en el volcán Unzen, en Japón, se derrumbó bajo su propio peso , provocando un flujo de derrubios y cenizas calientes que m a tó a 43 personas de una población cercana. Las erupciones de los domos de lava son algunas de las más violentas y destructivas. En 1902, un magma viscoso se acumuló bajo la cima del Monte Pelée, en la isla de Martinica . Al final, la presión aumentó hasta tal punto que la ladera de la montaña voló en una tremenda explosión, arrojando una nube densa y móvil de materiales piroclásticos y una nube caliente de gases y polvo llamada núbe ardiente («Nuée ardente» en francés). El flujo piroclástico siguió un valle hasta el mar, pero la nube ardiente saltó una cresta y envolvió la ciudad de St. Pierre (• Figura 5.12). Una tremenda explosión sacudió los edificios altos de St. Pierre, lanzando cantos rodados, árboles y los pedazos de mampostería a las calles, y moviendo 16 m una estatua de 3 toneladas . Junto con la explosión, se produjo una nube de ceniza y gases incandescentes con una temperatura interna de 700 º C que quemó todo a su paso. La nube ardiente atravesó St. Pierre en dos o tres minutos, para ser seguida a continuación por una tormenta de fuego cuando los materiales combustibles se prendieron y los barriles de ron explotaron. Pero para entonces, la mayoría de los 28.000 habitantes de la ciudad ya estaban muertos. En realidad, en la zona que cubrió la nube ardiente , sólo sobrevivieron dos personas "' . ·Uno de los

*Aunqu e los in fo rm es indiqu e n normalm ente que sólo dos personas sobrevivieron a la e rupción, por lo menos 69 y posibl e me nte hasta 111 perso nas lo hi ciero n más all á de los límites de la nube ardi e nte y en barcos en e l puerto. Sin embargo, la mayoría fu eron heridos de gravedad .

OTRAS FO RM AS VO L CÁN J CA S

137

(a)

• Figura 5.12 (a) St. Pi erre, Martinica, desp ués de que fuera destruido por una nube ardiente prove niente del monte Pel ée en 1902. Só lo sobrevivieron 2 de los 28.000 habitant es de la ci udad . (b) Nube ardiente del monte Pel ée, varios meses después de la que destruyera St. Pi erre. Reuters/Corbi s

supervivientes estaba en el borde exterior de la nube, pero incluso allí, sufrió graves quemaduras y su familia y vecinos fallecieron. El otro superviviente, un estibador encarcelado la noche anterior por alteración del orden público, se encontraba en una celda sin ventanas situada parcialmente bajo el nivel del suelo. Permaneció en su celda con quemaduras graves durante cuatro días después de la erupción, hasta qu e los equipos de rescate oyeron sus gritos de auxilio. Más tarde se convirtió en una atracción del circo Barnum y Bailey, donde se le anunciaba como «El único objeto viviente que sobrevivió en la "Silenciosa ciudad de la muerte'', donde una explosión· de la terrible erupción volcánica del Monte Pelée asfixió, ·quemó o sepultó a 40.000 seres vivos»**.

(b)

OTRAS FORMAS VOLCÁNICAS

J

1 término volcán nos trae inmediatamente a la mente los magníficos volcanes compuestos : Sin e mbargo , como ya hemos observado anteriormente ' aunque alounos volcanes son las típicas montao ñas que nos imaginamos, podemos encontrar numerosos volcanes con otras formas en muchas áreas (véase ((Tipos de volcanes» en las páginas 132 y 133). En realidad, en ahunas zonas de volcanismo, los volcanes no llegan a desº arrollarse. Por ejemplo, durante las erupciones fisurales, la lava fluida m ana y sencillamente forma áreas llanas, mientras que las enormes erupciones explosivas podrían dar lugar a depósitos piroclásticos en capas, que, como su nombre indica, tienen una geometría en forma de capas.

Erupciones fisura/es y mesetas basálticas nTorn ado de A. Sca rth , Vu lcan's Fury: Man Against the Volcano (New Haven, CT: Oxford University Press, 1999), p. 177.

Unos 164.000 km 2 del este de Washington y partes de Oreoón e Idaho fueron cubiertos por coladas de lava baº sáltica superpuestos entre 17 y 5 millones de años atrás.

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138

CAPITULO

5.

VOLCAN ISMO Y VO L CANE S

Conocidos ahora como los bµsaltos del río Columbia, están bien expuestos en cañones erosionados por los ríos Snake y Columbia (• Figura 5.13a) . En lugar de salir en erupción por Úna chimenea central, estas coladas manaron de largas grietas o fisuras, por lo que las conocemos como erupciones fisurales. La lava que emergió de estas fi~uras era tan fluida (ténía una viscosidad tan baja) que sencillamente se extendió, cubriendo extensas áreas y formando una meseta basáltica, un' área amplia, eievada y plana con coladas de lava subyacentes (Figura 5.13b). Las col~das de b.a salto del río .Columbia tienen un grosor total de unos 1.000 m y algunas coladas individuales cubren áreas enormes; por ejemplo, la colada Roza, que tiene 30 m de grosor, avanzó por un frente de 100 km de ancho y cubrió 40.000 km 2 . Las erupciones fisurales y las mesetas basálticas no son comunes, aunque conocemos varias áreas extensas

con dichas características. Actualmente, este tipo de actividad ocurre sólo en Islandia. Islandia tiene un cierto número de montañas volcánicas, pero la mayor parte de la isla está compuesta por .coladas de basalto que han emergido por fisuras. Dos erupciones fisurales importantes, una en el año 930 d.C. y la otra en 1783, son las responsables de la mitad del magma manado en Islandia durante la historia. La erupción de 1 783 se produjo a través de la fisura Laki, que tiene 25 km de longitud; la lava fluyó a lo largo de varias decenas de kilómetros y en. un sitio llenó un valle con una profundidad de 200 m.

Depósitos piroclásticos en capas Hace más de 100 años, los geólogos se dieron cuenta de la existencia de vastas áreas cubiertas por rocas volcánicas félsicas de unos pocos metros a cientos de metros de

Coladas iniciales

• Figura 5.13 ----------------

- - - - .. -

(a) Alrededor de 20 coladas de lava de los basaltos del río Columbia, expuestos en el cañón del río Grand Rond, en Washington . (b) Bloques diagrama que muestra n las erupciones fisura les y el origen de una meseta de basalto. (c) Depósitos de flujo piroclástico que salieron del monte Pinatubo el 16 de junio de 1991, en Filipinas. Algunos de los flujos se desplazaron 16 km desde el vo lcán y llenaron este va lle con espesores de 50- a 200 m.

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(e)

PELIGROS VOLCÁN I COS

grosor. Parecía improbable que pudiera n ser enormes coladas de lava, pero parecía igualmente improbable que fueran depósitos de ceniza de caída. Basándonos en la observación de flujo s piroclásticos histó ricos , como la nube ardiente del Monte Pelée, en 1902, parece qu e estas rocas antiguas tienen su origen en flujo s pirocl ásticos, de ahí el n o mbre de depósitos piroclásticos en capas (Figura 5.13c). Sin embargo, cubren áreas mucho más grandes que cualqui era que se haya observado e n la historia y, aparentemente, emergieron por largas fisuras y no por una chime nea central. Los materiales piroclásticos de muchos de estos flujos e taban tan calientes que se fusionaron y fo rmaron toba soldadas. Ahora, los geólogos creen que flujos píroclásticos importantes emergen de fisuras formadas dura nte el origen de las calderas. Por eje mplo , los -flujos piroclásticos que emergieron durante la formación de una gran caldera que ahora ocupa el Lago del Cráter, en Oregón (Figura 5.9). De manera similar la Toba Bishop, del este de Ca lifornia, hizo erupción poco antes de la formación de la caldera de Long Valley. Curiosamente, la actividad sísmi ca de la caldera de Long Valley y zonas próximas, que comenzó en 19 78, pu ede indicar que el magma se es tá moviendo en sentido ascendente por debajo de parte de la ca ldera. Por tanto no podemos descartar la posibiHdad de futuras erupciones en ese área.

• Figu~ 5.1 ~ _ Algunos riesgos volcánicos, tal como los deslizamientos y lahares, pueden ocurrir aun cuando un volcá n no esté en erupción. Esta ilustración muestra un vo lcá n típico en Ala ska y del oeste de los Est ados Unidos, pero en los volcanes en Hawai y en otras partes también encierran riesgos.

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139

RIESGOS VOLCÁNICOS n este capítulo hemos ha blado de varios riesgos volcá nicos , como las coladas de lava, las nubes ardientes, los gases y los lahares. Obviamente, las coladas de lava y las nubes ardientes son una amenaza solamente durante una erupción, pero los lahares y los flujos de tierras pueden tener lugar incluso cuando no se ha produ cido una erupción en mucho tiempo (• Figura 5 .14 ). Es cierto que las áreas más vulnerables de Estados Unidos so n Alaska, Hawai, Ca lifornia, Oregón y Washington, pero hay algunos otros lugares en la parte oeste del país que podrían experimentar tambié n nuevas actividades volcánicas .

¿Cuál es el tamaño de una erupción y cuánto puede durar? Los geólogos han ideado varias maneras de expresar el tamaño de una erupción volcánica. Una de ellas, llamada índice de destructividad, está basada en el á rea cubierta de lava o materiales piroc lásticos durante .una erupción. Los geólogos también clasifican las erupciones según su intensidad y magnitud, pero estos términos se han incorporado al índice de explosividad volcánica (IEV) , que

CA PITULO

5

VOL CAN I S M O Y VO L C A N ES

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...

N ad ie duda que algunos de los volcanes de la Sierra de las Cascadas entrará de nuevo en erupción, pero no sabemos cuándo ni cómo de grandes serán estas er upciones. Un cambio de trabajo le lleva a una com unid ad en Oregón que t iene cerca varios volcanes grandes. Tiene algunas dudas acerca d e posibles er upciones futuras. ¿Qué clase d e información buscaría antes d e comprar una casa en est a área? Además, como un ciudadano concienciado, ¿puede hacer alguna sugerencia acerca de qué se debe hacer en el caso de una gran erupción?

es el término más utilizado (• Figura 5.15). A diferencia de la Escala de Magnit ud de Richter para los terremotos (véase el Capítulo 8), el IEV es sólo semicuantitativo, y se basa parcialmente en criterios subjetivos. El índice de explosividad volcánica (IEV) abarca de O (moderada) a 8 (catastrófica) y se basa en varios aspectos de una erupción, como el volumen de material arrojado

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de manera explosiva y la altura de la pluma de la erupción. Sin embargo, no se tienen en cuenta el volumen de lava, las víctimas mortales ni los daños materiales. Por ejemplo, la erupción en 1985 del Nevado del Ruiz, en Colombia, mató a 23.000 personas, pero aun así tiene un IEV de 3. Por el con trario, la gran erupción (IEV = 6) del Novarupta, en Alaska, en 19 12, no causó víctimas mortales ni heridos. Desde el año 1500 d .C., sólo la erupción del Tambora, en 18 15, ha tenido un valor de 7; fue grande y mortal (Tabla 5. 1). Se han asignado valores del IEV a casi 5. 700 erupciones duran te los últimos 10.000 años, pero ninguna ha superado el 7, y a la mayoría (62%) se les asignó un valor de 2. La duración de las erupciones varía con siderab le mente . Un 42 % de unas 3.300 erup ciones h istóricas duró men os de un m es. Alrededor de un 33% se mantuvo en erupción de u no a seis meses, pero hay 16 volcan es que llevan activos , m ás o me n os contin uamente, durante más de 20 años. Buenos ejemplos de ello son el Estrómboli y el monte Etna, en Italia , y el Erta Ale, en Etiopía. En algunos volca nes explosivos, el tiempo entre el comienzo de sus erupciones y el momento culminante es de seman as o meses. Un buen ejemplo es la colosal erupción explosiva del Monte Santa E lena el 18 de

8

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Vulcaniano

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"--'----'-- Est_ro_,_m_b_o_lia _n_o_,__ _ _,__ _ _,__ _...__ _...__ _ _,___ _ __. 1.000 m3 0 <0,1 0,1- 1 1- 5 3-15 10-25 >25 Altura de la nube, en km 487 623 3176 .733 119 19 5 O Erupcioneshistóricas

• Fig ura 5.15 ·

-

-

Índice de explosividad volcán ica (IEV). En este ejemplo, una .erupción con un IEV de 5 tiene una nube de erupción de hasta 25 km de alto y exp ulsa por lo menos 1 km 3 de t efra, término s;olectivo·que designa todos los materiales piroclásticos. Los geólogos caracterizan las erupciones como hawaiana (nó explosiva), estromboliana, vulcaniana y p lineana.

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PELIGRO S VOL CÁ NI C OS

mayo de 1980, que \Se produjo dos meses después de que se iniciara la acti~dad. Desgraciadamente, muchos vokanes dan poco o ningún aviso de estos eventos a gran escala; de 252 erupciones explosivas, un 42% hicieron erupción violentamente durante su primer día de actividad. Como podemos imaginar, la predicción de las erupciones es complicada en estos volcanes que ofrecen tan poco tiempo de aviso de una actividad inminente.

¿Es posible predecir /as erupciones? La mayor parte de los volcanes peligrosos se encuentran en los márgenes de las placas tectónicas o cerca de ellos, especialmente en los bordes de placas convergentes. En cualquier momento, cerca de una docena de volcanes hacen erupción, pero la mayoría de las erupciones causan poco o ningún daño material, heridos o víctimas mortales. Por desgracia, algunos sí lo hacen. La erupción del Tambora, en Indonesia, en 1815, y una erupción menor del Nevado del Ruiz, en Colombia, en 1985, son buenos ejemplos de ello (Tabla 5 .1). Tan sólo unos pocos volcanes potencialmente peligrosos de la Tierra están vigilados, incluidos algunos en Japón, Italia, Rusia, Nueva Zelanda y Estados Unidos. Existen cuatro centros en Estados Unidos dedicados a la vigilancia de los volcanes: el Observatorio Vulcanológico de Hawai, en el volcán Kilauea; el Observatorio Vulcanológico de las Cascadas David A. Johnston, en Vancouver, Washington; el Observatorio Vulcanológico de Alaska, en Fairbanks, Alaska, y el Observatorio de Long Valley, en Menlo Park, California. Muchos de los métodos utilizados actualmente para vigilar los volcanes fueron desarrollados en el Observatorio Vulcanológico hawaiano. La vigilancia de los volcanes implica registrar y analizar los cambios físicos y químicos que se producen en los volcanes( • Figura 5.16a). Los medidores de inclinación detectan cambios en las pendientes de un volcán cuando éste se hincha con la subida del magma, y un geodímetro utiliza un rayo láser para medir distancias horizontales, que también cambian cuando un volcán se hincha. Los geólogos también observan las emisiones de gases, los cambios de nivel y temperatura del agua subterránea, la actividad de las fuentes termales y los cambios en los campos magnéticos y eléctricos locales. Se evalúa incluso la acumulación de nieve y hielo, si la hay, para anticipar el posible peligro de inundaciones en el caso de que se produzca una erupción. En cuanto a la observación de los volcanes y el aviso de una erupción inminente es de gran importan-

J41

cía la detección del temblor volcánico, un movi miento continuo de suelo que dura de minutos a horas, al contrario que las sacudidas bruscas y repentinas que producen la mayoría de los terremotos. El temblor volcánico, también conocido como temblor armónico, nos indica que el magma se está moviendo bajo la superficie. · Para anticipar por completo la futura actividad de un volcán, debemos conocer su historial de erupciones. Por consiguiente, los geólogos estudian el registro de erupciories pasadas preservado en las rocas. Estudios detallados de antes de 1980 indicaban que el Monte Santa Elena, Washington, había hecho erupción de manera explosiva 14 o 15 veces durante los últimos 4.500 años, así que los geólogos concluyeron que era uno de los volcanes de las Cascadas con más probabilidades de volver a entrar en erupción. De hecho, los mapas que prepararon mostrando las áreas en las que podrían esperarse daños en caso de erupción, fueron de ayuda a la hora de determinar en qué zonas había que res tringir el acceso y evacuar una vez que tuvo lugar una erupción. Los geólogos dieron avisos oportunos de erupciones inminentes del Monte Santa Elena, en Washington, y del monte Pinatubo, en Filipinas, pero en ambos casos, las erupciones culminantes fueron precedidas de actividad de menor intensidad. Sin embargo, en algunos casos, las señales de aviso son mucho más sutiles y difíciles de interpretar. Numerosos terremotos pequeños y otras señales de aviso indicaron a los geólogos del Centro de Investigación Geológica de Estados Unidos que el magma se estaba moviendo por debajo de la superficie de la caldera de Long Valley, en la parte oeste de California, por lo que en 198 7 dieron un aviso de nivel bajo; al final no ocurrió nada. La actividad volcánica en la caldera de Long Valley tuvo lugar hace 250 años, y existen muchas razones para pensar que volverá a ocurrir. Por desgracia, la población local en su mayoría ignoraba la historia geológica de la región; el Centro de Investigación Geológica realizó un trabajo pobre a la hora de comunicar sus preocupaciones, y los comunicados de prensa prematuros provocaron más alarma de la justificada. En cualquier caso, los residentes locales se indignaron porque los avisos causaron un descenso en el turismo (Mammoth Mountain, en los márgenes de la caldera, es la segunda estación de esquí más grande del país) y los valores de la propiedad cayeron en picado. La observación continúa en la caldera de Long Valley, y no podemos ignorar las señales de nuevo volcanismo, como multitud de terremotos, árboles muertos por el dióxido de carbono, que aparentemente emana del magma, y la actividad de las fuentes termales.

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C AP ITU LO 5

VOLCAN I SMO Y VO L C ANES

Teledetección

(a) Las distanc ias verticales y horizontales aumentan con respecto a la 1ª etapa Puntos de medición de distancias

'A

B'

Forma de volcán al inflarse el pico

B

(b) 1ª etapa

• Figura 5.16

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(c) 2ª etapa

---

- - - - ---- ---(a) Técnicas utilizadas para supervisar volca nes. (b, c) Detección de la deformación de la t ierra con inclinómetros y medidas de dist ancias horizontales y vertica les. Dado que un volcán se hincha cuando el magma se mueve debajo de él, también se detecta el t emblor volcánico. ----~---·

---------·

DISTRIBUCIÓN DE LOS VOLCANES a m ayor parte de los volcanes activos del mundo se encuentran en cin turon es o zonas bien definidas en vez' de al azar. El cin tu rón cir cum -Pa-

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cífico, con m ás del 60 % de todos los volcanes activos, incluye los de los Andes, de América del Sur, los volcan es de América Central, M éxico y la Sierra de las Cascadas de Norteamérica, así como los volcanes de Alaska y los de Japón, Filipinas, Indonesia y N ueva Zelan da (• Figura 5.1 7). También se encuentran en el cinturón circumPacífico los volcan es activos m á s al su r d el monte Erebus, en la Antártida , y una caldera .grande en la isla

DISTRIBUCIÓN DE LOS VOLCANES

Borde de placa divergente (algunos bordes de placa transformante)

• Figura 5.17

--- -

Borde convergente

143

Volcán

------- -

La mayoría de los vo lcanes está n en o cerca de bordes de placas convergentes y divergentes. Los dos mayores cinturones de co mo el Cinturón de Fuego, con cerca del 60% de todos los. vo lcanes volcanes son el cinturón circum-Pacífico, comúnmente conocido ) activos, y el cint urón Mediterráneo, con otro 20% de los; olca nes activos. La mayor parte de los demás se encuentran cerca de las dorsa les mesoceá nicas. ·. -

Decepción que hizo erupción en 1970. En realidad , a este cinturón que casi rodea la cuenca del océano Pacífico se le llam a popularmente el Cinturón de Fu ego . El segundo área de volcanismo activo es el cinturón Mediterráneo (Figura 5 .17). Alrededor de un 20% de todo el volcanismo activo tien e lugar en este cinturón, donde se e ncuentra n los fa mosos volcanes italianos, como los montes E tna y Vesubio , y el volcán griego Santorini. El monte Etna h a producido coladas de lava 190 veces desde el año 1500 a.C., cuando se registró actividad por primera vez . Una erupción particularm ente violenta de Santorini en 1390 a .C. podría ser la base del mito sobre el continente perdido de la Atlántida (véase el Capítulo 9), y en el 79 d.C. una erupción del m onte Vesubio destruyó Pompeya y otras ciudades cercanas (véase la Introducción). Casi todos los volcanes activos que quedan se en~ cuentran en las dorsales oceánicas, o cerca de ellas, o en las extensiones de estas dorsales en tierra (Figura 5 .1 7). Esto incluye la dorsal del Pacífico Este y la más larga de todas las dorsales oceánicas, la dorsal Atlántica. Esta úl-

tima está localizada cerca del centro de la cuenca del océano Atlántico, lo que explica el volcanism o de Islandia y otros lugares. Continúa bordeando el extremo sur de África, donde con ecta con la dorsal India. Los ram ales de la dorsal India se extienden h acia el Mar Rojo y el este de África, donde se encuentran los volcan es del

Oué haría Es un entusiasta de la historia natural y querría compartir sus intereses con su familia. Por consiguiente, planea una vacaciones para ver algunas características volcánicas en los parques nacionales y monumentos de EE.UU. Asumamos que la ruta planeada le llevará por Wyoming, ldaho, Washington, Oregón y California. ¿Qué áreas específicas visitaría y qué clase 'de características volcánicas vería en estas áreas? ¿Qué otras partes de los Estados Unidos visitaría en el futuro para ver evidencias adicionales de volcanismo?

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CAPITULO

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YOL C A N I S MO Y VOL C ANE S

Kilimanjaro, en Tanzania, Nyiragongo, en Zaire (véase Enfoque Geológico ~) y Erta Ale, en Etiopía, con su lago de lava continuamente activo. Cualquiera que esté familiarizado con los volcanes se habrá percatado de que no hemos mencionado los volcanes hawaianos. No ha sido ningún descuido, ya que son las notables excepciones a la distribución de volcanes en cinturones bien definidos. Estudiaremos su.localización y relevancia en la siguiente sección.

TECTÓNICA DE PLACAS, VOLCANES Y PLUTONES n el Capítulo 4 , hablamos del origen y la evolución del magma y llegamos a la conclusión de que ( 1) el magma básico se genera debajo de las dorsales, y (2) el magma intermedio y félsico se forma allí donde una placa oceánica subduce por debajo de otra placa oceánica o continental. Por consiguiente, la mayor parte del volcanismo y del emplazamiento de plutones tien e lugar en o cerca de bordes de placas convergentes y divergentes.

Actividad ígnea en bordes de placas divergentes Gran parte del magma básico que se origina en dorsales se emplaza como diques verticales y plutones de gabro, componiendo así la parte inferior de la corteza oceánica. Sin embargo, parte sube a la superficie y sigue fluyendo como coladas de lava submarina y lava almohadilla (Figura 5. 7), lo que constituye la parte superior de la corteza oceánica. Gran parte d e e ste volca nismo no se detecta, p ero los investigadores, en sume rgibles, h an visto los resultados de erupciones poco después de que se produjeran. La lava básica es muy fluida, lo que permite que los gases escapen fácilmente, y a gra n profundidad la presión del agu a es tan grande que impide el volcanismo explosivo. En resumen , los mate riale s piroclásticos son raros o inexistentes, a m enos, por supuesto, que se forme un centro volcánico por en cima del nivel del m ar. Sin embargo, a unque esto suceda, el magma básico es tan fluido que forma las capas ligeramente inclinadas que podemos en contrar en los volcan es escudo. Puede haber mate riales piroclás ticos en los volcane s escudo, p e ro nunca en grandes cantidades. En contramos excelentes ejemplos de volcanismo en bordes de placas divergentes en la dorsal Atlántica, p artic ularmente allí donde se eleva por en cima del nivel

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del mar, como en Islandia (Figura 5 .17). En noviembre de 1963, una isla volcánica nueva , llamada más tarde Surtsey, surgió del mar al sur de Islandia. La dorsal del Pacífico Este y la dorsal India son áreas de un volcanismo similar. También existe un borde de placas divergente en África, el sistema del Rift del este de África, que es famoso por sus volcanes (Figura 5.1 7).

Actividad ígnea en bordes de placas convergentes Casi todos los grandes volcanes de los cinturones circum-Pacífico y Mediterráneo son volcanes compuestos situados cerca de los bordes anteriores de las placas predominantes en bordes de placas convergentes (Figura 5 .17). La placa predominante, con su cadena de volcanes , puede se r oceánica, como, e n el caso de las islas Aleutianas, o continental, como, por ejemplo, la placa Sudamericana con su cadena de volcanes a lo largo de su borde occidental. Como ya hemos observado, estos volcanes situados en bordes de placas convergentes están formados , principalmente, por coladas de lava y materiales piroclásticos de composición intermedia o félsica . Recorde mos que cuando la corteza oceánica b ásica se funde parcialmente, parte del magma generado se sitúa cerca de bordes de placas en forma de plutones y otra parte sale en erupción para formar volcanes compuestos. Magm as más viscosos, normalmente de composición félsica, se asientan como domos de lava, lo que explica las erupciones explosivas que ocurren normalmente e n los bordes de placas convergentes. En secciones anteriores, h emos mencionado varias erupciones en bordes de placas convergentes. Buenos ejemplos de ello son las erupciones explosivas del monte Pinatubo y del volcán Mayan, en Filipinas; ambos está n cerca d e un borde de placa s por de b ajo del c u al subduce una placa oceánica. El Monte Santa Elen a, en Washington, está situado de una m an era similar, pero está en una placa continental, en lugar de en una oceánica. El monte Ves ubio, en Italia, uno de los diversos volcan es activos de esa región, está situado sobre una placa por debajo de la cual subduce el m argen norte de la p laca african a.

Volcanismo intraplaca M a una Loa y Kila uea, e n la isla de H awai, y Loihi, a 32 km al sur, están en el interior de una placa rígida lejos de cualquier borde d e placas convergente o dive rge nte (Figura 5.1 7) . El m agm a provie n e del m a nto superior, como e n las dorsales, y es, por tan to, b ásico , por lo que forma volcanes escudo. Loihi es particular-

TECTÓNICA DE PLACAS, VOLCANES Y PLUTONES

mente interesante, porque representa una etapa temprana en el origen de una isla hawaiana nueva. Es un volcán submarino que se eleva más de 3.000 m por encima del fondo submarino que lo rodea, pero, aun así, su cima se encuentra a unos 940 m por debajo del nivel del mar. Aunque los volcanes hawaianos no se encuentran ni en una dorsal ni en una zona de subducción, ni cerca de ellas, su evolución está, sin embargo, relacionada con los

145

movimientos de placas. Observemos en la Figura 2.25 que las edades de las rocas que componen las diversas islas hawaianas aumentan hacia el noroeste. Kauai se formó de 3,8 a 5,6 millones de años atrás, mientras que Hawai empezó a formarse hace menos de un millón de años , y Loihi aún más recientemente. Las islas se han formado una detrás de otra debido a que la placa del Pacífico se mueve continuamente sobre un punto caliente debajo de Hawai y Loihi.

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GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo • El volcanismo abarca aquellos procesos por los cuales el magma sube a la superficie en forma de coladas de lava y los materiales piroclásticos y gases asociados se liberan a la atmósfera. Los gases representan tan sólo un pequeño porcentaje en peso del magma. La mayor parte es vapor de agua, pero los gases de azufre pueden tener efectos climáticos de gran alcance. • Las coladas de lava aa tienen una superficie de bloques angulares irregulares, mientras que la superficie de las coladas pahoehoe es rugosa. Otros rasgos de los flujos de lava son los conos de salpicadura, las crestas de presión, Íos tubos de lava y la disyunción columnar. Normalmente, la lava que emerge bajo el agua forma masas bulbosas conocidas como lava almohadilla. Los volcanes pueden tener diversas formas y tamaños, pero todos ellos se forman allí donde la lava y los materiales piroclásticos emergen de una chimenea. Las cimas de los volcanes tienen o un cráter o una caldera mucho más grande. La mayoría de las calderas se forman después de erupciones

voluminosas, cuando el pico volcánico se derrumba en una cámara magmática parcialmente vacía. • Los volcanes en escudo tienen perfiles bajos y redondeados y están compuestos principalmente por coladas básicas que se enfrían y forman basalto. Los pequeños conos de escorias de lados empinados se forman alrededor de una chimenea por donde surgen los materiales piroclásticos y se acumulan. Los volcanes compuestos están formados por coladas de lava y materiales piroclásticos de composición intermedia y flujos de lodo volcánico. Másas de lava viscosas y bulbosas, generalmente de composición félsica, forman los domos de lava, que son peligrosos, ya que hacen erupción de manera explosiva. La lava básica fluida de las erupciones fisurales se extiende sobre grandes áreas y forma una meseta basáltica. Los depósitos piroclásticos en capas son resultado de enormes erupciones de cenizas y otros materiales piroclásticos, que se producen particularmente cuando se forman las calderas.

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VOL CAN ISMO Y V OL CAN ES

• Los geólogos haniaeado un índice de explosividad volcánica (IEV) para dar una medida semicuantitativa del tamaño de una erupción. El volumen del material expulsado y la altura de la pluma de la erupción son los criterios utilizados para determinar el IEV; las víctimas mortales y los· daños a la propiedad no se tienen en cuenta. • Para vigilar los volcanes de una manera efectiva, los geólogos evalúan varios aspectos físicos y químicos de las regiones volcánicas. En la vigilancia de l?s volcanes y la previsión de erupciones es de particular importancia detectar

el temblor volcánico y determinar la historia de erupciones de un volcán. • Alrededor de un 80% de las erupciones tienen lugar en los cinturones circum-Pacífico y Mediterráneo, principalmente en bordes de placas convergentes. La mayoría del resto de erupciones se producen a lo largo de las dorsales oceánicas o de sus prolongaciones en el continente. • Los dos volcanes activos de la isl8; de Hawai y uno situado al sur se encuentran, aparentemente, encima de uh punto caliente sobre el que se mueve la placa del Pacífico. -

Términos clave aa (lava en bloque) (pág. 12 5) caldera (pág. 130) ceniza (pág. 127) cinturón circum-Pacífico (pág. 142) cinturqn Mediterráneo. (pág. 143) cono de escoi-iás (pág. 134) cráter (pág. 130) · depósito piroclástico en capas (pág. 139)

disyunción columnar (pág. 126) domo de lava (pág. 136) erupción fisural (pág. 138) índice de explosividad volcánica (IEV) (pág. 139) lahar (pág. 134) lav~ almohadilla (pág. 12 7) meseta basáltica (pág. 138) nube ardiente (pág. 136) pahoehoe (lava cordada) (pág. 125)

riesgo volcánico (pág. 139) Sierra de las Cascadas (pág. 124) temblor volcánico (pág. 141) tubo de lava (pág. 12 5) volcán (pág. 130) volcán compuesto (estratovolcán) (pág. 134) volcán en escudo (pág. 130) volcanismo (pág. 124)

Cuestiones de repaso L

Una de las señales de aviso de µna erupción volcáHica inminente es el temblor volcánico, que es: a. _ _ hinchamiento de un volcán cuando el magma ~~be; _ _ b. _ _ cambios en la temperatura del agua subterránea; c. _ _ sacudida del suelo que dura minutos u horas; d. _ _ enfriamiento y encogimiento de la lava para formar disyunción columnar; e._·_erupciones de lava fluida por largas fisuras. _

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2.

La lava almohadilla se forma cuando: a. _ _ los materiales piroclásticos se acumulan en capas gruesas; b. _ _ la lava emerge bajo el agua; c. _ _fragmentos de lava se unen en la superficie de una colada; d. _ _la presión dentro de un flujo hace que se curve; e. _ _la cima de un volcán se derrumba.

3.

Una nube incandescente de gases y partículas que emergen de un volcán es un/a: a. _ _-nube ardiente; b._ _pahoehoe; c._ _cono de salpicadura; d. _ _lapilli; e. _ _caldera.

ACTIV IDAD ES EN LA WORLD WIDE WEB

4.

5.

6.

7.

_ __ tienen pendientes inferiores a 10 grados porque están compuestos/as por coladas de lava de baja viscosidad. a. _ _ los tubos de lava; b. _ _ los depósitos piroclásticos en capas; c. _ _ las mesetas basálticas; d. _ _ las bombas volcánicas; e. _ _ _ los volcanes en escudo. Las mesetas basálticas se forman como resultado de: a. _ _repetidas erupciones de lava félsica; b. _ __erosión de volcanes compuestos; c. _ __hinchamiento de un volcán cuando el magma sube; d. _ __ erupciones de lava fluida por fisuras; e._ _flujos de lodo volcánico sobre conos de cenizas. La mayoría de los volcanes activos se encuentran en: ª·- ._ la zona volcánica de la dorsal mesoceáriica; b. _ __ la provincia volcánica de las CascadasSierra Ne~ada; c. _ __el cinturón circum-Pacífico; d. _ _la zona de subducción del Atlántico oriental; e. _ _ _ el límite divergente Mediterráneo. Las cimas de algunos volcan es tienen depresiones muy anchas de lados empinados conocidas como , la mayor parte formadas por a. _ _ fosas de explosión/erupciones fisurales; b. _ _calderas/flujo de tierras. de la cima; c. _ _ domos de lava/inyección potente; d._ · _ - mesetas basálticas/erupciones de cenizas; e._ __conos parásito/coladas de laYa.

8.

9.

Pahoehoe es un tipo de colada de lava con un/a: a.__gran componente de m ateriales piroclásticos; b. _ _tubo de lava; c. _ _ superfi.cie suave y en forma de cu erda; d. _ __masa de almohadillas interconectadas; e. _ _ diseño de fracturas que forman polígonos. Los volcanes emiten varios gases, pero el más común es el: a._ _ _vapor de agua;

147

b. _ _ dióxido de carbono; · c. _ __sulfuro de hidrógeno; d. _ __ metano; e. _ __cloro. 10.

Un área de volcanismo activo en el Pacífico noroeste de Estados Unidos ~s: a. _ _ los Apalaches; b. _ _ la Sierra de las Cascadas; c. _ __ el s1¡.r de las Montañas Rocosas; d. _ __las montañas Marathon; e. _ _la cordillera Teton.

11.

Supongamos que encuentra rocas en tierra formadas por capas de lava almohadilla recubiertas de rocas sedimentarias del fondo del mar. ¿D e dónde proviene la lava almohadilla y · qué tipo de roca esperaría encontrar debajo de la lava almohadilla?

12.

¿Por qué la mayoría de los volcanes compuestos se encuentran en bordes de placas convergentes, mientras que la m ayoría de los volcanes en escudo están en bordes de placas· divergentes o cerca de ellos?

13.

Explique cómo se forma una caldera. ¿Dónde iría pára ver un ejemplo de caldera?

14.

¿Q~é tipo de información eval(!an los geólogo~- . cuando rjgilan los volcanes y avisan de . erupciones inminentes?

15.

¿Cómo se forman la disyunción columnar y los conos de salpicadura? ¿Qué lugares son buenos para ver cada uno de .e llos? · - ·.

16.

¿Qué sucesos geológicos tendrían que producirse para que se formara una cadena de -volcanes. a lo largo de la costa este de Estados Unidos y Canadá?

17.

¿Qué es un domo de lava?° ¿Por qué ~on peligrosas las erupcione.s de los do;nos de lmra?

18.

¿En qué se diferencian las colad::ts de lavaaa y pahoehoe? ¿Qué explica estas diferencias?

19.

¿En qués~ diferencia un cráter de una caldera? ¿Cómo se forman?

20.

Explique por qué las erupciones de lava básica son bastante tranquilas, mientras que las erupciones de lava félsica son normalmente explosivas.

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Meteorización, suelo y rocas sedimentarias

CAPÍTULO 6

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

Introducción ¿Cómo se alteran los materiales de la Tierra? ¿Cómo se forma y deteriora el suelo? · Meteorización y recursos Sedimentos y rocas sedimentarias Tipos de rocas sedimentarias Facies sedimentarias Leyendo la historia en las rocas sedimentarias

GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:

El león de arenisca Recursos importantes en las rocas sedimentarias Geo-Recapitulación

La m eteorizació n y la e rosió n a lo largo de fracturas parale las e n ro cas sedimentarías han dado lugar a los arcos y otras caracte rís ticas como los pin ácu los aislados d e l Parque Nacio nal d e los Arcos, e n Uta h. El Arco De licad o tie ne 9,7 m de ancho y 14 m de alto. Fuente: James S. Mon roe

CAPITULO

6

METEORIZACIÓN , ·SUE LO Y ROCAS SEDIM ENTAR I AS

Introducción odas las rocas de la superficie terrestre o cerca de ella, así como las sustancias .parecidas a las rocas.' como el pavimento y el hormigón de las aceras, puentes y cimientos, se deterioran y desmenuzan con el tiempo. En resumen, experimentan una meteorización, definida como la descomposición física y la alteración química de los materiales terre stres al ser expuestos a la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. En realidad, la meteorización es un conjunto de procesos físicos y químicos que alteran los materiales terrestres de manera que estén más en equilibrio con las nuevas condiciones ambientales. Por ejemplo . muchas rocas se forman en el interior de la corteza, donde hay poco o ningún oxígeno ni agua, pero en la superficie, o cerca de ella, están expuestas a ambos elementos .• así como a temperaturas y presiones más bajas y a lqs actividades de los organismos. Durante la r:ieteorización, la roca madre, que es la roca sobre la que actúa la m eteorizaci ón, se disgrega para formar fragmentos más pequeños(• Figura 6.1 ), y algunos de sus minerales constituyentes resultan al~erados o disueltos.

Parte de este material meteorizado sencillamente se acumula «in situ» y puede ser modificado posteriormente para formar un suelo. Sin embargo, gran parte es eliminado por la erosión, que es el desgaste del suelo y de la roca por parte de agentes geológicos como el agua corriente. Estematerial erosionado es transportado a otras partes por el agua, e l viento, los glaciares y las corrientes marinas y, finalmente, se deposita como sedimento, la materia prima de las rocas sedimentarias. La meteorización, la erosión , la sedimentación y el origen de las rocas sed imentarias son partes esenciales del ciclo petrológico (véase la Figura 1.12). La corteza terrestre está com puesta pr)~ipalmente de rocas cristalinas, un término general que se refiere a las rocas metamórficas e ígneas, excepto a aquellas formadas por materiales piroclásticos. No obstante, los sedimentos y las rocas sedimentarias, que puede que sólo compongan un 5% de la corteza, son, con mucho, los materiales más comunes de la superficie y de la subsuperficie somera. Cubren unos dos tercios de los continentes y la mayor parte del fondo marino, excepto las dorsales en expansión .

• Figura 6.1 (a) La mayor parte del granito de este afloramiento de rocas ha sufrido. una meteorización tan intensa que só lo unas cuantas masas redondeadas de la roca original aparecen sin alterar. Los pequeñ os conos que hay en primer p lano co nsi sten en minerales separados, en su mayoría cua rzo y feldespato, y fragmentos de roca, es decir, pequeños trozos de granito. (b) Primer plano del material mete orizado.

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(b)

¿CÓMO S E ALTERA N L OS MAT E R I A L E S DE L A TIERRA ? .

151

Todas las rocas son importantes a la hora de descifrar la historia de la Tierra, pero las rocas sedimentarias tienen un lugar especia l en esta labor, porque conservan evidencias de procesos superficiales, como, por ejemplo, actividad de corrientes, viento y g laciares, responsables de su formación.. Varios procesos geológicos, como el volcanismo, los procesos costeros y la glaciación , han dado lugar a muchas áreas paisajísticas, pero también lo han hecho la meteorización y la erosión . Nos maravillamos ante el paisaje intrincadamente esculpido del Parqu e Nacional de Bryce Canyon, en Utah (• Figura 6.2), y la escarpada línea de costa del Parque

Nacional de Acadia , en M ai ne (véase la Figura 4.1a). La meteorización y erosión de rocas fracturadas en el Parque Nacional de los Arcos de Utah han dado lugar a un paisaje de pináculos aislados y rocas en equilibrio, así como de arcos, que dan nombre al parque (véase la foto al inicio del capítu lo) . Además de paisajes interesantes, la meteorización es responsable del orig en de algunos recursos naturales, como las menas de aluminio, y enriquece otros eliminando los componentes solubles. Algunos sedimentos y rocas sedimentarias son recursos en sí mismos o son anfitriones de otros recursos, como, por ejemplo, el petró leo y el gas natural.

¿CÓMO SE ALTERAN LOS MATERIALES DE LA TIERRA?

Las dos clases reconocidas de meteorización, mecánica y química, actúan simultáneamente sobre la roca madre , así como sobre los materi ales transportad os y aquellos depositados como sedimentos. E n resumen , todos los materiales de la superficie o cerca de ella sufren meteorización, aunque puede predominar uno de los dos tipos dependiendo de variables como el clima y el tipo de roca. Es tudiaremos la meteorización m ecánica o física y la química por separado en las secciones siguientes sólo por comodidad.

a m eteorización es un proceso superficial o cercano a la superficie, pero las rocas sobre las qu e actúa no son totalmente homogén eas estructural y composicionalmente, lo que explica la meteorización diferencial. Es decir, la m e teorización tiene lugar a diferentes velocidades inclúso en la misma zona, por lo que , normalme nte, da como resultado superficies desiguales. La meteorización diferencial y la erosión difec rencial, es decir, velocidades de erosión variables, se combinan para producir algunas características inusuales e incluso extrañas, como pilares de roca, pináculos y arcos (Figura 6.2).

Meteorización mecánica o física La meteorización mecánica o física se produce cuando las fuerzas físicas rompen los materiales de la Tierra en fragm e ntos más p equ eños que mantienen la composición de la roca m adre . E l gránito, por ejemplo, podría

• Figura 6.2 El especta cular paisaje del Parque N acional de Bryce Canyon, _en Uta h. Las rocas sedimentarias de este lugar pertenecen a la fo rm ación Wasatch, de 40 a 50 mill ones de años de antigüedad, que fue depositada en un antiguo lago. La meteo rización y la erosión a lo larg o de fracturas poco espaciadas han dado lugar a pináculos, p il ares, arcos, cordones aflautados, surcos y cá rcavas.

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1

1

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CAPITULO

6

M E TEOHI ZAC IÓ N , SUELO Y HOC AS SE DIM EN T A HI A S

sufrir una meteorización mecánica y dar lugar a fragmentos más pequeños de granito o granos separados de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y biotita (Figura 6.1). Varios procesos físicos son responsables de la meteorización mecánica. La gelifracción, proceso en el que el agua se congela y descongela repetidamente en las grietas y poros de las rocas, es particularmente efectiya allí donde las temperaturas normalmente fluctúan por encima y por debajo del punto de congelación. En las altas montañas del oeste de Estados Unidos y Canadá, la gelifracción es efectiva incluso durante los meses de verano. Pero, como es de esperar, tiene poca o ninguna importancia en los trópicos o allí donde el agua está permanentemente congelada. La razón por la que la gelifracción es tan efectiva es que el agua se expande alrededor de un 9% cuando se congela, ejerciendo así una gran fuerza sobre las paredes de una grieta, ensanchándola y extendiéndola mediante las cuñas de hielo(• Figura 6.3a) . La congelación y descongelación repetida suelta fragmentos angulares de la roca madre que caen hacia abajo y se acumulan en un talud (Figura 6.3b). Algunas rocas se forman en las profundidades y son estables bajo una presión enorme. Por ejemplo, el grani-

to se cristaliza muy por debajo de la superficie, por lo que cuando sube y se erosiona, la energía que contiene se libera mediante una expansión hacia el exterior, un fenómeno conocido como descompresión. La expansión hacia el exterior es el origen de unas fracturas llamadas di~clasas en lajas o lajeado , que son más o menos parale-· las a la superficie de roca expuesta. Los bloques de roca delimitados por diaclasas en lajas se deslizan alejándose de la roca madre, dejando grandes masas redondeadas conocidas como domos de exfoliación(• Figura 6.4b) . El hecho de que una roca sólida se expanda y produzca fracturas podría ir en contra del razonamiento, pero, sin embargo, es un fenóm e no conocido. En las minas profundas, grandes bloques de roca se desprenden de los lados de la excavación, con frecuencia de manera explosiva. Estas explosiones de rocas y estallidos m enos violentos representan un peligro para los ~neros, y en Sudáfrica son responsables de unas 20 muertes anuales. En algunas canteras de rocas para la construcción, excavaciones a sólo 7 u 8 m expusieron rocas en las que se formaron diaclasas en lajas (Figura 6.4c), en algunos casos con fuerza suficiente como para 'echar de las vías máquinas de extracción de más de una tonelada de.peso.

~

~ oO

'" ~ (b)

• Figura 6.3 (a) Las cuñas del hiel o se producen cuando el agua se infiltra en las grietas y se expande por efecto de la congelació n. Fragmentos angulares de roca se suelta n por la repetida conge lació n y descon gelación. (b) Acumul aci ó n de talud o cancha l (primer p lano) en la b ase de una pendiente . La roca madre se fractura mu cho y es b astante susceptible a las cuñas de hielo, aunque otros procesos de meteorización tambi én ayudan a romper la roca en fra g mentos más pequeños.

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\

¿CÓMO SE A LT E RA N LOS MATE RI ALES DE LA T I E RR A?

(a)

153

(e)

• Figura 6.4 (a) Pl acas de roca gra nít ica delimitadas .por diaclasas en lajas en la Sierra Nevada de California. Observemos que estas placas están inclinadas hacia la carretera de la parte inferior de la imagen. (b) Stone Mountain es un gran domo de exfoliación de Georgia. (c) Una diaclasa en lajas form ada por expansión en Mount A iry G ra nite, en Carolina del Norte. El marti llo es de un os 30 cm de largo.

Durante la expansión y contracción térmica el volumen de las rocas cambia a medida que se calientan y se vuelven a enfriar. La temperatura puede variar hasta 30 ºC en un sólo día en un desierto , y la roca, al ser mala . conductora del calor, se calienta y se expande en el exterior más que en el interior. Los minerales oscuros absorben el calor más rápidamente que los de color claro, por lo que se produce expansión diferencial entre minerales. La expansión de la superficie podría generar esfuerzo suficiente como para provocar fracturas, pero experimentos en los que se calentaron y enfriaron rocas repetidamente para simular años de dicha actividad indican que la expansión y contracción térmica son de poca importancia en la meteorización mecánica. La formación de crista les de sal puede ejercer fuerza suficiente para ampliar las grietas y liberar partículas en rocas granulares porosas como la arenisca. E incluso en rocas con un mosaico entrelazado de cristales, como

el granito, la cristalización salina libera minerales por separado. Se produce prin~ipalm ente en regiones áridas y calurosas, pero también es posible que afecte a las rocas en algunas áreas costeras. Los animales, las plantas y las bacterias participan en la meteorización m ecánica y química d e las rocas (• Figura 6.5). Los animales de madriguera, como gusanos, reptiles, roedores, termitas y hormigas , mezclan constantemente suelo y partículas de sedimentos y traen materiales de las profundidades a la superficie, donde se produce más meteorización. Las raíces de las plantas, especialmente de arbustos grandes y árboles, se introducen a presión en las grietas de las rocas y las ensanchan.

Meteorización química La meteorización química incluye aquellos proéesos por los cuales las rocas y minerales se d e~componen por © Cengage Learning Paraninfo )

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CAPITULO

6

METEOR I ZAC I ÓN , SUELO Y ROCAS SED I MENTAR I AS

(a)

(b)

• Figura 6.5

·----

Los organismos. y la meteorización (a) Este árbol cerca de Ancho rage, Alaska, est á creciendo en una grieta de las rocas y, por t anto, contribu ye a la meteorización mecán ica. (b) Las masas naranjas irregul ares que hay sobre estas rocas de una pequeña isla del mar de Irlanda son líquen es (organismos co mpuestos de hongos y algas). Los líquen es obtienen sus nutrientes de la roca y contribuyen a la meteorización química.

la alteración qujmica de la roca madre . Al contrario que la meteorización m ecánica, la meteorización química cambia la compqsición de los materiales meteorizados . Por ejemplo, varios minerales de la arcilla (silicatos laminares) se forman por la alteración química y estruc tural de otros minerales, como feldespato potásico y plagioclasa, que son ambos tectosilicatos. Otros minerales se descomponen completamente durante la meteorización química cuando sus iones se disuelven , pero algunos minerales químicamente estables se liberan sencillamente de la roca madre. . . Los gases atmosféricos, especialmente el oxígeno, el agua y los ácidos son agentes importantes de la meteorización química. Los organismos también representan un papel importante. Las rocas con líquenes (organismos compuestos formados por hongos y algas) en su superficie sufren una a lteración química m ás rápida que las ro-

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cas sin líquenes (Figura 6 . 5 b). Además, las plantas eliminan los iones del agua del suelo y reducen Ia estabilidad química de lo s minerales del suelo, y sus raíces liberan ácidos orgánicos. Durante la disolución los iones de una sustancia se separan en un líquido y la sustancia sólida se disuelve. El agu a es un disolvente excepcional porque sus moléculas tienen una forma asimétrica, que consiste en un átomo de oxígeno con dos de hidrógeno dispuestos de tal modo que el ángulo entre los dos átomos de hidrógeno es de unos 104 grados(• Figura 6.6). Debido a esta asimetría, el extremo de oxígeno de la m olécula retiene una ligera carga eléctrica n egativa, mientras que el extremo de hidrógeno retiene una ligera carga positiva. Cuando una sustancia soluble, como el mineral halita (NaCl) , entra en contacto con una molécula de agua, los iones de sodio de carga positiva son atraídos hacia el extremo n egativo

¿C ÓMO SE ALT E RAN LO S MATERIAL E S D E LA TIERR A?

155

Oxígeno

Carga acumulada ,Hidrógeno positiva Hidrógeno/ ', + //

''

/

/

(b) Oxígeno

• Figura 6.6 (a) Estructura de un a molé cula de agua . La d isposi ción asimétri ca de los átom os de hi d rógeno hace que la mol écula teng a una ligera carga eléct rica positiva en su .e xtremo de hidrógeno y una ligera carga negativa en su extremo de oxígeno. (b) Solu ción de cloruro de sodio (NaCI), el mineral halita, en agua. Obse rvemos que los átomos de sodio son atraídos hacia el extremo d e oxígeno de una mol écula de agu a, mientras que los iones cl oruro son atraídos hacia el extremo d e hidró geno.

Carga acumulada negativa (a)

de la molécula de agua, y los iones de cloruro, de carga negativa, son atraídos hacia el extremo de carga positiva de la molécula (Figura 6.6). Por tanto , los iones se liberan de la estructura cristalina y el sólido se disuelve. La mayoría de los minerales no son muy solubles en agua pura, porque las fuerzas atrayentes de las moléculas de agua no son suficientes para superar las fuerzas entre las partículas de los minerales. Por ejemplo, la calcita (CaC0 3), principal constituyente de la roca sedimentaria caliza y de la roca metamórfica mármol, es prácticamente insoluble en agua pura, pero se disuelve rápidamente si hay una pequeña cantidad de ácido. Una manera de hacer ácida el agua es disociando los iones de ácido carbónico de la siguiente manera:

agua

dióxido de carbono

H 2 C0 3

H+

ácido carbónico

ion de hidrógeno

+

HC0 3ion bicarbonató

Según esta ecuación química, el agua y el dióxido de carbono se combinan para formar ácido carbónico , y una pequeña cantidad de éste se disocia para producir iones de hidrógeno y de bicarbonato. La concentración de los iones de hidrógeno determina la acidez de una

solución ; cuantos más iones de hidrógeno haya , más fuerte será el ácido. El dióxido de carbono de varias fuentes puede combinarse con agua y reaccionar para formar soluciones ácidas. La atmósfera tiene principalmente nitrógeno y oxígeno, pero alrededor de un 0,03 % es dióxido de carbono, lo que hace que la lluvia sea ligeramente ácida. La descomposición de materia orgánica y la respiración de los organismos produce dióxido de carbono en los suelos, por lo que el agua subterránea es' también , generalmente, ligeramente ácida. Sin embargo, el clima afecta a la acidez, y las regiones áridas tienden á tener agua subterránea alcalina {es decir, tiene una concentración baja de iones de hidrógeno). Sea cual sea el origen del dióxido de carbono, una véz que existe una solución ácida, la calcita se disuelve rápidamente según la reacción CaC03 + H20 + c .0 2 ~ Ca++ + 2HC03calcita

agua

dióxido ion calcio de carbono

ion bicarbonato

El término oxidación tiene diversos significados para los químicos, pero en la meteorización química ·se

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CAPITULO

6

METEORI ZAC I ÓN , SUELO . Y RO CAS S ED IM ENTA RIAS

refiere a reacciones con oxígeno para formar un óxido (uno o más elementos metálicos combinados con oxígeno) o, si hay agua prese nte, un hidróxido (un elemento metálico o radical combinado con OH). Por ejemplo, el hierro se oxida cuando se combina con oxígeno para formar el óxido de hierro he matites: 4Fe + 30 2 hi erro

oxígeno

~

2Fe 2 0

3

óxido ele hi erro (he matites)

Desde luego, el oxígeno atmosférico está disponible de m anera abundante para que se produzcan reacciones de oxidación, pero la oxidación es, normalmente, un proceso lento a menos que haya agua presente. Por consiguiente, la m ayor parte de la oxidación la produc e el oxígeno disuelto en agua. La oxidación es importante en la alteración de los silicatos ferromagnesia nos como el olivino, los piroxenos , los anfíboles y la biotita. El hierro de estos minerales se combina con oxígeno p ara form ar el óxido d e hierro rojizo h ematites (Fe 2 0 3 ) o el hidróxido amarillento o marrón límoníta [FeO(OH )·n H 2 0] . Los colores amarillo, marrón ·y rojo de muchos suelos y rocas sedimentarias son producto de la presencia de pequeñas cantidades de h ematites o limoníta . La reacción química entre los iones de hidrógeno (H+) y los iones' de hidróxilo (OH-) del agua y los iones de un mineral se llama hidrólisis. En la hidrólisis, los iones de hidrógeno sustituyen a los iones positivos de los minerales. Esta sustitución cambia la composición de los minerales y libera hierro, que después puede oxidarse. La alteración química del feldespato potásico ortosa proporciona un buen ejemplo de hidrólisis . Todos los feldespatos son tectosilicatos, pero cuando se alteran , producen sales solub les y minerales de la arcilla, como la caolínita, que son silicatos laminares. La meteorización química de la ortosa mediante la hidrólisis se produce así:

2KAlSi3 0

8

ortosa

+ 2H + + 2HC0 3 ion ele hidrógen o

+ H 20

ion bicarbonato

agua

Al 2 Si 2 0 5 (0H) 4 + 2K+ + 2HC0 3 arcilla (caolinita)

ion potasio

~

+ 4Si0 2

ion bicarbo na to

sílice

En esta reacción, los iones de hidrógeno atacan a los iones de la estructura de la ortosa y algunos iones liberados se incorporan a un mineral de arcilla en desarrollo. Los iones de potasio y de bic arbonato se disu elven y combinan para form ar una sal soluble. E n la parte derecha de la ec uación está la sílice excede_nte que no encajaría en la estructura cristalina del mineral de la arcilla .

Factores que controlan la velocidad de la meteorización química Los procesos de meteorización química operan sobre la superficie de las partículas, por lo que alteran las rocas y los minerales desde fuera hacia dentro. De h echo, sí rompemos una roca meteorizada, es normal ver un borde de meteorización en la superficie y cerca de ella, pero la roca está completamente inalterada en su interior. La velocidad a la que se produce la meteorización química depende de varios factores. Uno es sencillamente la presencia o a usencia de fracturas, porque los fluidos se infiltran por las fracturas lo que provoca una meteorización química más intensa en estas superficies (• Figu~a 6. 7). Desde luego, existen otros factores que también controlan la meteorización química, incluido el tamaño de las partículas, el clima y la roca m adre. Como la meteorización química afecta las superficies de las partículas, cuanto mayor sea el área de superficie, más efectiva es la meteorización. Es importante darse cuenta de que las partículas pequeñas tienen á reas de superficie más grandes en comparación con su volu-

• Figura 6.7 Los flui dos se infiltran por las fract uras, donde la meteorización química es más intensa que en las partes no fracturadas de la misma roca. Observemos que un a estrecha banda blanca resalta en relieve ce rca del lado izquierdo de la imagen. Está compuesta de cua rzo, que es más res istente a la meteorización qu ím ica que la ro ca anfitriona granítica.

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¿CÓMO S !l ALTERAN LOS MATERIALES DE LA TIERRA?

Área superficial

= 6 m2

Área superficial

= 12 m2

157

Área superficial = 24 m2

• Figura 6.8

1m

1m

(a)

-

10,5 m

t 0,25 m

0 ,5m

0,25m (c)

(b)

men que las partículas grandes. Observemos en la • Figura 6.8 que un bloque que mide 1 m de lado tiene un área de superficie total de 6 m 2 , pero cuando el bloque se rompe en partículas que miden 0,5 m de lado, el área de superficie total aumenta a 12 m 2 • Y si estas partículas se reducen a 0,25 m de lado, el área de superficie total aumenta a 24 m 2 • Observemos que aunque el área de superficie de este ejemplo aumenta, el volumen total sigue siendo el mismo, 1 m 3 . Podemos sacar en conclusión que la meteorización mecánica contribuye a la meteorización química produciendo partículas más pequeñas con un área de superficie mayor en comparación con su volumen. En realidad, nuestras propias experiencias con el tamaño de las partículas verifican nuestra opinión sobre el área de superficie y -el volumen. Gracias al pequeño tamaño de sus partículas, el azúcar en polvo proporciona una intensa explosión de dulzor, ya que sus fragmentos diminutos se disuelven rápidamente, pero por lo demás, es igual que el azúcar granular que utilizamos en nuestros cereales o en nuestro café. Como experimento, veamos cuánto tiempo tardan en fundirse un montón de hielo picado y un bloque de hielo de igual volumen, o determinemos el tiempo que tarda en hervir una patata entera en comparación con una cortada en pedazos pequeños. No es _de sorprender que la meteorización química sea más efectiva en los trópicos que en las regiones áridas y árticas, porque los índices de temperaturas y lluvias son altos y los de evaporación bajos. Además, la vida animal y vegetal es mucho más abundante. En consecuencia, los efectos de la meteorización se extienden a profundidades de varias decenas de metros, mientras que en las regiones áridas y árticas se extienden a sólo unos cuantos metros de profundidad. Algunas rocas son más resistentes a la alteración química que otras y, por tanto, no se alteran con tanta rapidez, por lo que la roca madre es otro control de la velocidad de la meteorización química. Por ejemplo, la roca metamórfica cuarcita es un material extremada-

A medida que una roca se divide en partícu las cada vilz más pequeñas, su área superficial aumenta, pero su volumen sigue siendo el mismo . En (a) el área superficial es de 6 m2 , y en (c) de 24 m2, pero el volumen sigue siendo de 1 m3 . Las partículas más pequeñas t ienen más área superficia l en comparación con su volumen que las partícu las más grandes.

mente estable que se altera lentamente en comparación con la mayoría del resto de las rocas; Por el contrario, el basalto, que contiene grandes cantidades de piroxenos y plagioclasas ricos en calcio, se descompone rápidamente porque estos minerales son químicamente inestables. En realidad, la estabilidad de los minerales comunes es justo lo contrario de su orden de cristalización en las Series de cristalización de Bowen (Tabla 6.1, véase también la Figura 4.3). Los minerales que se forman en último lugar en esta serie son químicamente estables, mientras que aquellos que tienen una formación temprana se alteran más fácilmente porque están más apartados del equilibrio con sus condiciones de formación . Una manifestación de meteorización química es la meteorización esferoidal (• Figura 6.9). En la meteorización esferoidal, una roca, incluso una que sea rectangular, se meteoriza para adoptar una forma más esférica porque es la forma más estable que puede adoptar. La razón es que en una roca rectangular, la meteorización ataca a las esquinas desde tres lados , y a los bordes desde d~s lados, pero las superficies planas se meteorizan más o menos uniformemente (Figura 6.9). En consecuencia, las esquinas y los bordes se alteran

Tabla 6.1

Estabilidad d los silicatos Silicatos ferromagnesianos Olivino lJ C1l

o lJ

+-' · -

Silicatos no ferromagnesianos Plagioclasa cá lcica

Piroxeno

e= Q) _o

Anfíbol

Plagioclasa sódica

E2 ::J

Biotita

Feldespato potásico

lf)

<{

Q) Q)

lJ

Moscovita Cuarzo

© Cengage Learning Paraninfo 1

J

CAPITULO

6

ME T E ORI ZAC I ÓN, SUE LO Y RO C AS SE DI M E N T A RI AS

(b)

(e)

• Figura 6.9 Meteb;iz'ación esferoidal (a) Los bloques rectangulares perfilados por fra cturas son atacados por los proces os de meteorización qu ímica, pero (b) las esquinas y los bordes se meteorizan más rápidamente. (c) Cuai;ido los bloques se meteorizan de manera que su forma es más esférica, su superficie se altera uniformemente y no se producen más cambios de forma. (d) Afloramiento de ·rocas graníticas reducidas a bloques esféri cos.

más rápidamente , el material .se deshace, se desarrolla una forma más esférica (Figura 6.9) y todas las superficies se meteorizan a la misma velocidad.

¿CÓMO SE f'.ORMA '( DETERIORA EL SUELO? na capa de regolito, término colectivo para sedimentos,. así como capas de materiales piroclásticos y los residuos formados in situ por la meteorización, cubren la mayor parte de la superficie terrestre de la Tierra. Parte de ese regolito, formado de materiales meteorizados, aire, agua y materia orgánica, sustenta la vegetación y se llama suelo. Casi todos los organismos terrestres dependen directa o indirectamente del suelo para su e:iástencia. Las plantas crecen en un suelo del que obtienen sus nutrientes y la mayor parte del agua, mientras que muchos animales terrestres dependen de las plantas para obtener nutrientes. Alrededor de un 45 % del suelo bueno para la agricultura y la jardinería está compuesto de partículas meteorizadas, siendo .gran parte del volumen restante espacios vacíos llenos de aire y/o agua. Además , normalmente hay una pequeña pero importante cantidad

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(d)

de humus. El humus es carbono derivado de la descomposición bacteriana de materia orgánica y es altamente resistente a una posterior descomposición. Incluso un suelo fértil podría tener tan solo un 5% de humus, pero aun así es importante como fuente de nutrientes para las plantas y mejora la capacidad del suelo para retener la humedad. Algunos materiales meteorizados de los suelos son sencillamente granos de mineral de tamaño arena y limo, especialmente cuarzo, pero también puede haber otros minerales. Estos sólidos mantienen las partículas del suelo separadas, permitiendo que el oxígeno y el agua circulen con mayor libertad. Los minerales de la arcilla son también importantes en los suelos y ayudan en la retención de agua, así como en la aportación de nutrientes para las plantas. Sin embargo, los suelos con exceso de minerales de la arcilla drenan mal y son pegajosos cuando están mojados y duros cuando están secos. Los suelos residuales se forman cuando la roca madre se meteoriza in ·situ. Por ejemplo, si un bloque de granito se meteoriza y los residuos de la meteorización se acumulan sobre el granito y se convierten en suelo, ese suelo así formado es residual. Por el contrario, los suelos trans- . portados se desarrollan sobre material meteorizado que fue erosionado en el lugar de meteorización y transportado a una nueva ubicación, donde se altera hasta formar el suelo.

¿ C ÓMO S E FORMA Y DETERIORA E L SUELO?

El perfil del suelo Si lo observamos en un corte transversal vertical, el suelo está formado por distintas capas u horizontes del suelo, que se diferencian unas de otras en su textura, estructura, composición y color (• Figura 6.1 O). Empezando por la parte superior, los horizontes del suelo se designan como O, A, B y C, pero los límites entre horizontes son transicionales. Como la formación del suelo empieza en la superficie y opera hacia abajo, el horizonte A está más alterado de la roca madre que las capas inferiores. El horizonte O, que tiene sólo unos centímetros de grosor, está formado de materia orgánica. Los restos de materiales vegetales son claramente reconocibles en la parte superior del horizonte O, pero su parte inferior está compuesta por humus. El horizonte A, llamado tierra vegetal, contiene más materia orgá nica que los horizontes B y C. Se caracteriza también por una intensa ·actividad biológica, ya que son abundantes las raíces de plantas, bacterias, hongos y animales, como los gusanos. Unas bacterias del suelo filiformes le dan al suelo recién arado su olor a tierra. En suelos desarrollados en un largo período de tiempo, el horizonte A está compuesto principalmente de arcillas y minerales químicamente estables como el cuarzo. El agua que se infiltra a través del horizonte A disuelve minerales solubles y los transporta hacia niveles inferiores del suelo mediante un proceso llamado liXiviación. Por consiguiente, el horizonte A también se denomina zona

de lixiviación. El horizonte B, o subsuelo, contiene menos organismos y menos materia orgánica que el horizonte A (Figura 6.10). Al horizonte B también se lo conoce como zona de acumulación porque los minerales solubles lixiviados desde el horizonte A se acumulan en masas irregulares.

Horizontes O=

A=

B

capa fina de mater'ia orgánica zona de lixiviación (suelo superior)

= zona de acumulación (subsuelo)

C = roca madre parcialmente

alterada gradada a roca madre inalterada

• Figura-----·--· 6.1 0 --·------

~--

--------- ....___ _______ ____________., _____ ----------

·-

--· ·- ------

Horizontes del suelo en un sue lo comp letamente desarrol lado.

159

Si el horizonte A se erosiona, dejando expuesto el horizonte B, las plantas tampoco crecen, y si es arcilloso, es más duro cuando está seco y más pegajoso cuando está mojado que otros horizontes del suelo. El horizonte C tiene poca materia orgánica y está formado por la roca madre parcialmente alterada que se presenta en gradación hasta la roca madre sin alterar (Figura 6.1 O). En los horizontes A y B, la composición y textura de la roca madre han sido tan intensamente alteradas que ya no es reconocible. Por el contrario, los fragmentos de roca y los granos de mineral de la .roca madre mantienen su identidad en el horizonte C.

Factores que controlan la formación del suelo Los científicos del suelo saben que el clima es el factor más importante en los orígenes del suelo, pero el tipo de suelo, grosor y fertilidad vienen dados por complejas interacciones entre diversos factores (• Figura 6.11 ). Una clasificación muy general reconoce tres tipos principales de suelo característicos de diferentes entornos climáticos. Los suelos que se desarrollan en regiones húmedas como el este de Estados Unidos y gran parte de Canadá son pedalfer, un nombre derivado de la palabra griega pedon, que significa «suelo», y de los símbolos químicos del aluminio (Al) y del hierro (Fe). Como estos suelos se forman en zonas de humedad abundante, la mayoría de los minerales solubles se han lixiviado desde el horizonte A. Aunque puede ser gris, normalmente el horizonte A es oscuro, debido a la abundancia de materia orgánica, y las arcillas ricas en aluminio y los óxidos de hierro tienden a ac umularse en el horizonte B. Los suelos que encontramos en gran parte del oeste árido y semiárido de Estados Unidos, especialmente en el suroeste, son de tipo pedocal. Pedocal debe parte de su nombre a las tres primeras letras de ..«calcita» Estos suelos contienen menos materia orgánica que los pedalfer, por lo que el horizonte A es de un color más claro y contiene más minerales inestables debido a una meteo-· rización química menos intensa. Cuando el agua del suelo se evapora, el carbonato cálcico lixiviado se precipita en el horizonte B, donde forma masas irregulares de caliche. La precipitación de sales de sodio ·en algunas áreas desérticas, donde la evaporación del agua del suelo es intensa, da lugar a suelos alcalinos, que son tan alcalinos que no pueden sustentar la vegetación, La laterita se forma en los trópicos; donde la meteorización química es intensa y la lixiviación de los minerales solubles es completa. Estos suelos son rojos, se extienden a profundidades de varias decenas de metros y están compuestos principalmente de hidróxidos de aluminío, óxidos de hierro y minerales de la arcilla; incluso

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CAPITULO

6

MET E ORIZ AC IÓ N , S UELO Y RO CAS SE DIM ENTA RIAS

100- > 200 cm/año

< 25 cm/año

50 - 200 cm/año

Norte

< 25-50 cm/año

Precipitación

Roca madre

Trópicos

Desiertos

Regiones templadas

Ártico

Diagrama generalizado que muestra la formación del suelo como una función del clima y la vegetación alterando la roca madre a lo largo del tiempo. Los procesos de formación del suelo se producen más vigorosamente en las zonas en las que las precipita ciones y las temperaturas son altas, como en los t rópi cos.

el cuarzo, un mineral químicamente estable, sufre la lixiviación( • Figura 6.12). Aunque las lateritas soportan vegetación exuberante, no son muy fértiles. La vegetación nativa se sostiene mediante nutrientes derivados en su mayor parte de la capa superficial de materia orgánica, pero en el suelo hay poco humus porque la acción bacteriana lo destruye. Cuando la laterita está libre de su vegetación nativa, la acumulación superficial de materia orgánica se oxida rápidamente y poco hay para reemplazarla. En consecuencia, las sociedades que practican la agricultura de acuchillar y quemar despejan estos suelos y cultivan cosechas durante unos pocos años como máximo. Después se agotan los nutrientes del suelo, la laterita rica en arcilla se endurece bajo el sol tropical y los granjeros se trasladan a otra zona donde se vuelve a repetir el proceso. El mismo tipo de roca puede dar lugar a suelos diferentes en diferentes regímenes climáticos , y en el mismo régimen climático los mismos suelos pueden desarrollarse sobre tipos de rocas diferentes. Por tanto, parece que el clima es más importante que la roca madre a la hora de determinar el tipo de suelo. No obs-

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tante, el tipo de roca sí ejerce algo de control. Por ejemplo, la roca metamórfica cuarcita tendrá un suelo delgado sobre ella porque es químicamente estable, mientras que un cuerpo adyacente de granito tendrá un suelo mucho más profundo. El suelo depende de los organismos para su fertilidad y, a cambio, proporciona un hábitat adecuado a muchos organismos. Lombrices, así como un millón por acre, hormigas, cochinillas, termitas, ciempiés, milpiés y nematodos, junto con varios tipos de hongos, algas y organismos unicelulares, construyen sus casas en el suelo. Todos contribuyen a la formación de los suelos y proporcionan humus cuando mueren y se descomponen por la acción bacteriana. Gran parte del humus de los suelos lo proporcionan hierbas y hojas caídas que los microorganismos descomponen para obtener comida. Al hacerlo, descomponen los compuestos orgánicos de las plantas y liberan nutrientes de nuevo al suelo. Además, los ácidos orgánicos producidos por la descomposición de organismos del suelo son importantes en la futura meteorización de la roca madre y de las partículas del suelo.

¿ CÓMO SE FORMA Y D ETER IOR A EL SUELO ?

Los animales de madriguera revuelven y mezclan los suelos constantemente y sus madrigueras proporcionan acceso a los gases y el agua. Los organismos del suelo, especialmente algunos tipos de bacterias, son extremadamente importantes para cambiar el nitrógeno atmosférico en una forma de nitrógeno de suelo adecuado para que lo utilicen las plantas. La diferencia en elevación entre puntos altos y bajos de una región se llama relieve. Y como el clima es un factor tan importante en la formación del suelo y el clima cambia con la elevación, las zonas con un relieve considerable tienen suelos diferentes en las montañas y en las tierras bajas adyacentes . La pendiente es también un control importante, pero en realidad influye en la formación del suelo de dos maneras. Una es sencillamente el ángulo de pendiente; las pendientes pronunciadas tienen poco o ningún suelo porque los materiales meteorizados se erosionan más rápido que los procesos de formación del suelo. El otro factor es la dirección de la pendiente. En el hemisferio norte, las pendientes que dan al norte reciben menos luz solar que las que dan al sur y tienen temperaturas internas más bajas, soportan vegetación diferente y si están en un clima frío, permanecen un tiempo más largo cubiertas de nieve o congeladas. ¿Cuánto tiempo es necesario para desarrollar un centímetro de suelo o un suelo completamente desarrollado de más o menos un metro de profundidad? No podemos ofrecer una respuesta definitiva porque la meteorización se produce a velocidades muy diferentes dependiendo del clima y de la roca madre, pero una media podría ser de unos 2, 5 cm por siglo. Sin embargo, un flujo de lava de unos cuantos siglos de antigüedad en Hawai puede tener un suelo bien desarrollado, mientras que un flujo de la misma antigüedad en Islan-

.~!ig_ura 6.1~-- -· ______ . _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ La laterita mostrada, de Madagascar, es un sue lo roj o intenso que se forma en los trópicos.

161

dia tendrá una cantidad de suelo considerablemente menor. Bajo las mismas condiciones climáticas, el suelo se desarrolla más rápido sobre sedimentos no consolidados que sobre roca firme. Bajo condiciones óptimas, los procesos de formación del suelo operan rápidamente en el contexto de tiempo geológico. Sin embargo, desde la perspectiva humana, la formación del suelo es un proces o lento; por consiguiente, el suelo es un recurso no renovable.

La degradación del suelo ~

Los suelos son no renovables, por lo que las pérdidas de suelo que superan la tasa de formación se observan con alarma. Del mismo modo, cualquier reducción en la fertilidad y productividad del suelo es motivo de preocupación, especialmente en áreas donde los suelos ya solamente proporcionan una existencia poco rentable. La erosión y el deterioro físico y químico son formas de degradación del suelo y representan serios problemas en muchas partes del mundo. La erosión, un proceso natural en curso, es normalmente lo suficientemente lenta como para que la formación del suelo le siga el ritmo, pero, desafortunadamente, algunas prácticas humanas agravan el problema. La eliminación de la vegetación natural mediante la labranza, el pastoreo excesivo, la sobreexplotación para obtener madera y la deforestación contribuyen a la erosión producida por el viento y el agua. El Dust Bowl que se desarrolló en varios estados de las Grandes Llanuras en los años treinta es un ejemplo doloroso de lo efectiva que es la erosión por el viento sobre un suelo pulverizado y expuesto por la labranza. Aunque el viento ha ocasionado una erosión del suelo considerable en algunas zonas, el agua es mucho más poderosa. Parte del suelo se elimina mediante la erosión en láminas , que implica la eliminación de capas delgadas del suelo más o menos uniformemente sobre.una superficie amplia inclinada. Por el contrario, la erosión por acanaladuras se produce cuando una corriente de agua recorre canales pequeños en forma de seno. Los canales lo suficientemente someros como para ser eliminados por la labranza son acanaladuras, pero aquellos demasiado profundos (de unos 30 cm) como para ser labrados se llaman surcos(• Figura 6.13). Cuando los surcos son extensos, las tierras ya no se pueden cultivar y deben ser abandonadas. El suelo sufre un deterioro químico cuando sus nutrientes desaparecen y su productividad disminuye. La pérdida de los nutrientes del suelo es más notable en muchos de los países en desarrollo con gran población donde los suelos se utilizan en exceso para mantener altos niveles de producÚvidad agrícola. El deterioro quí-

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CAP ITULO

6

M E T E OHI ZAC I ÓN , SUEL O Y HO C AS S E D I M E NT A H I AS

(a)

(b)

• Figura 6.13 (a) Erosión por acanaladu ras en un campo de M ichigan durante una tormenta. Más t arde se aró sobre la acanaladura . (b) Un surco grande en la cu.enea superi or del río Reventado, en Costa Ri ca.

mico también lo p rovoca el u so insuficiente de fe rtilizantes y la elimin ación de la vegetación natural de los suelos. Podem os en contrar ejemplos de deterioro químico por todas partes, pero es más abundante en Su damérica, don de representa cerca de un 30 % de toda la degradación del suelo . Otros tipos de deterioro .q uímico son la conta min ación y la salinización, qu e se .p roduce cuando se in cre-. men ta la con centración de sal en un suelo, h aciéndolo inadec uado para la agricultura. La m an era in correcta de desh acerse de los residuos domésticos e industriales, los vertidos químicos y la concen tración de in secticidas y pesticidas en los su elos , todo ello produce contaminación. La contaminación del su elo es .un proble m a particularm ente grave en algunas partes de Eu rop a del Este. El suelo se deteriora fís ic amente c u ando se compacta por el peso de maquinaria pesada y anim ales , es-

Qué haría En los últimos años han aparecido muchos surcos en los campos de los granjeros de su zona, y los residentes están preocupados porque la agricultura es la principal fuente de trabajo y de rentas públicas. Obviamente, un descenso en la producción agrícola sería un desastre económico. Se le asigna a un comité encargado de hacer recomendaciones para evitar, o al menos minimizar, la erosión de las tierras de cultivo locales. ¿Cómo determinaría qué es lo que ha provocado el problema y qué recomendaciones específicas haría para reducir la aparición de surcos?

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pecialmente gan ado. Los suelos compactos son más difíciles de labrar y a las plantas les cu esta más salir. Adem ás , el agua n o se in filtra con faci lidad, por lo que se producen más escorren tías, lo que a su vez acelera el índice de erosión por agua. En Norteamérica, los suelos ricos de las praderas de la región cen tral de Estados Unidos y las Grandes Llan uras de Estados Unidos y Can adá están sufrie n do una degradación. No obstan te, esta degradación es moderada y men os grave que en muchas otras partes del mundo . Los problem as experimentados en el pasado h a n es timulado el desarrollo de m étodos para m inimizar la erosión del suelo en tierras de labranza. La rotació n d e cultivos, el arado en cu rvas de n ivel y la con strucción de terrazas h an demostrado ser de utilidad (• Figu ra 6 .14). Lo mism o que la siem bra directa, en la que los residuos del c ultivo cosech ado se dejan en el suelo para p roteger la superficie de los estragos del viento y el agu a.

METEORIZACIÓN Y RECURSOS em os estudiado varios aspectos de los su elos, qu e son, desde luego , uno de nu es tros recursos n aturales m ás preciados. En verdad , si no fuera por los suelos, la producción de alimentos de la Tierra sería m uy diferente y capaz de m an ten er a mucha menos gen te. Además, hay otros aspectos del suelo .qu e son econ óm icam en te importan tes . Hemos hablado del origen de la laterita en respuesta a la intensa m eteoriza-

SEDIMENTOS Y RO CAS SEDIMENTAR I AS

163

• Figura 6.14 El arado en curvas de nive l y el. cu ltivo en franjas son dos prácticas de co nservación del sue lo utilizadas en esta granja. El arado en curvas de nivel trata de arar en paralelo ¡¡ las curvas de la tierra para evita_r las escorrentías y la ~ rosión del sue lÓ. En el cultivo en franjas, hileras de cosecha, por ejemplo de maíz, sé alte rnan con otros cu lt ivos, como hierba.

ción química de los trópicos, y hemos observado que no es muy productiva. Sin embargo, si la roca madre es rica en aluminio, la mena de aluminio, llamada bauxita, se acumula en el horizonte B. Encontramos bauxita en Arkansas, Alabama y Georgia, pero actualmente es más barato importarla que explotar estos depósitos , por lo que tanto Estados Unidos como Canadá dependen de fuentes extranjeras de aluminio. La bauxita y otras acumulaciones de minerales valiosos por la eliminación selectiva de sustancias solubles durante la meteorización química se conocen como concentraciones residuales. Desde luego , la bauxita es un buen ejemplo de concentración residual, pero otros depósitos que se han formado de un modo similar son aquéllos ricos en hierro , manganeso, arcilla, níquel, fosfato, estaño, diamante y oro. Algunos de los depósitos de hierro sedimentarios de la región del Lago Superior de Estados Unidos y Canadá fueron enriquecidos por la meteorización química cuando la,s partes solubles de los depósitos fueron removilizadas. Algunos depósitos de caolinita del sur de Estados Unidos se formaron cuando la meteorización química alteró los feldespatos en pegmatitas o como concentraciones residuales de dolomías y calizas ricas en arcillas. La colinita es un mineral de la arcilla utilizado en la fabricación de papel y cerámica. La meteorización química es también responsable de las monteras de hierro y de los depósitos de minerales que hay debajo de ellas. Una montera de hierro o gossan es un depósito amarillo o rojo compuesto principalmente por óxidos de hierro hidratado que se ha formado por la oxidación y lixiviación de sulfuros como la pirita

\

(FeS 2 ). La disolución de la pirita y otros sulfuros forma el ácido sulfúrico, que hace que otros minerales metálicos se disuelvan, y éstos tienden a ser llevadas hacia las aguas subterráneas, donde las soluciones descendentes forman minerales que contienen cobre, plomo y cinc. Las monteras de hierro se han explotado en busca de éste, pero son mucho más importantes como indicadores de depósitos minerales subyacentes.

SEDIMENTOS Y ROCAS SEDIMENTARIAS a meteorización, erosión, transporte y sedimentación son partes esenciales del ciclo petrológico (véase la Figura 1.12) porque son los responsables del origen y depósito de sedimentos que pueden convertirse en rocas sedimentarias. El término sedimento se refiere a ( 1) todas las partículas sólidas de rocas preexistentes producidas por la m eteorización, (2) minerales derivados de soluciones que contienen materiales disueltos durante la meteorización química, y (3) minerales extraídos del agua, principalmente marina, por orgánismos para construir sus conchas. Roca sedimentaria es cualquier roca formada por sedimentos consolidados. Un criterio importante en la clasificadón de partículas sedimentadas es el tamaño, particularmente en las partículas sólidas, o sedimentos detríticos, en contraposición a los sedimentos químicos, que consisten en mine-

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CAPITULO

6

METEORIZAC IÓ N , SUE LO Y RO CAS S E DIMENT A RI A S

zan, un proceso conocido como redondeamiento , cuando los fragmentos de arena y grava chocan unos con otros (• Figura 6. l 5a, b). El transporte y los procesos que se producen donde se acumulan los sedimentos también dan como resultado fa selección, que es la distribución por tamaño de partículas en un depósito sedimentario. Un sedimento se califica como bien seleccionado si todas las partículas son más o menos del mismo tamaño, y mal seleccionado si hay @ª amplia variedad de tamaños (Figura 6. l 5c). Tanto la redondez como la selección tienen implicaciones importantes para otros aspectos de los sedimentos y las rocas sedimentarias, por ejemplo, la facilidad con la que los fluidos se mueven por ellos, y también ayudan a los geólogos a descifrar la historia de un depósito. Sea cual sea el modo en que se transporte el sedimento, al final se deposita en algún área geográfica conocida como ambiente deposicional. El depósito puede producirse en una llanura de inundación, en el cauce de una corriente, en una playa, en el fondo oceánico o en una variedad de ambientes de depósito en los que los procesos físicos, químicos y biológicos imparten diversas características al sedimento acumulado. Los geólogos reconocen tres asentamientos de depósito principales: continental (en tierra), transicional (en la línea de costa o cerca de ella) y marino, cada uno de ellos con varios ambientes de depósito específicos (• Figura 6.16 ).

rales extraídos de soluciones mediante procesos químicos inorgánicos o las actividades de diversos organismos. Las partículas descritas como grava miden más de 2 mm , mientras que la arena mide 2-0,06 mm, y el limo es cualquier partícula entre 0,06 y 0,002 mm. Ninguno de estos nombres implica nada en cuanto a composición; la mayor parte de la grava está formado por fragmentos de roca, es decir, fragmentos pequeños de granito, basalto, o cualquier otro tipo de roca, pero los granos de arena y limo son normalmente minerales únicos, especialmente cuarzo. Las partículas menores de 0,002 mm se llaman arcilla, pero este término tiene dos significados. Uno es sencillamente una denominación de tamaño, pero el término también se refiere a ciertos tipos de silicatos laminares conocido.s como minerales de la arcilla . Sin embargo, la mayoría de los minerales de la arcilla son también de tamaño arcilla.

Transporte y depósito de sedimentos La meteorización es fundamental en el origen de los sedimentos y de las rocas sedimentarias, como lo son también la erosión y la sedimentación, es decir, el movimiento de sedimentos mediante procesos naturales y su acumulación en alguna zona. Como los glaciares son sólidos en movimiento, pueden llevar sedimentos de cualquier tamaño, mientras que el viento sólo transporta arena y sedimentos más pequeños. Las olas y las corrientes marinas transportan sedimentos a lo largo de las costas, pero las corrientes de agua son, con mucho, la manera más común de transportar sedimentos desde su origen a otras ubicaciones. Durante el transporte, la abrasión reduce el tamaño de las partículas, y los bordes y esquinas afiladas se suavi-

(a)

• Figura 6.15

-

¿Cómo se convierte el sedimento en roca sedimentaria? Un depósito de sedimentos detríticos está compuesto de un agregado suelto de partículas. El fango que se acumula en los lagos y la arena y grava de los cauces de las corrientes o de las playas son buenos ejemplos (Figura 6.15).

(b)

(e)

-~---

Redondez y se lección. (a) Los principiantes a menudo creen que redondez significa forma de pelota o esférica. Estas tres rocas están bien redondeadas, lo que significa que sus bo rdes y esquinas afiladas se han suavizado. (b) Dep ósito de grava bien seleccionada y redondeada. Las partículas miden una media de 5 cm de ancho. (c) Grava angulosa mal se leccionada. Observemos la moneda para hace rn os una idea de la escala.

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S•EDIMENTOS Y RO CAS SED I MENTAR I AS

Med io g lacial Lago

165

Medio fluvial

Dunas de desierto Isla barrera

marino profundo

• Figura 6.16 Ambientes deposicionales. Los ambientes cont in enta les se muestran en rojo. Los ambientes de la línea de costa, en azul, son transicio nales de co ntinental a marino. Los demás, mostrados en negro, so n ambientes marinos.

Para que estos agregados de partículas se conviertan en rocas sedimentarias es necesaria una litificación por compactación, cementación, o ambas (• Figura 6.17). Para ilustrar la relativa importancia de la compactación y de la cementación, pensemos en un depósito sedimentario detrítico formado de fango y en otro compues to por arena. En ambos casos, el sedimento consiste en partículas sólidas y espacios porosos, los vacíos entre p a rtículas . Estos depósitos son sometidos a la compactación por su propio p eso y por el peso de cualquier sedimento adicional depositado encima de ellos , reduciéndose así la cantidad de espacio poroso y el volumen del depósito . Nuestro hipotético depósito de fango puede tener un 80% de espacio poroso lleno de agua, pero después de la ~ ompactación su volumen se reduce como mucho a un 40 % (Figura 6 . 17). El depósito de arena con un 50% de espacio poroso también se compacta, p ero mucho menos que el depósito de lodo, de manera que los granos se junta n más (Figura 6 .17). La compactación sola es suficiente para la litificación del fango, pero con la arena y la grava es también necesaria la cementación, que implica la precipitación de minerales en los espacios porosos. Los dos cementos químicos

más comunes son el carbonato cálcico (CaC0 3 ) y el dió" xido de silicio (Si0 2 ), pero en algunas rocas sedimentarias encontramos cemento de óxido e hidróxido de hierro, como hematites (Fe 2 0 3 ) y limonita [FeO (OH)·nH 2 0]. Recordemos que el carbonato cálcico se disuelve fácilmente en agua que contenga una pequeña cantidad de ácido carbónico y que la meteorización química de los feldespatos y otros minerales da lugar a sílice en solución. La cementación tiene lugar cuando los minerales precipitan en los espacios porosos de los sedimentos desde agua circulante, uniendo así las p artículas sueltas . Los cementos de óxido e hidróxido de hierro explican las rocas sedimentarias rojas, amarillas y marrones que encontramos en muchas zonas (véase la foto al inicio del capítulo). Hemos explicado la litificación de sedimentos de tríticos , pero aún no hemos visto este proceso en sedimentos químicos. Los sedimentos químicos más comunes son el fango de carbonato ·cálcico y las acumulaciones de granos de carbonato cálcico de tamaño arena y grava, como conchas y fragmentos de conchas. La compactación y la ce~entación también se producen en es'tos sedimentos, convirtiéndolos en varios tipos de calizas, pero

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·}

166

CAP Í TU LO

6

M E T E OR I ZA C I Ó N, SU E LO Y RO CAS S E DIM E NT A RI AS

Sedimento

Proceso

Roca

Compactación/ceme ntación

Conglomerado

Clastos redondeados

Arena 2 mm-rs mm .

Clastos angulosos _Compactación/cementación

Brecha sedimentaria •

.

~ Arenisca L_iJ

Arenisca de cuarzo o cuarzoarenita (sobre todo cuarzo)

Arcosa Limo rs mm - 266 mm

(> 25% feldespato)

Compactación/cementación !'=·~~=-~--'--'! Limol ita

Arcilla < 266 mm

Lodo lita

Compactación E l- ~~Z -·Z ·---::::·;¡:;;::;;:&~'

Lutita arcillosa

Limo , sobre todo

Limo y arcilla ) Arcilla, sobre todo

Shale si es fi sible*

* Fisible se refi ere a rocas capaces de dividirse en planos muy cercanos unos de otros. • Figura 6.17

------

- - - -------- ·- ------- -------· ---- - - · --- - - ···----· ·----· - ------- ----- -·- ---·------ ----· Litifi cació n de sedimentos detríticos y cla sifi cación de la s rocas sedimenta rias detríti cas . Observemos que en la arena y la g rava se produce poca compactación.

..

la compactación es, generalmente, menos efectiva porque la cementación tiene lugar poco después del depósito. En cualquier caso, el cemento es carbonato cálcico proporcionado por la disolución parcial de algunas de las partículas en el depósito. ·

TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS

1

ásta ahora, hemos h ablado del origen del sedimento , su transporte, depósito y litificación. Ahora, veremos los tipos de rocas sedimentarias y cómo se clasifican. Las dos clases o tipos generales de rocas sedimentarias son detríticas y químicas, aunque esta última tiene una subcategoría conocida como bioquímicas (Tabla 6.2).

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Rocas sedimentarias detríticas Las rocas sedimentarias detríticas están formadas de detritos, las partículas sólidas, como arena y grava, derivadas de la roca madre. Todas las rocas sedimentarias detríticas tienen una textura elástica, lo que significa que están compuestas por partículas o fragmentos conocidos como clastos. Las diversas variedades de esta categoría general se clasifican por el tamaño de las partículas constituyentes, aunque se utiliza la composición para modificar algunos nombres de rocas. Tanto el conglomerado como la brecha sedimentaria están compuestos por partículas de tamaño grava (Figura 6.1 7 y • Figura 6. l 8a, b ), pero el conglomerado tiene grava redondeada, mientras que la brecha sedimentaria tiene grava angulosa. El conglomerado es común, pero la brecha sedimentaria es rara, porque las partículas del tamaño grava se redondean muy rápidamente durante el trans.porte. Por tanto , si encontramos brecha sedimentaria, po-

TIPO S D E ROC AS S ED I M ENT ARíAS

167

Tabla 6.2

Clasificación de las rocas químicas y bioquímicas ROCAS SEDIMENTARIAS QUÍMICAS Textura

Composición

Nombre

Variable

Calcita (CaC0 3)

Caliza

Variable

Dolomita [CaMg(C0 3)2]

Dolom ía

Cristalina

Yeso (CaS0 4 ·2HzO)

Yeso

Cristalina

Halita (NaCI)

Sal de roca

Carbonatos

Evapo ritas

ROCAS SEDIMENTARIAS BIOQUÍMICAS Caliza (varios tipos, como creta y coquina)

Clástica

Conchas de calc ita (CaC0 3)

Normalmente cristalina

Conchas microscópicas alteradas de Si0 2

Sílex (diversas variedades de color)

Carbono de plantas terrestres alteradas

Carbón [lignito (hulla), antracita]

\ dem os suponer que su grava angulosa ha experimentado poco transporte, probablemente menos de un kilómetro . Es n ecesaria una energía considerable para transportar -grava, por lo que, normalmente, el conglomerado se encuentra en ambientes como cauces de corrientes y playas. La arena es sen cillamente una denominación de tamaño para partículas de entre 0 ,06 y 2 mm, por lo que

(a) Cong lomerado

cualquier mineral o fragmento de roca puede estar en la arenisca. Los geólogos reconocen distintas variedades de arenisca basándose en el contenido mineral (Figuras 6.1 7 y 6.18c). La arenisca de cuarzo (cuarzoarenita) es la más común y, como su nombre implica, está formada principalmente de gran os de cuarzo. Otra variedad de arenisca llamada arcosa contiene al menos un 25 % de feldespa-

(b) Brecha sedimentaria

(c) Aren isca de cuarzo (cuarzoarenita)

• Figura 6.18 Rocas sed imentarias detríticas. (a) Cong lomerado con partículas de grava redondeadas que miden de 4 a 5 cm de media . (b) La brecha se dimentari a está formada de grava angu losa. (c) Arenisca de cua rzo o cuarzoa renita. (d) Afloramiento de lutita fís il (shale) en Tennessee. Fuente: Sue Monro e

(d)

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CAPITULO

6

ME T E ORI ZAC IÓ N , SUE LO Y ROCAS SE DIME NTA RI AS

tos. Podemos encontrar areniscas en un gran núi;nero de ambientes de depósito, incluyendo cauces de corrientes, dunas de arena, playas, islas barrera, deltas y la plataforma continental. Lutita es un .término general que engloba a todas las rocas sedimentarias detríticas compuestas de partículas de tamaño arcilla y limo (Figura 6 . 17). Estas variedades incluyen la limolita , compuesta principalmente de partículas de tamaño limo, la lodolita, una mezcla de limo y arcilla, y la liitita arcillosa, compuesta principalmente de partículas del @maño arcilla. Algunas lutitas se denomínan shales o lutitas físil~s si presentan fisilidad , lo que significa que se rompen a lo largo de planos paralelos poco espaciados (Figura 6. l 8d). Incluso las corrientes débiles pueden transportar partículas del tamaño de la arcilla y el limo , y el depósito se produce sólo donde las corrientes y la turbulencia de fluidos son mínimas , como en las aguas tranquilas alejadas de la orilla de los lagos o en las lagunas.

Rocas sedimentarias químicas y bioquímicas Varios compuestos e iones que pasan a solución durante la meteorización química son la materia prima de las rocas sedimentarias químicas. Algunas de estas rocas

.

tienen una textura cristalina, lo que significa que están compuestas de un mosaico de cristales minerales entrelazados. Otras, sin embargo; tienen una textura elástica; por ejemplo, algunas calizas están compuestas por conchas marinas fragme .n tadas. Los organismos juegan un papel importante en el origen de las rocas sedimentarias químicas denominadas rocas sedimentarias bioquímicas. La caliza y la dolomía, las rocas sedimentarias químicas más abundantes, son conocidas como rocas carbonáticas, porque están formadas por minerales que contienen el ·radical de carbonato (C0 3 ). La caliza está formada por calcita (CaC0 3 ), y la dolomía está compuesta de dolomita [CaMg(C0 3 ) 2 ] (véase el Capítulo 3). Recordemos que la calcita se disuelve rápidamente en agua acidificada, pero la reacción química que lleva a la disolución es reversible, por lo que la calcita puede precipitar de la solución bajo algunas circunstancias. Por consiguiente, algunas calizas, aunque probablemente no muchas, se forman mediante precipitación química inorgánica. La mayor parte de la caliza es bioquímica porque los organismos son muy importantes en su origen , por ejemplo, la roca de los arrecifes de coral y la caliza compuesta de conchas marinas (• Figura 6. l 9a). Un tipo de caliza compuesta casi enteramente de conchas fragmentadas es la coquina (Figura 6. l 9b), y la creta es una va-

,

(a) Caliza con fósiles (b) Coquina

(d) Ooides

• Figura 6.19

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(e) Creta

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(a) Caliza con numerosas conchas fósiles. (b) La coquina está eompuesta de conchas rotas . (c) Acantilados de creta en Dinamarca. La creta está formada de conchas microscópica s. (d) Ooides actuales de hasta 2 mm de diámetro de las Bahamas.

TIPOS DE ROCAS SE DIME N TARIA S

(d)

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Carbón bituminoso (hulla)

• Figura 6.20

(a) Sal de roca

(e) Sílex

riedad blanda de caliza compuesta principalmente de conchas microscópicas (Figura 6. l 9c). Una variedad peculiar de caliza contiene pequeños granos esféricos llamados ooides que tienen un núcleo pequeño alrededor del cual han precipitado capas concéntricas de calcita (Figura 6. l 9d). Los depósitos litificados de ooides forman las calizas oolíticas. La dolomía es parecida a la caliza, pero la mayor parte o toda ella se formó de forma secundaria por la alteración de la caliza. Los geólogos coinciden en que la dolomía se origina cuando el magnesio sustituye parte del calcio de la calcita, convirtiendo así la calcita en dolomita . Algunas de las sustancias disueltas derivadas de la meteorización química precipitan del agua evaporada y forman unas rocas sedimentarias conocidas como evaporitas (Tabla 6.2). La sal de roca, compuestá de halita (NaCI) , y el yeso (CaS0 4 ·2H 2 0) son las más comunes (• Figura 6.20a, b) , aunque se conocen otras y algunas de ellas son recursos importantes. Comparadas con las lutitas, las aren.iscas y las calizas, las evaporitas no son muy comunes pero, no obstante, existen depósitos significativos en zonas como Michigan, Ohio, Nueva York, la región de la Costa del Golfo y Saskatchewan, Canadá. El sílex es una roca dura compuesta de cristales de cuarzo microscópicos (Tabla 6.2 y Figura 6.20c). Algunas de las variedades de color de sílex son el pedernal,

Rocas sedimentarias químicas y bioquímicas. (a) Testigo de sondeo de sa l de roca de un pozo de petróleo de Michigan. (b) Yeso. (c) Sílex, una roca du ra y densa formada de cri stales de cuarzo m.icroscóp icos. (d) Carbón bituminoso (hulla).

que es negro debido a las inclusiones de materia orgánica, y el jaspe, que es de color rojo o marrón por los óxidos de hierro. Como el sílex es duro y carece de exfoliación, puede modelarse para darle filo a sus bordes, por lo que ha sido utilizado para fabricar herramientas, puntas de lanza y flechas. El sílex se enc uentra en forma de masas irregulares o nódulos en otras rocas , especialmente en la caliza, y como capas definidas de sílex estratificado formado de diminutas conchas de o~anismos segregadores de sílice. El carbón está compuesto de restos de plantas terrestres alterados y compactados, pero es una roca sedimentaria bioquímica (Figura 6.20d). Se forma en ciénagas y marismas donde el oxígeno del agua es insuficiente o donde la materia orgánica se acumula más rápido de lo que se descompone. En las ciénagas y marismas de oxígeno insuficiente, las bacterias que descomponen la vegetación pu eden vivir sin oxígeno, pero sus desechos deben oxidarse, y como hay poco o nada de oxígeno, se acumulan m a tando a las bacterias. La descomposición bacteriana cesa y la vegetación no se descompone del todo, formando el estiércol orgánico. Cuando se entierra y comprime, el estiércol se convierte en turba, que parece tabaco de pipa grueso. En los lugares donde la turba es abundante, como en Irlanda y Escocia, se utiliza" como combustible.

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CAPITULO

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M ETE ORIZACIÓ N , SUELO Y RO CAS SED IME NTAR I AS

La turba representa el primer paso para la formación del carbón. Si la turba se entierra y se comprime a mayor profundidad, y especialmente si también se calienta, se convierte en un carbón negro mate llamado lignito. Durante este cambio, los elementos volátiles o fácilmente vaporizados son liberados , enriqueciendo los residuos en carbono; el lignito tiene alrededor de un 70% de carbono, mientras que en la turba sólo hay un 50%. El carbón bituminoso (hulla), con un 80% de carbono, es denso y negro, y está tan intensamente alterado que los restos de las plantas casi no se ven: Se quema más eficientemente que el lignito, pero el carbón de nivel más alto es la antracita, un tipo metamórfico de carbón (véase el Capítulo 7), que contiene hasta un 98 % de carbono.

Mar abierto

FACIES SEDIMENTARIA~! i analizamos lateralmente una capa de sedimento o roca sedimentaria, normalmente cambia de composición, textura, o ambas. Cambia por la gradación lateral resultante de la operación simultánea de diferentes procesos en los ambientes de depósito adyacentes Por ejemplo, la arena puede depositarse en un ambiente marino de energía alta cerca de la costa, mientras que el fango y los sedimentos de carbonato se acumulan simultáneamente en los ambientes de mar adentro de energía baja, lateralmente adyacentes (• Figura 6.21). El depósito en cada uno de estos am-

Litoral

Baja__ energía Alta_ energía ,______ __ _ ....,,__ _

~~ 1

Facies de · calizas

Facies de lutitas

Facies de areniscas

(a)

(e)

(b)

(f)

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(d)

• Figura 6.21

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Superficie previa del terreno

Superficie previa del terreno

(h)

------·---- - - - - - - · - - - - - -

(a-c) Tres etapas de trasgresión marina. (d) Vista esquemática de la secuencia vertical de facies resu ltante de una trasgresión. . (e-g) Tres etapas de regresi ó n marina. (h) Secuencia vertical de facies resultante de una regresió n.

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L E YENDO L A HI S TORIA E N LAS RO C AS SE DIME N TARIA S

bientes produce facies sedimentarias, cuerpos de sedimentos cada uno con atributos biológicos, químicos y físicos distintivos. La Figura 6.21 ilustra tres facies sedimentarias. Una facies de arena, una facies de fango y una facies de carbonato. Si estos sedimentos se litifican, son facies de areniscas, lutitas (o lutitas físiles) y calizas, respectivamente. Muchas rocas sedimentarias del interior de los continentes muestran clara evidencia de depósito en ambientes marinos. Por ejemplo, las capas de la roca de la Figura 6.2ld están compuestas de una facies de areniscas que fue depositada en un ambiente marino del litoral, superpuesta por facies de lutitas y calizas depositadas en ambientes de mar abierto. Los geólogos explican esta secuencia vertical de facies por el depósito ocurrid~ en un tiempo en el que el nivel del mar se elevó con respecto a los continentes. Cuando sube el nivel del mar, la línea de costa se desplaza tierra adentro, dando origen a una trasgresión marina(• Figura 6.21) y los ambientes de depósito paralelos a la costa migran hacia la tierra. Como resultado de una trasgresión marin.a, las facies de mar abierto se superponen sobre las facies del litoral, explicando así la sucesión vertical de facies sedimentarias. Aunque el ambiente del litoral sea largo y estrecho en un momento determinado, el depósito tiene lugar de manera continua a medida que el ambiente migra hacia la tierra. El depósito de arena puede tener de decenas a cientos de metros de grosor pero tiene unas dimensiones horizontales de longitud y ancho que se miden en cientos de kilómetros. · Lo contrario a una trasgresión marina es una regresión marina (Figura 6.2le-h). Si el nivel del mar desciende con respecto a un continente, la línea de costa y los ambientes paralelos a ella se mueven hacia el mar. La secuencia vertical producida por una regresión marina tiene facies del ambiente del litoral superpuestos sobre facies de ambientes de mar abierto. Las regresiones marinas también explican el depósito de una facies sobre una zona geográfica grande.

LEYENDO LA HISTORIA EN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS a mencionamos en la Introducción que las rocas sedimentarias preservan un registro de las condiciones bajo las que se han formado. Sin embargo, no había nadie presente cuando se depositaron los sedimentos antiguos, por lo que los geólogos deben evaluar aquellos aspectos de las rocas sedimentarias que les permitan hacer inferencias sobre el ambiente de-

171

posicional original. Y hacer dichas determinacíones tiene un interés más que académico; Por ejemplo, los depósitos de arena de las islas barrera son buenas reservas de hidrocarburos, por lo que conocer el ambiente deposicional y la geometría de estos depósitos es útil en la exploración en busca de recursos. Las texturas sedimentarias como la selección y redondez pueden ofrecer pistas ·sobre los procesos de depósito. Las arenas de las dimas llevadas por el viento tienden a estar bien seleccionadas y redondeadas, pero la mala selección es típica de los depósitos glaciares. La geometría o forma tridimensional es otro aspecto importante de los cuerpos de roca sedimentaria. Las tras~ gresiones y regresiones marinas producen cuerpos de sedimentos con una geom~tría en forma de lámina, pero los depósitos de arena en los cauces de las corrientes son largos y estrechos , y se dice de ellos que tienen una geometría acordonada. Normalmente, la geometría y las texturas sedimentarias por sí solas son insuficientes para determinar el ambiente deposicional, pero cuando se consideran junto con otras propiedades de las rocas sedimentarias, especialmente estructuras sedimentarias y fósiles, permiten a los geólogos determinar la historia de un depósito de manera fiable.

Estructuras sedimentarias Los procesos físicos y biológicos que se producen en los ambientes de depósito son los responsables de una variedad de características conocidas como estructuras sedimentarias. Una de las más comunes son las inconfundibles capas conocidas como estratos y láminas (• Figura 6-. 22a), con capas individuales desde menos de un milímetro hasta muchos metros de grosor. Estos estratos y láminas están separados unos de otros por superficies superiores e inferiores en las que las rocas difieren en composición, textura, color, o una combinación

Oué haría Vive en el interior continental donde las capas de las rocas sedimentarias horizontales están al descubierto. Algunos residentes locales le hablan de un lugar cercano donde arenisca y lutita con fósiles de dinosaurios están superpuestas primero por una arenisca con conchas marinas, después por lutita físil y, finalmente, por caliza que contiene los restos de almejas, ostras y corales. ¿Cómo explicaría la presencia de fósiles, especialmente fósiles marinos tan lejos del mar, y cómo llegó a depositarse esta secuencia vertical de rocas?

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CAPITUL O

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METEOR I ZAC I ÓN , SUE LO Y RO CAS SED I MENTAR IAS

(a)

dos hacia abajo en la misma dirección en la que fluía la corriente. Por tanto ; los depósitos antiguos con estratos cruzados inclinados hacia el sur, por ejemplo , indican que las corrientes responsables fluían de norte a sur. Algu n as capas de roca sedimentaria individual es muestran una disminución de tamaño de grano en sentido ascendente, llamada estratificación gradada, formada principalmente por d epósitos de corrientes de turbidez. Una corriente de turbidez es un flujo submarino de agu a y sedimentos con una mayor densidad qu e el agua sin sedimentos. Debido a esta mayor de nsidad , una corriente de turbidez fluye en sentido descende nte h asta que alcanza el fondo marino relativamente plano, dond e se ralentiza y empieza a depositar partículas gran des, seguidas por otras más pequeñas progresivamente (• Figura 6.23). La estratific ació n gradada también p u ede forma rse en los cauces de las corrientes durante las etap as m enguantes de las inundaciones. Las superficies que separan las capas en los depósitos de aren a tienen normalmente rizaduras , pequeñas crestas con senos interm edios, lo que les da una apa-

Talud continental

(b)

• Figura_ 6_ .2_2_ _ _ __ (a) La estratificación es obvia en estas capas alternantes de lutitas (lutitas físil es en este caso) y aren iscas. (b) Estratificació n cruzada en una are nisca ant igua de Montana. El martil lo es de unos 30 cm de largo:

de características. En casi todas las rocas sedimentarias existe una estratificación de algún tipo , pero hay algun as, como la caliza formada en a rrecifes de coral, qu e carecen de esta característica. Muchas rocas sedimentarias están caracterizadas por estratificación cruzada, en la que las capas están formando un ángulo con la superficie sobre la que se depositan (Figura 6.22b). Encontramos estratificación cruzada en muchos ambientes de depósito, como las dunas de arena del desierto y a lo largo de la costa, así como e n depósitos en cauces de corrientes y sedimentos m arinos someros. Invariablemente, la estra tificación cruzada es el resultado del transporte y depósito por el viento. o corrie ntes de agua, y los estratos cruzados están inclina-

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Lea~ning

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(a)

Fondo mari no

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Segú n d isminuye la ve locidad de la corriente de turbidez, se van depositando las partículas más g randes, seguidas de otras más pequeñas

Estrato gradado

(b)

• Figura 6.23 ----- Estratifi cac ión gradada. (a) La co rriente de tu rbidez flu ye hacia abajo a lo largo del fondo oceánico (o el fondo de un lago) porque es más densa que el agua libre de sedimentos. (b) El depósito de una capa gradada tiene lugar cua ndo el fl ujo se ralentiza y deposita partículas progresivamente más pequeñas.

.,

LEYENDO LA HI STO RI A EN L AS ROCAS SED I MENTAR I AS

riencia ondulada. Algunas rizaduras son asimétricas en corte transversal, con una ligera pendiente en un lado y una pendiente más pronunciada e n el otro. Las corrientes que fluyen en una dirección, como en los cauces de las corrientes , generan las llamadas rizaduras de corriente(• Figura 6 .2 4a, b). Y como la pendiente pronunciada de es tas rízaduras está en el lado que da corriente abajo, son buenas indicadoras de la dirección de corrientes antiguas. Por el contrarío, las rizaduras de oleaje tienden a ser simétricas en el corte transversal y, como su nombre índica , son generadas por el movimiento de vaivén de las olas. Cua ndo el sedimento rico en a rcilla se seca, se encoge y desarrolla fracturas e n intersección llamadas grietas de desecación (• Figura 6.25). Las grietas· de desecación en las rocas sedimentarias antiguas indican que el sedimento se depositó en un ambiente en el que tuvo lugar una desecación p eriódica, como por ejemplo e n la llanura de inundación de un río, cerca de la orilla de un lago o allí donde los depósitos de fango quedan expuestos a lo largo de la costa durante la marea baja.



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173

Fósiles, restos y rastros de vida antigua Los fósiles, restos o rastros de organismos antiguos, son interesantes como evidencia de la vida prehistórica (• Figura 6.26), y también son importantes a la hora de determinar los ambientes de depósito . La mayoría de la gente está familiarizada con los fó siles de dinosaurios y otros animales terrestres, pero no son conscientes de que los fósiles de los invertebrados , animales que carecen: de una cofomna vertebral segmentada, como los corales, almejas , ostras y una variedad de microorganismos, son mucho más útiles porque son muy comunes. Es cierto que los restos de las plantas y criaturas terrestres puéden ser arrastrados a ambientes marinos , pero la mayoría están preservados e n rocas depositadas e n la tierra o, quizá, . en ambientes de transición como los deltas. Por el contrarío, los fósiles de los corales nos dicen que las rocas en las que están preservados fueron depositadas e.n el océano. Las almejas con conchas fuertes viven, normalmente , en aguas marinas turbulentas someras, mientras que

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• Figura 6.24 Rizaduras. (a) Las rizad uras de corri ente se forman en respuesta al fl ujo en una dirección, como en el ca uce de un a corri ente. La ampliación de una rizad ura mu estra su estructura intern a. Observemos que las láminas ind ividuales dentro de la rizadura est án incl in adas, mostrando un ejemplo de estratificación o laminación cruzada . (b) Ri zaduras de corriente que se formaron en un cauce pequeño; el fl ujo era d e derecha a izquierda. (c) Las corrientes de oscil ación de las o las en ·aguas so meras deforman la superficie de la ca p a de arena en rizadu ras de oleaje. (d) Ri zadu ras de o leaje en arena de agua marina some ra.

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M ETEO RI ZAC IÓ N, SUELO Y RO CAS SE DIM ENTA RI A S

(a)

(b)

• Figura 6.25 (a) Las grietas de desecación se forma n en sedimentos ricos en arcilla cuando se secan y contraen. (b) Grietas de desecación en rocas antiguas en el Parque Nacional G lacier, Montana. Observemos que la s g rietas están rellenas de sedimentos.

los organismos que viven én ambientes de baja energía suelen tener conchas finas y frágiles. Los organismos marinos que realizan la fotosíntesis están limitados a la zona de penetración de ·la luz solar, que es, normalmente, a menos de 200 rp.. La cantidad de sedimento es también un factor limhador en la distribución de los organismos. Muchos corales viven en aguas claras y someras porque el sedimento en suspensión obstruye sus órganos respiratorios y de recolección de comida, y algunos tienen algas que realizan Ja fotosíntésis viviendo en sus tejidos . -

Los microfósiles son particularmente útiles para los estudios de los ambientes porque se pueden recuperar cientos o incluso miles de pequeñas muestras de roca. En las operaciones de las perforaciones petrolíferas, salen a la superficie pequeñas esquirlas de roca conocidas como ripios de son.deo. Estas muestras pueden contener numerosos microfósiles, pero raramente contienen fósiles enteros de organismos más grandes. Estos fósiles son utilizados· rutinariamente para determinar los ambientes de depósito y para correlacionar rocas de la misma edad relativa (véase el Capítulo 17).

Cómo determinar el ambiente deposicional

• Figura 6.26 Fósi les. Conchas de animales marinos extintos conocidos como cor¡;¡les cuerno.

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Los geólogos se basan en las texturas, estructuras sedimentarias y fósiles para interpretar cómo fue depositado un cuerpo de roca sedimentaria en particular. Además, comparan las características observadas en rocas antiguas con aquéllas de los depósitos que se están formando hoy en día. En resumen, las rocas sedimentarias proporcionan un registro de muchos acontecimientos que tuvieron lugar en el pasado. Pero ¿tenemos motivos justificados para utilizar los ambientes y procesos actuales para sacar conclusiones sobre lo que sucedió cuando no había observadores humanos presentes? Quizá algunos ejemplos nos ayuden a contestar a esta pregunta. La Arenisca Navajo del suroeste de los Estados. Unidos es un depósito antiguo de dunas de desierto que se formó cuando los vientos dominantes soplaban desde el

LEYENDO LA HISTORIA EN LAS RO CAS SEDIMENTARIAS

175

El león de arenisca l. Monumento de l León de 9 metros de long itud de Lucerna, Su iza, fue escu lpido en arenisca en 1821 como monumento con memorativo de los cerca de 850 soldados que murieron durante la Revo lución Francesa de 1792 en París(• Fi g ura 1a). Lukas Ahorn esculpió el monumento en la pared de arenisca de una cantera; la inscripción que hay encima del león hace honor a la lea ltad y coraje de los su izos. Un oficial de permi so en la época de la bata ll a en París d io los primeros pasos para levantar el monumento. Observemos q ue las capas de arenisca están in cli nadas hacia abaj o o buzando hacia la izq uierda unos 50 grados. Podríamos postul ar que (1) las capas o ri ginales estaban horizonta les y, senci ll amente, se incl inaron 50 grados hasta esta posició n, o (2) quizá rotaro n 140 grados desde su posición original de manera q ue ahora las capas est án boca abajo, o invertidas en lenguaje geo lóg ico. Para reso lver est e prob lema, debemos determi nar cuál de las capas estaba en la parte superior de la secuencia o ri gina l de capas y es, por tanto, la más recie nte. En la Figu ra 1b, observemos q ue los estratos cruzados ti enen un contacto angu lar agudo co n las capas más recientes que tienen encima, mient ras que est án casi parale las con las rocas más antiguas de d ebajo. Po r consigu ient e, sacamos la con clu sión de que la capa de roca más reciente es la situada hacia la pa rte superior izq ui erda y qu e las capas de roca no se han dado la vue lta. Habiendo determinado qué capa es la más ant igua y cuál la

E

(b)

más reciente, ahora sabemos que cua lq uier roca expuesta a la derecha de la imagen es más antigua que las mostradas y, po r supuesto, cua lquiera que haya a la izqu ierda es más reciente. Sin embargo, es importante observar que sólo hemos det erm inado edades relati vas, es decir, qué capas son más antiguas frente a las más recientes. N ada en esta imagen nos d ice la edad absoluta en número de años antes de l presente. En el Capítu lo 17 estu d iamos con más profundidad las edades abso luta y relat iva.

• Figura 1

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(a) Monument o del León, en Lucerna, Suiza. (b) La estratificación cruzada muestra contacto angular agudo con rocas más recientes situadas encima y cont acto cas i paralelo con las rocas más antiguas de debajo. Fuente: Sue Monroe

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MET E OR I ZAC I ÓN , SUELO Y RO C AS SE D I ME N T A R I AS

nord es te . ¿Qué evidencias justifican esta conclusión? Esta arenisca de 300 m de grosor está formada de granos de aren a bien seleccionados y redondeados que miden entre 0 ,2 -0,5 mm de diámetro . Además, tiene estratos cruzados de hasta 30 m de altura y rizaduras de corriente, ambas cosas típicas de las dunas de los desiertos. Algunas de las capas de arena h a n preservado rastros de dinosaurios y de otros animales terrestres, descartando la posibilidad de un origen marino. En res umen, la Arenisca Navajo posee varias características que señalan a un ambiente deposicional de dunas desérticas. Por último, los estratos cruzados están inclinados hacia abajo y hacia el suroeste, lo que indica que los vientos dominantes venían del nordeste. En el Gran Cañón de Arizona h ay varias formaciones expuestas; una formación es una unidad de roca ampliame nte distribuida, especialmente roca sedimentaria, que es notoriamente diferente de las rocas superiores e inferiores. En la parte inferior del cañón, hay una secuencia vertical formada por la are nisca Tapeats, la lutita físil BrightAngel y la caliza de Muav (• Figura 6.27); todos ellas contienen características, incluidos fósiles, que son claros indicadores de que fueron depositados en ambientes marinos y transicionales. En realidad, las tres se formaron simultáneamente en ambientes adyacentes diferentes, y durante una trasgresión marina fueron depositados en la

• Figura 6.27 ~~~~~~~~~-

Rocas sedimentarias antiguas y su interpretación. Vista de tres forrri.aciones en el Gran Cañón de Arizona. Estas rocas fueron depositadas durante una trasgresión marin a. Co mpare con la secuencia vertical de ro cas de la Figura 6.21 d.

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secuencia vertical que ahora vemos. Se ajustan estrechamente a la secuencia que mostramos en la Figura 6.2ld.

RECURSOS IMPORTANTES EN ROCAS SEDIMENTARIAS os usos de sedimentos y rocas sedimentarias o de los materiales que contienen varían considerablemente. La arena y la grava son esenciales en la industria de la construcción, los depósitos de arcilla pura se utilizan en la cerámica y la caliza se utiliza en la fabricación de cemento y e n altos hornos, donde la mena de hierro se refina para fabricar acero.. Las evaporitas son la fuente de la sal de mesa, así como de un gran número de compuestos químicos , y el yeso se utiliza para fabricar placas para tabiques. La roca sedimentaria portadora de fosfatos se utiliza en fertilizantes y suple mentos alimentarios para animales. Podemos encontrar algunos depósitos sedimentarios valiosos en corrientes y playas, donde los minerales se concentraroi; durante el transporte y el depósito. Estos depósitos de placer, como se los lla ma, son acumulacion es superficiales resultantes de la separación y concentración de materiales de una de nsidad mayor de aquellos con menor densidad . Gran parte del oro recogido durante las etapas iniciales de la fiebre del oro en California (1849~ 18 5 3) fue extraído de depósitos de placer, y los placeres de un cierto número de diferentes minerales, como diamantes y estaño, son importantes. Históricamente, la mayor parte del carbón extraído en los Estados Unidos ha sido carbón bituminoso de la región de los Apalaches , qu e se formó en marismas costeras durante el período Carbonífero (entre 286 y 320 millones de años atrás). Los depósitos enormes de lignito y de carbón subbituminoso del oeste de Estados Unidos se es tán haciendo cada vez más importantes. Durante 2002, se extrajeron más de mil millones de ton eladas de carbón en ese país, más de la mitad de minas de Wyoming, el oeste de Virginia y Kentucky. La antracita (véase el Capítulo 7) es especialmente deseable, porque quema más eficientemente que otros tipos de carbón. Desafortunadamente, es la variedad m enos común, por lo que la mayor parte del carbón utilizado p ara calentar edificios y generar electricidad es bituminoso (Figura 6.20d). El coque, una sustancia dura y gris compuesta de la ceniza fundida del carbón bituminoso, se utiliza en los altos hornos donde se produce el acero. El gas y el petróleo sinté tico y un cierto número de otros productos se fabric an también a partir de.! carbón bituminoso y del lignito.

RECURSOS IMPORTA NTES EN ROCAS SE DIM ENT ARI AS

El petróleo y el gas natural El petróleo y el gas natural son ambos hidrocarburos, lo ' que significa que están compuestos de hidrógeno y de carbono. Los restos de organismos microscópicos se . asientan en los fondos oceánicos, o en algunos casos en el fondo de un lago, donde hay poco oxígeno para descomponerlos. Si se encuentran sepultados debajo de capas de sedimentos, se calientan y transforman en petróleo y gas natural. La roca en la que se forman los hidrocarburos se_conoce como roca madre, pero para que se acumulen en cantidades económicas, deben migrar de la roca madre a aloún tipo de roca almacén. Y por úl"' timo, la roca almacén debe tener una roca de tapa; si no, los hidrocarburos con el tiempo alcanzarían la superficie y escaparían(• Figura 6.28). Las rocas almacén efectivas deben tener un espacio poroso apreciable y buena permeabilidad, la capacidad de transmitir fluidos ; si no, - los hidrocarburos no pueden ser extraídos de ellas en cantidades razonables. Muchos almacenes de hidrocarburos consisten en areniscas marinas del litoral con rocas madre ricas en sustancias orgánicas y de grano fino cercanas. Estas trampas

(a)

Roca madre

177

de petróleo y gas se llaman trampas estratigráficas, porque deben su ·existencia a variaciones en los estratos (Figura 6.28a). Los arrecifes de coral antiguos son también buenas trampas estratigráficas. De hecho , parte del petróleo del Golfo Pérsico y de Michigan está atrapado en antiguos arrecifes. Las trampas estructurales se producen cuando las rocas se deforman mediante pliegues, fracturas, o ambas cosas. En rocas sedimentarias que se han deformado en una serie de pliegues, los hidrocarburos migran a las partes superiores de estas estructuras (Figura 6.28b). El desplazamiento de rocas en las fallas (fracturas a lo largo de las cuales se ha producido movimiento) también produce trampas para hidrocarburos (Figura 6.28b). Otras fuentes de petróleo que probablemente cobrarán mayor importancia en el futuro son las lutitas bituminosas y las arenas asfálticas. Estados Unidos tiene alrededor de dos tercios de todas las lutitas bituminosas conocidas, aunque se conocen grandes depósitos en Sudamérica, y todos los continentes tienen algo de lutitas bituminosas. Los depósitos más ricos de Estados Unidos están en la Formación de Río Verde, en Colorado, U tah y Wyoming. Cuando se utilizan los procesos de extracción adecuados, se pueden pro_d ucir petróleo líquido y gases combustibles a partir de una sustancia orgánica llamada lwrógeno de la lutita bituminosa. Las lutitas bituminosas de la formación de Río Verde producen entre 1O y 140 galones de petróleo por tonelada de roca procesada, y la cantidad total de petróleo recuperable con los procesos actuales se estima en 80 mil millones de barriles . Actualmente, no se produce petról~o de lutita bituminosa en Estados Unidos, porque las perforaciones convencionales son más económicas. La aren'a asfáltica es un tipo de arenisca en la que hidrocarburos viscosos tipo asfalto llenan los espacios porosos. Esta sustancia es el residuo pegajoso del petróleo una vez líquido del que han desaparecido los constituyentes volátiles. Pu ede recuperarse petróleo líquido de la arena asfáltica, pero para que esto ocurra, hay que extraer y procesar grandes cantidades de roca. Como Estados Unidos tiene pocos depósitos de arena asfáltica, no puede considerar esta foente como un recurso de energía significativo para el futuro. Sin embargo, las arenas asfálticas de Athabaska, en Alberta, Canadá, son unos de los depósitos más grandes de este tipo. Estos depósitos se están explotando actualmente y se estiipa que contienen varios cientos de miles de millones de barriles de petróleo recuperable.

(b)

• Figura6~ -----

----- - - - - -

Trampas de petróleo y de gas natural. Las flechas indican la migración de hidrocarburos. (a) Dos ejemplos de trampas estratigráficas. (b) Dos ejemplos de trampas estructurales, una formada por pliegues, la otra por fallas_

Uranio La mayor parte del uranio utilizado en los reactores nucleares de Norteamérica proviene del mineral complejo carnotita, portador de vanadio, -uranio y potasio, encon-

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J

CAPÍTULO

6

M ETE ORI Z ACIÓN, SUE L O Y ROCAS S E DIMENTARIAS

trado en algunas rocas sedimentarias. Parte del uranio procede también de la uraninita (U0 2 ), un óxido de uranio que se encuentra en rocas graníticas y en vetas hidrotermales. La uraninita se oxida y disuelve fácilmente en el agua subterránea, siendo transportada a otra parte donde se reduce químicamente y precipita en presencia de materia orgánica. Las menas de üranio más ricas de Estados Unidos se extienden por el área de la Meseta del Colorado y partes adyacentes de Wyoming, Utah, Arizona y Nuevo México. Estas menas, formadas por incrustaciones y masas bastante puras de carnotita, están asociadas con restos de plantas eff areniscas que se formaron en cauces de corrientes antiguos .. Aunque la mayoría de estas menas están relacionadas con restos de plantas fragmentarias, algu~os árboles petrificados también contienen grandes cantidades de uranio. También podemos encontrar grandes reservas de rriena de uranio de bajo grado en la lutita físil Chat-

G EO

tanooga. El uranio se disemina finamente en esta lutita negra rica en materia orgánica que subyace grandes zonas por debajo de varios estados, incluidos Illinois, Indiana, Ohio, Kentucky y Tennessee. Canadá es el mayor productor y exportados de uranio del mundo.

Formación de hierro bandeado La roca sedimentaria química conocida como formación de hierro bandeado está formada de capas finas alternantes de sílex y minerales de hierro, principalmente los óxidos de hierro hematites y magnetita. Las formaciones de hierro bandeado están presentes en todos los continentes y son el origen de la mayor parte de las menas de hierro explotadas en el mundo hoy en día. Hay enormes formaciones de hierro bandeado en la región del Lago Superior de Estados Unidos y .Canadá y en el Labrador Trough, al este de Canadá. Hablaremos del origen de las formaciones de hierro bandeado en el Capítulo 19 .

,,

RECAPITULACION Resumen del capítulo • La meteorización mecánica y química desintegran y descomponen la roca madre, de manera que está más en equilibrio con las nuevas condiciones físicas y químicas. Los productos de.la meteorización incluyen partículas sólidas y sustancias en solución. • La meteorización mecánica incluye procesos como la gelifracción, la descompresión, la cristalización salí- · na, la expansión. y contracción térmica y las actividades de los organismos. Las partículas liberadas mediante la meteorización mecánica mantienen la composición química de la roca madre. • Los procesos de meteorización química de disolución, oxidación e hidrólisis producen cambios químicos en la roca madre. Los minerales de la arcilla y las sustancias en solución se forman durante la meteorización química.

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• La meteorización mecánica ayuda a la meteorización química disgregando la roca madre en fragmentos más pequeños, exponiendo así más área de superficie. • La meteorización mecánica y química producen regolito, parte del cual es suelo si está compuesto de sólidos, aire, agua y humus , y soporta el crecimiento de vegetación. • Los suelos están caracterizados por horizontes, que se designan, en orden descentente como O, A, By C. Los horizontes del suelo se diferencian unos de otros en textura, estructura, composición y color. • Los suelos llamados pedalfer se desarrollan en regiones húmedas, mientras que los suelos de las regiones áridas y semiáridas se denominan pedo~al. La laterita es un suelo que se origina como

T É RMI N OS CLAV E

resultado de la meteorización química intensa en los trópicos. Las lateritas so.n profundas y rojas, y . son fuente de menas de aluminio si se derivan de rocas madre ricas en aluminio.

179

preexistentes. Las rocas sedimentarias químicas se derivan de sustancias en solución por procesos químicos inorgánicos, actividades bioquímicas u organismos. Los geólogos también reconocen una subcategoría llamada rocas sedimentarias bioquímicas ,

• La erosión del suelo, provocada principalmente por erosión por acanaladuras y laminar, es un problema en algunas zonas. Las prácticas humanas, como la construcción, agricultura y deforestación, pueden acelerar las pérdidas de suelo por erosión.

• Las facies sedimentarias son cuerpos de sedimento o roca sedimentaria que son diferenciables de sedimentos o rocas adyacentes.

• Las partículas sedimentarias se designan en orden de tamaño decreciente como grava, arena, limo y arcilla.

• Algunas facies sedimentarü,is están ampliamente . distribuidas geográficamente porque fueron depositadas durante trasgresiones o regresiones marinas.

• Las partículas sedimentarias se redondean y seleccionan durante el transporte, aunque el grado de redondez y selección depende del tamaño de la partícula, la distancia que recorre y el proceso de · depósito.

• Las estructuras sedimentarias como la estratificación, estratificación cruzada y rizaduras ·se forman normalmente en los sedimentos cuando se depositan, o poco después.

• Cualquier área en la que se deposita sedimento es un ambiente deposicional. Los principales asentamientos de depósito son continental, transicional y marino, cada uno de ellos incluye varios ambientes de depósito específicos. • La litificación implica compactación y cementación, que convierten el sedimento en roca sedimentaria. La sílice y el carbonato cálcico son los cementos químicos más comunes, pero los cementos de hidróxido de hierro y de óxido de hierro son importantes en algunas rocas. • Las rocas sedimentarias detríticas están formadas por partículas sólidas procedentes de rocas

• Los geólogos determinan los ambientes de depósito de rocas sedimentarias antiguas mediante el estudio de las texturas y estructuras sedimentarias, examinando los fósiles y haciendo comparaciones con procesos de depósito actuales. • La meteorización química intensa es la responsable del origen de concentraciones residuales, muchas de las cuales contienen minerales valiosos como hierro, plomo, cobre y arcilla. • Muchos sedimentos y rocas sedimentarias, incluidos la arena, grava, evaporitas, carbón y formaciones de hierro bandeado, son recursos importantes. La mayor parte del petróleo y del gas natural se encuentra en rocas sedimentarias.

Términos clave ambiente deposicional (pág. 164) cementación (pág. 165) compactación (pág. 165) cristalización salina (pág. l 5 3) degradación ·del suelo (pág. 16 l) descompresión (pág.152) disolución (pág. 154) domo de exfoliación (pág. 152) erosión (pág. 150) estratificación cruzada (172) estratificación gradada (172) estratos (pág. l 71) estructura sedimentaria (pág. l 71) evaporita (pág. 169) expansión y contracción térmica (pág. 153)

facies sedimentarias (pág. l 71) fósil (pág. 173) gelifracción (pág. 152) grieta de desecación (173) hidrólisis (pág. 156) horizonte del suelo (pág. 159)' láminas (pág. l 71) laterita (pág. 159) litificación (pág. 165) meteorización (pág. 150) meteorización diferencial (pág. 15 l) meteorización esferoidal (pág.157) meteorización mecánica (pág. 151) meteorización química (pág.15 3) oxidación (pág. 155) pedalfer (pág. 159)

pedocal (pág. 159) regalito (pág. 158) regresión marina (pág. 1 71) rizadura (pág. 1 72) roca carbonática (pág. 168) roca madre (pág. 150) roca sedimentaria (pág.163) roca sedimentaria bioquímica (pág. 168) roca sedimentaria química (pág. 168) roca sedimentaria detrítica (pág. 166) sedimento (pág. 163) suelo (pág. l 5 8) talud (pág. 152) trasgresión marina (pág. 1 71)

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CAPITULO

6

MET E ORIZA C IÓ N , SUE LO Y RO C AS SE DIME N T A RI A S

Cuestiones de repaso l.

Una secuencia vertical de rocas sedimentarias en la que facies del litoral se superponen a facies de mar abierto es resultado de: a. _ _ _ depósito por corrientes de turbidez; b.+ - -una regresión marina; c. ___depósito en corriente meandriforme; d. ___compactación y cementación de evaporitas; e. ___granitización.

2.

Un componente esencial de los suelos es materia orgánica parcialmente descompuesta conocida como:

5.

La dolomía se forma a partir de la caliza cuando: a. ___la caliza pierde parte de su agua; b. _ _ el depósito de evaporita tiene lugar en una laguna; c. _ __la materia orgánica se acumula en una marisma; d. ___la arena se deposita sobre una capa de lodo; e .---t-parte del calcio de la caliza se sustituye por magnesio.

6.

¿Cuál de los siguientes no es un proceso de meteorización química?: a. _ __ cristalización salina; b._x_gelifracción; c. _ __ oxidación; d. ___descompresión; e. _ __ expansión y contracción termal.

7.

El horizonte C se diferencia de los demás horizontes del suelo en que: a. _ _ _es el más fértil; b. _ __es el qué más tiempo se ha meteorizado; -c. _ _ está formado de sulfato de sodio; d. _ _ _ contiene la mayor cantidad de humus; e._'_(_tiene una gradación hasta la roca madre.

8.

Un depósito de sedimento detrítico caracterizado como mal seleccionado tiene: 'ª· ___ una gran cantidad de cemento de carbonato cálcico; b. _ _ estratificación cruzada y rizaduras de corriente; c. _ _ partículas de tamaños notablemente diferentes; .

a.~humus;

b. _ _ regolito; c. _ _ talud; d. _ _ _ montera de hierro; e. _ _ _ ácido carbónico . . 3.

4.

Si hay una pequeña cantidad de ácido carbónico en agua subterránea, _ __ se disuelve rápidamente: a. _ _ el pedocal; b. ___los domos de exfoliación; c._::t :Ja caliza; d. ___el manganeso; e. _ _ la laterita. La estratificación cruzada preservada en las rocas sedimentarias es un buen indicador de: a. _ _la intensidad de la actividad orgánica; b.__Jf_direcciones de corrientes antiguas; c.___l&_la cantidad de cemento de sílice; d. _ _ lo antiguas que sonlas rocas; e._~_si las rocas contienen o no recursos importantes.

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AC TI VID A D ES E N LA W ORLD WID E WEB

d. ___más silicatos ferromagnesianos que silicatos no ferromagnesianos; e. _ _cemento de óxido de hierro. 9.

1O.

11.

12.

13.

La descompresión es el proceso principal responsable de: a. ___la meteorización esferoidal; b. _ _los domos de exfoliación ; c. ___ menas residuales; d. _ _levantamiento por helada; e. _ _degradación del suelo. La meteorización esferoidal se produce porque: a. ___las esquinas y bordes de las piedras se meteorizan más rápido que las superficies llanas; b. _ _ los óxidos de aluminio son casi insolubles; c. _ _la oxidación cambia la caliza a dolomía; d .___para empezar, las rocas producidas naturalmente son esféricas; e. ___la expansión y contracción termal son muy efectivas. La litificación implica cementación y___ : a.___sustitución; b. ___compactación; c. _ _ _ inversión; d. _ __granitización; e. _ __perforación de cámaras subterráneas. Las trampas de petróleo y gas natural formadas por el pliegue y fractura de las rocas son conocidas como trampas_.__ : a. ___ litológicas; b. ___ de compactación; c. ___ estratigráficas; d. _ __ de composición; e. ___ estructurales. En uno de nuestros parques nacionales se observa una secuencia vertical de areniscas en la base

181

seguidas, en sentido ascendente, por lutitas y calizas, cada uno de ellas con almejas y corales fósiles. Ofrezca una explicación de la historia de estas rocas. Es decir, cómo fueron depositadas y cómo llegaron a superponerse en la secuencia observada. 14.

¿En qué se diferencia y cómo contribuye la meteorización mecánica a la química?

15.

Dibuje perfiles de suelo de regiones húmedas y semiáridas, y enumere las características de cada uno de ellos.

16.

¿De qué manera o maneras fundamentales se diferencian las rocas sedimentarias detríticas de las rocas sedimentarias químicas?

1 7. · Explique cómo se forman los domos de exfoliación. ¿En qué tipos de rocas se desarrollan y dónde iría a ver algunos ejemplos ? 18.

Describa los procesos que llevan a la litificación de depósitos de arena y fango.

19.

Ilustre y describa dos estructuras sedimentarias que puedan utilizarse para determ'inar las direcciones de corrientes antiguas.

20.

¿Cómo determinan la profundidad yfertilidad del suelo factores como el clima, la roca madre y el tiempo?

21.

¿Cómo se forma el carbón y qué variedades de carbón reconocen los geólogos? ¿Cuál de estas variedades es el mejor combustible?

22.

Describa los tipos de degradación del suelo. ¿Qué prácticas se utilizan para evitar o al menos minimizar la erosión del suelo?

23.

Explique qué son las trampas estratigráficas y estructurales y en qué se diferencian unas de las otras.

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Metamorfismo y rocas metamórficas

CAPÍTULO

7

ESQUEMA DEL CAPITULO~

• Introducción

ENFOQUE GEOLÓGICO 7.1 : Asbesto: ¿Bueno o malo? Los agentes del metamorfismo . • Los tres tipos de metamorfismo Clasificación de las rocas metamórficas GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Empecemos con una pizarra pura

• Zonas y facies metamórficas • Influencia de la tectónica de placas en el metamorfismo Metamorfismo y recursos naturales Geo-Recapitulación

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Este Kouros griego, que tiene 206 cm de altura, ha sido objeto de un intensivo estudio de autentificación por parte del museo Getty. Utilizando una variedad de pruebas geológicas, los científicos han determinado que el kouros fue tallado en mármol dolomítico, que probablemente provenía de fas canteras del cabo Vathy, en fa isla de Thasos. Fuente: Garry Hoba rt!Geo lm age ry

CAPITULO

7

METAFORFISMO Y ROCAS METAMÓHFI CAS

Introducción u homogeneidad, suavidad y variedad de texturas han hecho del mármol una roca metamórfica formada a partir de la caliza o de la dolomía, la roca favorita de los escultores a lo largo de la historia. A medida que el valor de las auténticas esculturas de mármol ha ido aumentando a lo largo de los años, el número de falsificacion es también se ha incrementado. Con los mil lones de dólares en que están valoradas algunas esculturas de mármol, los museos y los coleccionistas privados necesitan medios para asegurarse de la autenticidad de la obra que están comprando. Aparte de las consideraciones monetarias, es importante que las falsificaciones no pasen a formar parte del legado histórico y artístico del empeño humano. Tradiciona lmente, los expertos han confiado en el estilo artístico y en los rasgos de met eorización para determinar si una escultura de mármol es auténtica o no. Sin embargo, como el mármol no es muy resistente a la meteorización, los falsificadores han llegado a reproducir la apariencia meteorizada de una obra auténtica. M ediante la utilización de técnicas actuales, los geólogos pu eden ahora distinguir una superficie de mármol m et eorizada d e forma natural de una que haya sido alterada artificia lmente. Aún ásí, existen casos en los que la opinión de los expertos está dividida en si una escultura es auténtica o no. Uno de los mejores ejemplos es el kouros griego (una escultura que rep resenta a un joven griego) que e l museo J. Paul Getty d e M alibú , Ca lifornia, compró por un precio de 7 millones d e d óla res en 1984 (véase la foto al inicio del capítulo) . Debido a que ciertos rasgos estilísticos hicieron que algunos expertos se cuestionaran su autenticidad, el museo • hizo que se realizaran una variedad de pruebas geoquímicas y mineralógicas en un esfu erzo para autentificar el kouros. Aunque las numerosas pruebas científi cas no han d emostrado de forma inequívoca su autenticidad, sí que han mostrado q ue la capa de la superficie m eteorizada d e l kouros posee más similitudes con las superficies meteorizada s d e forma natural del mármol dolomítico, que con las superficies producidas artificialmente conocidas. Además, no hay ninguna evidencia que indique que la alteració n d e la superficie del kouros es d e origen m oderno. Desafortunadamente, a pesar del estudio int ensivo de los científicos, arqueólogos e historiadores de arte, la opinió n sobre la autenticidad del kouros d el Getty sigue estando dividida. La mayo ría de los científicos aceptan que el kouros fu e tallado alrededor del año 530 a.C. Seña lando inconsistencias en su estilo para ese período, otros historiadores creen q ue es una fa lsificación moderna. Dej ando aparte la demostración de si el kouros. d el Getty es aut éntico o una falsificació n, las pruebas geo lógicas para autentificar las esculturas de mármol son ahora una parte im-

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Oué haría Como director de un gran museo, tiene la oportunidad de comprar, por una cantidad considerable de dinero, un busto de mármol de un famoso escultor antiguo descubierto recientemente. Quiere asegurarse de·que no se trata de una falsificación. ¿Qué haría para asegurarse de que el busto es· auténtico y no una buena falsificación? A fin de cuentas, gasta una suma grande del dinero del museo. Como no científico, ¿qué haría para cerciorarse de realizar las pruebas apropiadas que aseguren la autenticidad del busto?

po rtante de las funciones de conservación de muchos museos. Para ayudar a los geólogos a autentificar las escu lt uras de mármol, se está acumulando una gran cantidad de datos sobre las características y el origen del mármol a medida que se ana liza n m ás esculturas y canteras de mármol. Las rocas metamórficas (del griego m eta, «cambia r», y morpho, «forma ») son el tercer grupo principa l de rocas. Son el resultado d e· la transformación de otras rocas por medio de procesos metamórficos que se producen, normalmente, baj o la superficie de la Tierra (véase la Figura 1.12). Durante el metamorfismo, las rocas están sometidas a suficient e calor, presión y act ividad d e fluidos como para cambiar su composició n m ineral, textura, o ambas cosas, formando así rocas nuevas. Estas transformaciones t ienen lugar por debajo de la temperatura de fusión dé la roca, si no, se formaría una roca ígnea. Una buena analogía para el metam o rfismo es el proceso de hornear un pastel. Ig ual que una roca metamórfica, el pastel depende de los ingredientes, sus proporciones, cómo est án mezclados, cuánta agua o leche se añade y la temperatura y tiempo utilizados para hornearlo. Con excepción d el mármol y de la p izarra, la mayoría de fa gente no está familiarizada con las rocas metamórficas. Los estud iantes con frecuencia nos preguntan por q ué es importante estudiar las rocas y los procesos metamórficos. Nuestra respuest a es: mirad a vuestro alrededor. Una gran proporció n de la corteza contin ental de la Tierra est á compuesta por rocas ígneas y metamó rfi cas. Juntas, forman las rocas cristalinas de basa mento situadas baj o las rocas sedi_mentarias d e la superficie de u~ continent e. Estas rocas de basamento están muy expuestas en regiones de los cont inentes conocid as como escud os, que han sido muy estables d urante los últimos 600 millones de años (• Figura 7.1).

I NTR ODU CC IO

185

Escudo africano Escudo australiano

'V

Escudo antártico

. . Escudos precámbricos

~ Rocas más modernas

~ ~

Cinturones de montañas plegados

• Figura 7.1 Presencia de las rocas metamórficas. Los escudos son las porciones expuestas de las rocas cristalin as del basamento, que son el substrato de cada continente; est as áreas han sido muy estables durante los últimos· 600 millones de años. Las rocas metamórficas constit uyen también el núcleo crist alino de los principales cinturones montañosos.

Las rocas m etamórficas también forman una p o rción considerab le d el núcleo crista lino de .las grandes ca d enas montañosas. Alg unas de las rocas conocidas más ant ig uas, que datan de hace 3.960 m illo nes d e años y están en el Escudo Canadiense, son metamórficas, por lo que se formaron a partir de rocas incluso más antiguas. Las rocas metamórficas, como el mármol y la pizarra, se utilizan como materiales de construcción, y ciertos minerales met amórficos son económicamente importantes. Po r ejemplo, los granates, se utilizan como p iedras preciosas o abrasivo,s; el talco se utiliza en cosmética, en la fabricación de p intura y como lubricante, y la cianita se utiliza para producir materiales resistentes al calor en las bujías. Po r tanto, el conocimiento de las rocas y los procesos met amórficos t iene un valor económico. El asbesto, un mineral met am órfico, se uti liza como materia l ignífugo y de aisj amiento y su uso está muy extendido en los edificios y materiales de construcció n. Sin embargo, el asbesto tiene diferentes formas y no t odas representan los m ismos p eligros para la salud. El reconocimiento d e este hecho habría resultado útil durante los d eb ates sob re los p eligros que el asb est o representa para la salud pública (véase Enfoque Geológico 7 .1).

Oué haría El problema de quitar el asbesto de los edificios públicos es una cuestión de salud y de política nacional importante. La política actual de la Organización de Protección del Medio Ambiente (EPA) ordena que todas las formas de asbesto se traten como peligros idénticos. Sin embargo, los estudios indican que sólo una forma de asbesto es un peligro conocido p ara la salud. Dado que el coste de la eliminación del asbesto se ha estimado que alcance 100 mil millones de dólares, muchas personas se preguntan si es efectivo quitar el asbesto de todos los edificios públicos en los que se ha instalado. Como investigador puntero en los peligros para la salud del asbesto, se le ha pedido t estificar ante un comité del Congreso para evaluar si vale la pena gastar t anto dinero para eliminar el asbest o. ¿Cómo enfocaría est e asunto para formular una política que equilibre los riesgos y los beneficios de quitar el asbest o de los edificios públicos? ¿Qué papel jugarían los geólogos en la formulación de esta po lítica?

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Asbesto: ¿bueno o malo?

E

1asbesto (del latín, «in extinguib lé») es un término, general aplicado a cua lquier silicato que se separe fácilmente en fibras flexibles. La combin ación de características tal es como incombustibilidad y fl exibi lidad hacen del asbesto un material industria l important e de considerab le valor. De hecho, el asbesto tiene más de 3.000 usos conocidos, incl uyendo pastillas de freno, telas incombustibles y ais lantes de ca lor. El asbesto se divide en dos grupos ampl ios: serpentinas y anfíboles. El crisotilo es·la forma fibrosa del asbesto serpentínico (• Figura 1); es el tipo más val ioso y constituye la mayor parte de todo asbesto

comercial. Sus fibras fuertes y sedosas g iran fácilmente y pueden res istir temperaturas de hasta 2.750 ºC. La inmensa mayoría del asbesto crisoti lo está en la serpentina, un t ipo de roca formada por la modificación de rocas ígneas ultrabásicas, tales como la peridotita bajo condiciones metamórficas de bajo a medio grado . Otro cri soti lo se forma cuando el metamorfismo afecta a rocas carbonáticas con magnesio, como las do lomías originando bandas discontinuas de

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• Figura 1

E

Espécimen de crisotilo. Es la form a fibrosa del asbesto de se.rpentina y la utilizada más comúnme nte en edificios y otras estructuras.

LOS AGENTES DEL METAMORFISMO os tres agentes del metamorfismo son el calor, la presión y la actividad de los fluidos. Durante el metamorfismo, la roca original sufre cambios para conseguir el equilibrio con su nuevo en torno. Los cambios pueden dar como resultado la formación de minerales nuevos y/o un cambio en la textura de la roca ocasionada por la reorientación de los minerales originales . En algunos casos, el cambio es mínimo, y aún se pueden reconocer las características de la roca original. En otros casos, la roca cambia tanto que sólo podemos determinar la identidad de ·la

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serpentina dentro de las capas de carbonato . Entre las variedades del asbesto anfiból ico, la crocido/ita es la más

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roca original con grandes dificultades , si es que lo logramos. Además del calor, la presión y la actividad de fluidos, el tiempo es también importante para los procesos metamórficos. Las reacciones químicas avanzan a ritmos diferentes y, por tanto, son necesarias diferentes cantidades de tiempo para completarlas. Las reacciones en que participan silicatos son particularmente lentas, y com o la mayoría de las rocas metamórficas están compuestas de silicatos, por lo que se piensa que el metamorfismo es un proceso geológico lento.

El calor El calor es un importante agente del metamorfismo, porque aumenta la velocidad de las reacciones químicas que

común. También conocido como asbesto azul, la crocidolita tiene una fibra larga y tosca que gira y que es más fuerte pero más quebradiza que el crisotilo y también menos resistente al calor. La crocidolita se encuentra en rocas metamórficas como las pizarras y esquistos, y se cree que se forma por la transformación · al estado sólido de otros minerales como resultado de un enterramiento profundo . A pesar del amplio uso del asbesto, la O rganización de Protección del Medio Ambiente (EPA) de los EE .UU . instituyó una prohibición gradual de todos los productos nuevos del asbesto. La prohibición se impuso porque algunas formas de asbesto pueden causar cáncer de pulmón y marcas en los pulmones si las fibras se inhalan. Debido a que la EPA prestó aparentemente poca atención al asunto de riesgos frente a beneficios cuando decretó esta regla, ta Corte de Apelación de la Quinta Audiencia de los EE.UU . revocó la prohibición de la EPA sobre el asbesto en 1991.

La amenaza del cáncer de pulmón ha tenido como resultado también la legislación que pone orden a la eliminación del asbesto ya colocado en todos los edificios públicos; incluyendo todos los ·colegios públicos y privados. Sin embargo, se han elevado preguntas importantes con respecto a la amenaza del asbesto y los peligros potenciales adicionales que pueden surgir de su eliminación inapropiada. La política actual de la EPA ordena que todas las formas de asbesto deberán ser tratadas como peligros idénticos. Pero los estudios indican que sólo las formas . anfibólicas constituyen un peligro conocido para la salud. El crisotilo,. cuyas fibras tienden a ser rizadas, no llega a alojarse en los pulmones. Además, sus fibras son generalmente solubles y desaparecen en el tejido. Por contra, la crocidolita t iene fibras largas, rectas y finas que penetran en los pulmones y permanecen allí. Estas fib ras irritan el tejido pulmonar y en un espacio de tiempo largo pueden producir cáncer de pulmón.

pueden producir minerales diferentes a partir de aquellos preexistentes en la roca original. El calor puede proceder de lavas extrusivas, de magmas intrusivos, o de enterramientos profundos en la corteza, como sucede durante la subducción en un borde de placa convergente. Cuando masas de magma penetran en las rocas, éstas están sometidas a un calor intenso que afecta a la roca que las rodea; el calentamien.t o más intenso se produce, normalmente, junto a la masa de magma y va decreciendo gradualmente a medida que se aleja de la intrusión. Normalmente, la zona de rocas metamorfizadas que se forma en la roca de caja adyacente a un cuerpo ígneo intrusivo está bien definida y es fácil de reconocer. Recordemos que la temperatura aumenta con la profundidad y que el gradiente geotérmico promedio de la

Así, la crocidolita, y no el crisotilo, es la gran responsable del cáncer de pulmón relacionado con el asbesto. Dado que cerca del 95% del asbesto colocado en los Estados Unidos es crisotilo, muchas personas se preguntan si los peligros del asbesto se han exagerado. La eliminación del asbesto de los edificios donde se ha instalado podría costar alrededor de 100 mil millones de dólares. A menos que se modifique el material que contiene asbesto, éste _no sue lta fibras y, por lo tanto, no contribuye al asbesto aéreo que se pueda . inhalar. Además, la eliminación inapropiada del asbesto puede llevar a otra contaminación. En la mayoría de los casos de eliminación inapropiada, la concentración de fibras de asbesto en el aire es mucho más alta que si el asbesto se hubiera dejado en el lugar. El problema de la contaminación de asbesto es un buen ejemplo de cómo la geología afecta a nuestras . vidas y por qué es importante un · conocimiento básico de la cienci,a.

Tierra es de unos 25 ºC/km. Las rocas que se forman en la superficie pueden ser tra.n sportadas a grandes profundidades por la subducción en un borde de placa convergente y quedar sometidas a un aumento de temperatura y de presión. Durante la subducción, algunos minerales pueden transformarse en otros minerales que sean más estables bajo las condiciones de presión y temperatura más altas.

La presión Cuando las rocas quedan enterradas, están sometidas a una presión litostática cada vez mayor; esta presión, resultado del peso de las rocas suprayacentes, se aplica igualmente en todas las direcciones (• Figura 7:2a). Se produce una situación similar cuando se sumerge un ob-

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......J

r88

CAPITULO

7

METAFORF I SMO Y ROCAS M ETAMÓ RFIC AS

jeto en agua. Por ejemplo, a cuanta más profundidad esté sumergida en el océano una taza de espuma de poliestireno, más pequeña se hará, porque la presión aumenta con la profundidad y se ejerce sobre la taza de igual manera en todas las direcciones, comprimiendo de este modo el poliestireno (Figura 7.2b). · Igual que en el ejemplo de la taza de poliestireno, las rocas están sometidas a un aumento de la presión li-

Presión vertical (Kbar)

o

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

tostática con la profundidad, de manera que los granos de mineral de una roca pueden llegar a estar muy apretados . Bajo estas condiciones, los minerales pueden recristalizarse, convirtiéndose en minerales más densos y de menor tamaño. Junto co n la presión litostática resultante del enterramiento , las rocas también pueden experimentar presiones dirigidas(• Figura 7.3). En este caso, las presiones no son iguales en todos los lados , por lo que la roca se deforma. Normalmente, las presiones dirigidas se producen durante la deformación asociada a la formación de montañas y pueden producir rasgos y texturas metamórficas bien definidas .

La actividad de los fluidos En casi todas las regiones m etamórficas eneontramos agua y dióxido de carbono (C0 2 ) en distintas cantidades a lo largo de los límites de los granos de mineral o en los espacios porosos de las rocas. Estos fluidos , que pueden contener iones en solución, facilitan el metamorfismo incrementand? la velocidad de las reacciones químicas. Bajo condiciones secas, la mayoría de los minerales reaccionan muy lentamente, pero cuando se introducen pe-

'E

2:-.

u cu u u e

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15

o::

1 ki lobar (kbar) = 1.000 bares Presión atmosférica al nivel del mar = 1 bar

(a)

(b)

• Figura 7.2

- - - -· - - - - - - - - ·

(a) La presión litostática se aplica por igual en todas direcciones en la corteza terrestre deb ido al peso de las rocas suprayacentes. Así, la presión aumenta con la profundidad, como indica la inclinación de la línea negra. (b) Una situación semejante se produce cuando envases de 200 m i de espuma de poliestireno se sumergen en el océano a profundidades de aproximadamente 750 m y 1.500 m. El aumento de la presión de l agua se ejerce igualmente en todas direcciones en los envases, y éstos, en consecuencia, disminuye n en vol umen mientras mantienen todavía su forma general. Fuente: (a): De C. Gillen, Metamorph ic Geology, Figura 4.4, p. 73. Copyright

© 1982 Kluwer Academic Publishe rs. Reimpreso co n permiso del autor.

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• Figura 7.3

·- --··La presión dirigida es aquella que no se aplica uniformemente a un objeto. Los granates rotados son un buen ejemplo de los efectos de la presión dirigida aplicada a una roca durante el metamorfismo. Este granate rotado (centro) proviene de un esquisto del nordeste de Cerdeña. ~-··.

LOS TRES TIPOS DE M E TAMORFISMO

queñas cantidades de fluido, la velocidad de la reacción aumenta, principalmente porque los iones se pueden mover más fácilmente a través del fluido, y esto mejora las reacciones químicas y la formación de minerales. Las siguientes reacciones nos ofrecen un buen ejemplo de cómo se pueden formar minerales nuevos gracias a la actividad de fluidos. El agua del mar moviéndose a través de la roca basáltica caliente de la corteza oceánica transforma el olivino en el mineral metamórfico serpentina.

olivino

agua

serpentina

extraído en solución

Los fluidos químicamente activos importantes en el proceso metamórfico provienen principalmente de tres fuentes. La primera es el agua atrapada en los espacios porosos de las rocas sedimentarias cuando se forman. La segunda es el fluido volátil del interior del magma. La tercera fuente es la deshidratación de minerales portadores de agua como el yeso (CaS0 4 ·2H 2 0) y algunos minerales de la arcilla.

LOS TRES TIPOS DE METAMORFISMO os geólogos reconocen tres tipos principales de metamorfismo: El metamoefismo de contacto, en el que el calor magmático y los fluidos actúan para producir cambios; el metamorfismo dinámico, que es principalmente el resultado de altas presiones diferenciales asociadas con una intensa deformación; y el metamorfismo regional, que se produce dentro de un área grande y está provocado principalmente por las fuerzas que forman las montañas. Aunque hablaremos de cada tipo de metamor. fismo por separado, el límite entre ellos no está siempre bien definido y depende en gran medida de cuál de los tres agentes de metamorfismo fue el dominante.

Metamorfismo de contacto El metamorfismo de contacto tiene lugar cuando una masa de magma altera la roca de caja que la rodea. A poca profundidad, el magma intrusivo eleva la temperatura de la roca de alrededor, provocando alteraciones térmicas. Además, la liberación de fluidos calientes en la roca de caja debido a ·la intrusión refrigerante puede ayudar a la formación de minerales nuevos. La temperatura inicial y el tamaño de la intrusión, así como el contenido de fluidos del magma y/o la roca

189

de. caja son factores importantes en el metamorfismo de contacto. La temperatura inicial de una intrusión está controlada, en parte, por su composición: los magmas básicos están más calientes que· los félsicos y tienen, por tanto, un mayor efecto termal sobre las rocas que los rodean. El tamaño de la intrusión también es importante. En el caso de intrusiones pequeñas, como diques y sills, normalmente sólo las rocas que se encuentran en contacto directo con la intrusión resultan afectadas. Debido a que las intrusiones grandes, como los batolitos, tardan mucho en enfriarse, el aumento de temperatura en la roca de alrededor puede durar el tiempo suficiente como para que resulte afectada una zona más grande. Las temperaturas pueden alcanzar cerca de 900 ºC en la zona adyacente a una intrusión, pero van descendiendo gradualmente con la distancia. Los efectos de dicho calor y las reacciones químicas resultantes se producen normalmente en zonas concéntricas conocidas como aureolas (• Figura 7.4). El límite entre una intrusión y su aureola puede ser brusco o transicional. Las aureolas metamórficas varían en anchura dependiendo del tamaño, temperatura y composición de la intrusión, así como de la mineralogía de la roca de caja de alrededor. Normalmente, los cuerpos intrusivos grandes tienen varias zonas metamórficas, cada una de ellas caracterizada por asociaciones de minerales bien definidas que indican el descenso de temperatura según la distancia desde la intrusión (Figura 7.4). La zona más cercana a la intrusión, y por tanto sujeta a las temperaturas más altas, puede contener minerales metamórficos de alta temperatura (es decir, minerales en equilibrio con el entorno de temperatura más alta), como por ejemplo, silimanita. Las zonas exteriores pueden estar caracterizadas por minerales metamórficos de temperatura más baja, como clorita, talco y epídota. El metamorfismo de contacto puede producirse como resultado no sólo de las intrusiones ígneas, sino también de las coladas de lava(• Figura 7.5). Las coladas de lava sobre el terreno pueden alterar termalmente a las rocas subyacentes. Mientras que resulta fácil reconocer una colada de lava reciente y el metamorfismo de contacto resultante de las rocas subyacentes, es menos obvio si un cuerpo ígneo es intrusivo o extrusivo en un afloramiento de rocas donde las rocas sedimentarias aparecen encima y debajo del cuerpo ígneo. El reconocimiento de qué unidades de rocas sedimentarias se han metamorfizado permite a los geólogos determinar si el cuerpo ígneo es intrusivo (como un sill o un dique) o ex- . trusivo (una colada de lava). Dicha determina¿~ es crítica a la hora de la reconstrucción de la historia geológica de un área (véase el Capítulo 17), y además puede tener importantes implicaciones económicas.

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CAPITULO

7

M E T A FORFISMO Y RO CA S MET A MÓRFI CA S

• Figura 7.4

- ---

Zona exterior de pizarras mosqueadas Zona interior de corneana de andalucita y cord ierita Roca de caja inalterada

Zona intermedia con algo de biotita .Batolito de-granito

Los fluidos también juegan un papel importante en el metamorfismo de contacto. Muchos magmas están húmedos y contienen fluidos químicamente activos calientes que pueden emanar a la roca de alrededor. Estos fluidos pueden reaccionar con la roca y ayudar a la formación de minerales nuevos. Además , la roca de caja puede contener fluidos en sus poros que, al ser calentados por el magma, también aumentan la velocidad de la reacción. La formación de minerales nuevos mediante el metamorfismo de contacto no sólo depende de la proximidad a la intrusión, sino también de la composición de la roca de caja. Las lutitas, así como las calizas y dolomías impuras son particularmente susceptibles a la formación de minerales nuevos por metamorfismo de contacto, mientras que las areniscas puras o las calizas puras normalmente no lo son. Como el calor y los fluidos son los principales agentes del metamorfismo de contacto, generalmente se re-

• Figura 7.5

--------···----

~

Una aureola metamórfica a menudo rodea muchas intrusiones ígneas. La aureola metamórfica asociada con este batolito de granito idealizado contiene tres zonas de asociaciones minerales que reflejan las disminuciones en la temperatura con la distancia a la intrusión. Una corneana con andalucita y cordierita se forma junto al batolito. Seguidamente una zona intermedia de recristalización extensa en la que se desarrolla algo de biotita, y má s lejos de la intrusión en la zona exterior, presenta pizarras mosqueadas .

conocen dos tipos de rocas metamórficas de contacto: aquéllas que se dan como resultado de la cocción de la roca de caja y las que son alteradas por soluciones calientes. Muchas de las rocas que se producen por metamorfismo de contacto tienen la textura de la porcelana; es decir, son duras y de grano fino . Esto es particularmente cierto en las rocas con un alto contenido en arcilla, las lutitas. Dicha textura es debida a que los minerales de la arcilla de la roca se cuecen, del mismo modo que se cu ece una vasija de arcilla cuando se mete en un horno. Dµrante las fases finales del enfriamiento, cuando el magma que realiza la intrusión empieza a cristalizar, a menudo se liberan grandes cantidades de soluciones acuosas calientes. Estas soluciones pueden reaccionar con la roca de caja y producir minerales metamórficos nuevos. Este proceso, que normalmente ocurre cerca de la superficie terrestre, se llama alteración hidrotermal (del griego hydro, «agua» y therme , «calor») y puede dar

'--·----

Una colada intensamente meteorizada de lava basáltica cerca de Susanvi ll e, Ca lifornia, ha alterado una ceniza vo lcánica riolítica inferior por metamorfismo de contacto. La zona r'oja debajo del flujo de lava ha sido cocida por el calor de la lava cuando fluyó sobre la capa de ceniza. La colada de lava demuestra la meteorización esferoidal, un tipo de meteorización común en rocas fracturadas (véase el Capítu lo 6). ·

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/

LOS TRES TIPOS DE METAMORFISMO

191

lugar a valiosos depósitos minerales. Los geólogos creen que muchos de los depósitos minerales del mundo son el resultado de la migración de iones metálicos en soluciones hidrotermales. Algunos ejemplos son los minerales de cobre, oro, hierro, estaño y cinc en diversos lugares, como Australia, Canadá, China, Chipre, Finlandia, Rusia y el oeste de Estados Unidos.

Metamorfismo dinámico La mayor parte del metamorfismo dinámico está relacionado con zonas de falla (fracturas a lo largo de las cuales se ha producido algún movimiento), donde las rocas están sometidas a altas presiones dirigidas. Las rocas me~amórficas que resultan del metamorfismo dinámico puro se llaman milonitas y, normalmente, están limitadas a zonas estrechas adyacentes a las fallas. Las milonitas son rocas duras, densas y de grano fino , muchas de ellas caracterizadas por finas laminaciones(• Figura 7.6). La zona de cizalla de Moine, en el noroeste de Escocia, y partes de la falla de San Andrés, en California (véase el Capítulo 2), son dos de los contextos tectónicos donde se producen milonitas .

Metamorfismo regional La mayoría de las rocas metamórficas se dan como resultado del metamorfismo regional, que se produce en un área amplia, normalmente a causa de elevadas temperaturas, presiones y deformaciones dentro de las partes más profundas de la corteza. El metamorfismo regional es más obvio en los bordes de placas convergentes, donde las rocas sufren una intensa deformación y recristalizan durante la convergencia y la subducción. Dentro de estas rocas metamórficas, existe normalmente una gradación de intensidad metamórfica, de áreas sometidas a las presiones más intensas y/o a las temperaturas más altas, a áreas de temperaturas y presiones más bajas. Podemos reconocer dicha gradación en el metamorfismo por los minerales metamórficos presentes. El metamorfismo regional no está limitado sólo a los márgenes convergentes. También se produce en áreas donde las placas divergen, aunque normalmente en profundidades mucho más someras debido al elevado gradiente geotermal asociado a estas áreas. Gracias a estudios de campo y experimentos de laboratorio sabemos que ciertos minerales se forman solamente dentro de unos ámbitos de temperatura y de presión específicos. A estos minerales se los conoce como minerales índice porque su presencia permite a los geólogos reconocer las zonas metamórficas de grado bajo , medio y alto (• Figura 7. 7).

• Figura 7.6 ·

---------

-·--- ---- ------

------ ---------------------

Milonita de las Tierras Altas de Adirondack, Nueva York. Observe las finas laminaciones.

Cuando una roca rica en arcilla, como la lutita, sufre metamorfismo, s~ forman minerales nuevos como resultado de los procesos metamórficos. Por ejemplo, la clorita, se forma bajo temperaturas relativamente bajas; de unos 2·00 ºC, por lo que su presencia indica un metamorfismo de grado bajo. A medida que las temperaturas y ·presiones siguen aumentando, se forman minerales nuevos que son estables bajo esas condiciones. Por tanto , existe una progresión en la aparición de minerales nuevos desde la clorita, cuya presencia indica metamorfismo de grado bajo, a la silimanita, cuya presencia indica metamorfismo de grado alto y temperaturas superiores a 500 ºC. Las composiciones de roca diferentes desarrollan diferentes mine·r ales índice. Por ejemplo, cuando las dolomías sufren un metamorfismo, producen un conjunto de minerales índice totalmente diferente. Por tanto, normalmente se forma un conjunto específico de minerales índice en tipos de roca específicos a medida que el metamorfismo progresa. Aunque minerales tan comunes como la mica, el cuarzo y los feldespatos pueden producirse tanto en rocas ígneas como metamórficas, otros minerales, como la andalucita, la sillimanita y la cianita se forman generalmente sólo en rocas metamórficas derivadas de sedimentos ricos en arcillas. Aunque estos tres minerales tienen la misma fórmula química (Al 2 Si0 5 ), se diferen- . cían en la estructura cristalina y otras características físicas, porque cada uno de ellos se forma bajo un ~ango de presiones y temperaturas diferentes. Por consiguiente, a veces se los utiliza como minerales índice de rocas

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CA PITULO

7

METAFORFISMO Y RO CAS METAMÓRFICAS

Inalterada

Grado medio

Grado bajo

(200 ºC)

Grado alto

(800 ºC)

Arcilla

Clorita Moscovita • Figura 7.7

Granate Minerales

Estaurolita

Sillimanita Feldespato

... Rocas

Cuarzo Lutita

m e tamórficas formadas a partir de sedimentos ricos en arcilla.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS as rocas metamórficas se dividen normalme nte en dos grupos : aquéllas que presentan una textura foliada (del latín f olium , «hoja») y aquéllas que tienen una textura no foliada (Tabla 7 .1).

Rocas metamórficas foliadas Normalmente, las rocas sometidas al calor y a una presión dirigida durante el metamorfismo tienen los minerales dispuestos e n p aralelo, lo que les da una textura foliada (• Figura 7.8). El tamaño y la forma de los granos del mineral determinan si la foliación es fina o gruesa. Si la foliación es tal que no se pueden reconocer los granos individuales sin aumento, la roca es una pizarra (• Figura 7 .9a). Se produce una foliación gruesa cuando los minerales granulares, como el cuarzo y el feldespato, se segregan en zonas más o menos paralelas que difieren en composición y color, como en el gneis. Las rocas metamórficas foliadas pueden ordenarse según el tamaño de grano cada vez más grueso y la perfección de la fo- . liación. .

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Cambio en la asociación minera l y en el tipo de roca con el aumento del metamorfismo en la lutita. Cuando una roca rica en arcill a, como la lutita, sufre un aumento del metamorfismo, se forman nuevos minerales, como se muestra co n la s barras co loreadas. La aparici ón progresiva de determinados m inerales permite a los geólogos reconocer las zonas met amórficas de grado bajo, medio y alto. .

La pizarra es una roca m etamórfica de grano muy fino que, norm almen te, muestra pizarrosidad (Figura 7.9b). La pizarra es el resultado del metamorfismo regional de grado bajo de lutitas o, lo que es menos probable, d e c e niza volcánica. Al poder ser dividida fácilmente a lo largo de planos de pizarrosidad en placas lis as , la pizarra es una roca excelente para hacer tejados , baldosas para el suelo, tableros de m esas de billar y pizarras. Los diferentes colores de la m ayoría de las pizarras son de bidos a cantidades mínimas de grafito (negro), óxido de hierro (rojo y morado) y clorita (verde) . Lafilita es parecida a la pizarra en su composición , pero con granos más gruesos. Sin embargo, los minerales son aún dem asiado pequ eños p ara ser identificados sin algún tipo de aumento. La filita se puede distinguir de la pizarra por su brillo reluciente (• Figura 7 .1 O). Representa un tamaño de grano intermedio entre la pizarra y el esquisto . El esquisto se produce principalmente mediante el m e tamorfismo regional. El tipo de esquisto formado depende de la intensidad del metamorfismo y del carácter de la roca original (• Figura 7 .11) . El metamorfismo de muchos tipos de rocas puede producir esquisto, aunque la mayoría del esquisto parece haberse forma~o a partir de rocas sedimentarias ricas en arcillas. Todos los esquistos contienen más de un 50% de min erales ·alargados y laminares, todos ellos lo suficientemente grandes como para ser clara mente visibles. Su composición mineral confiere una esquistosidad o folia -

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓR F ICAS

193

Tabla 7.1

Clasificación de las rocas metamórficas comunes Textura

Roca metamórfica

Minerales típicos

Grado metamórfico

Características de las rocas

Foliada

Pizarra

Arcillas, micas, cloritas

Bajo

Grano fino, se divide fácilmente en piezas planas

Lutitas, ceniza volcánica

Fil ita

Cuarzo de grano fino, micas, clorita

Bajo a medio

Grano fino, brillo reluciente

Lutitas

Esquisto

Micas, clorita, cuarzo, Bajo a alto talco, hornblenda, granate, estaurolita, grafito

Foliación distintiva (esquistosidad), visible e.n los minerales

Lutitas, carbonatos, rocas ígneas máficas

Gneis

Cuarzo, feldespatos, hornblenda, micas

Alto

Bandas oscuras y claras segregadas (bandeado gnéisico)

Lutitas, areniscas, rocas ígneas félsicas

Anfibolita

Hornblenda, plagioclasa

Medio a alto

Óscura, débilmente foliada

Rocas ígneas básicas

Migmatita

Cuarzo, feldespatos, hornblenda, micas

Alto

Vetas o lentículas de granito entremezcladas con gneis

Rocas ígneas félsicas mezcladas con rocas sedimentarias

Mármol

Calcita, dolomita

Bajo a alto

Granos de calcita o dolomita que reaccionan con HCI

Caliza o dolomía

Cuarcita

Cuarzo

Medio a alto

Granos de cuarzo, duros y densos

Arenisca de cuarzo

Roca verde

Clorita, epidota, hornblenda

Bajo a alto

Grano fino, verde

Rocas ígneas básicas

Corneanas

Micas, granates, andalucita, cordierita, cuarzo

Bajo a medio

Antracita

Carbono

Alto

No foliada 1

Orden aleatorio de minerales alargados antes de aplicar presión en ambos lados

(a)

,

Roca madre

- Granos finos y equidimensionales, duros y densos

Lutitas

Negro, brillante, fractura subconcoide

Carbón

Minerales alargados orden ados paralelamente como resultado de aplicar presión en ambos lados

• Figura 7.8

_____ - --- ·----- --------------·(a) Cuando las rocas están sometidas a la presión dirigida, los granos minerales se disponen paralelos, produciendo una textura foliada. (b) Fotomicrografía de una roca metamórfica con una textura foliada que muestra la disposición paral ela de los granos minerales. -~-----·

_ -'

(b)

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194

CAPITULO 7

METAFORF I SMO Y ROCAS METAMÓRF I CAS

(a)

ción esquistosa a la roca que normalmente produce una separación ondulada cuando se divide. La esquistosidad es común en entornos metamórficos de grado bajo a alto, y conocemos cada tipo de esquisto por su mineral o minerales más destacados, como el esquisto con mica, el esquisto con clorita y el esquisto con talco. El gneis es una roca metamórfica con vetas o bandas segregadas de minerales claros y oscuros. Los gn eis están compuestos principalmente de minerales granulares como cuarzo y/o feldespato, con un menor porcentaje de minerales alargados y laminares, como micas o anfíboles (• Figura 7. 12). El cuarzo y el feldespato son los principales minerales de color claro, mientras que la biotita y la hornblenda son los típicos minerales oscuros. Normalmente, el gneis se rompe de una manera irregular, de manera similar a las rocas cristalinas no foliadas de grano grueso. La mayoría de los gneises procede probablemente de la recristalización de rocas sedimentarias ricas en arcillas durante el metamorfismo regional (Tabla 7 .1). El gneis también se puede formar a partir de rocas ígneas como el granito o de rocas metamórficas más antiguas. Otra roca metamórfica foliada bastante común es la anfibolita. Es una roca oscura, compuesta principalmente de hornblenda y plagioclasa. El alineamiento de los cristales de hornblenda produce una textura ligeramente foliada. Muchas anfibolitas son el resultado de un metamorfismo de grado medio a alto de rocas ígneas ricas en silicatos ferromagnesianos , como el basalto. ''-,

(b)

• Figura 7.9 (a) Muestra de mano de p izarra. (b) Este panel d e p iza rra d e A rvonia, de la ca ntera d e pizarra d e A lbemarne, Virg inia, muestra la estratificació n (lado superior d erecho a inferio r izquierdo) formando un ángulo con la pizarrosidad. l ·,

(a)

(b)

• Figura 7.10 Muestra de fi lit a. Observe el brill o resplandeciente así como la estratificación (lado sup erior izq uierdo a inferior derecho) formando un ángulo con la foliación del espécimen.

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• Figura 7.11 Esquist o. (a) Esquisto con g ranat e y mica. (b) Esquist o con hornblenda, mica y g ranat e.

C LAS I F I CACIÓN DE LAS RO CAS METAMÓRF I CAS

195

Empecemos con una pizarra pura

L

a pizarra es una roca m etam ó rfica común que tiene muchos usos. Dos de ellos son la superficie de juego de las mesas de billar y los tejados. Aunque la pizarra sea abundante en el mundo, la mayor parte de ella es inapropiada par.a las m esas de billar. Para las mesas de b illar, la pizarra d ebe tener un grano muy fino, d e forma q ue se pueda pu lir para conseguir una superficie lisa, algo elástico, para que se dilate y contra iga con el marco de madera de la mesa, y esencialmente impermeable. A ctua lmente, Brasil, Chi na, India e Italia son los mayores exportadores de mesas d_e billar fabricadas con p izarra, siendo las m ejores las de la regió n de Lig uria, al norte de Italia. La mayoría de las mesas de calidad usan, po r lo menos, 1 pizarra de unos 2,5 cm de grosor que se parte en tres trozos. Aunque la utilización de t res t rozos requiere trabajo extra para asegu rar un ajuste p erfecto y una superficie lisa, una mesa con tres p iezas es preferibl e a las de una sólo porque es menos probable que se fracture. Además, la pizarra es generalmente algo más g rande que la superficie de juego, de modo que se extiende por d ebaj o de las b arandas de la mesa, dando así una fu erza adicio nal a ést as y estabilidad a la m esa. Además, una rnesa d e ca lidad tendrá un apoyo d e madera pegado a la cara inferior de la pizarra d e m odo que el tapete que se estira fuertemente sobre la superficie de la pizarra se pueda coser con grapas a la madera para proporcionar una superfi cie de juego lisa. La pizarra se ha util izado como una materia de t echado durante siglos. Cuándo se instala y se mantiene apropiadamente, dura norm almente entre 60 y 125 años; muchos t echos de p iza rra han d urado más de 200 años. En los Est ados Unidos, la pizarra para tejados

tien e sombras de gris, verde, púrpura, negro y rojo (• Figura 1). Existen 36 tamaños estándar de tejas, que van de 30,5 a 61 cm de largo, con una anchura de alrededor de la mitad de la longitud. La teja típica de pizarra tiene generalmente de 0,6 cm de grosor. Se pueden utilizar t ejas más g ru esas, pero es m ás duro trabajar con ellas y aumentan mucho el peso del t echo. Los años entre 1897 y 1914 presencia ron el cen it del techado con pizarra en EE.UU. , tanto en calidad como en cantidad. Al fina l del siglo XIX, más de 200 canteras de pizarra operaban en 13 est ados. Con la introducción de tablillas de asfalto, q ue se pueden p roducir masivamente, transportar fácilmente. e inst alar con un coste mucho más bajo que las de p izarra, la industria de la pizarra en los Estados Unidos comenzó a decaer al rededor de 1915. La renovada popularidad de la conservación histórica y el reconocimiento de la durabi lidad de la p izarra, sin embargo, han t raíd o un resurgimient o de est a industria. No es inusual en estos días para la geología estar encima de la cabeza y baj o los pies.

• Figura 1 ---~---------------

Diferentes pizarras coloread as componen el t ej ado de esta escuela de enseñanza primaria en el monte Pleasant, Michigan. Fuente: Reed Wicander

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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

• Figura 7.14

- - - --------------- - -·--··-- - - ------- -- ------·------- Las texturas no fo liadas se ca racterizan por un mosaico de minerales más o menos equidimensiona les, como en esta fotomicrografía del mármol.

El mármol es una roca metamórfica bien conocida compuesta predominantemente por calcita o dolomita; el tamaño de sus granos varía de fino a grueso (véase la foto al inicio del capítulo y la • Figura 7. l Sa). El mármol se produce como resultado del metamorfismo de contacto o regional de calizas o dolomías (Tabla 7 .1 ). El mármol puro es blanco como la nieve o azulado, pero existen muchas; variedades de color debido a la presencia de impure:z;as mi-· nerales en la roca sedimentaria original. La suavidad del mármol, su textura uniforme y sus colores variados lo han convertido en la roca favorita de constructores y escultores

197

a fo largo de la historia (véase la Introducción y «Las múltiples aplicaciones del mármol» en las páginas 198 y 199). La cuarcita es una roca compacta y dura formada a partir de areniscas con cuarzo bajo condiciones metamórficas de grado medio a alto durante un metamorfismo de contacto o regional (Figura 7. l Sb). Como la recristalízación es tan completa, la cuarcita es de una resistencia uniforme y, por tanto, cuando se la golpea, se rompe a través de los granos de cuarzo en lugar de hacerlo alrededor de ellos. La cu.arcita pura es blanca, pero el hierro y otras impurezas le confieren un color rojizo u otro diferente. La cuarcita se utiliza comúnmente como material base en la construcción de carreteras y vías de ferrocarril. Aplicamos el nombre de roca verde a cualquier roca ígnea, básica, alterada, compacta y verde oscura que se forma bajo condiciones metamórficas de grado bajo a alto. El color verde es consecuencia de la presencia de clorita, epídota y hornblenda. Las corneanas son rocas metamórficas no foliadas de grano fino , resultantes de un metamorfismo de contacto, que están compuestas por varios granos minerales equidimensionales. La composición de las corneanas depende directamente dela composición de la roca original, y se conocen muchas variedades. Sin embargo, la mayoría de las corneanas se derivan, aparentemente, del metamorfismo de contacto de rocas sedimentarias ricas en arcilla o de dolomías impuras. La antracita es un ·carbón duro; brillante .y negro que contiene un alto porcentaje de .carbono fijado y un porcentaje bajo de componente volátil. Normalmente, se' forma a partir del metamorfismo de carbones de grado más bajo por el calor y la presión y, por eso, muchos geólogos la consideran una roca metamórfica.

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• Figura 7.15

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Metamorfismo. (a) El mármol resulta del metamorfismo de las rocas sedimentarias caliza o dolomía. (b) La cuarcita resulta · del metamorfismo de la. are~ isca de cuarzo (cuarzoarenita).

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delmarmol El mármol es una roca extraordinaria que tiene múltiples aplicaciones. Formado a partir de Ja caliza o de dolomía por procesos metamórficos térmicos y de presión, el mármol aparece en una diversidad de colores y texturas. Ha sido usado por escultores y arquitectos durante siglos en estatuas, monumentos, como piedra de recubrimiento y principal en edificios y estructuras, tanto para Jos suelos como para otros usos · ornamentales y estructurales. También se puede encontrar en pasta de dientes y como fuente de cal en fertilizantes agrícolas. La Afrodita de Melos, también conocida como la Venus de Milo, es una de las obras más identificables del arte en el mundo entero. Fechada alrededor del 150 a.c., fue esculpida por un artista desconocido durante el período Helenístico y tallada en mármol de Parian, de fama mundial, proveniente de Paros, en las Cícladas. Hoy, la Venus de Milo atrae a miles de visitantes al año al museo del Louvre en París, donde se puede observar y apreciar.

El mármol se ha usado mucho como piedra de construcción a través de las épocas y en todo el mundo. Por ejemplo, el Partenón griego fue construido con mármol blanco del monte Pentelicus, en el Ática.

El Taj Mahal, en India, se construyó en gran parte con mármol de Makrana extraído de las colinas situadas al sudoeste de Jaipur, en Rajastán. Además de su uso principal como material de construcción, el mármol se usó en toda la estructura artística y en flores de mármol detalladamente esculpidas (derecha). En su totalidad, 20.000 trabajadores tardaron 17 años en construir el Taj Mahal, de 1631a1648.

En los Estados Unidos, el mármol se usa como una piedra de construcción en muchas estructuras y se extrae de muchos yacimientos. Se usó en diferentes edificios y monumentos en Washington, D.C. El Washington Monument se construyó con tres tipos diferentes de mármol. Los primeros 152 pies del monumento, construido entre 1848 y 1854, están revestidos con el mármol de la cantera de Texas, Maryland. Después de casi 25 años prácticamente sin actividad, la construcción se reanudó con cuatro hileras de mármol blanco de Lee, Massachusetts, que se añadió por encima del mármol de Texas. Este mármol era demasiado caro, así que la parte superior del monumento se terminó con el mármol Cockeysville de las canteras de Cockeysville, Maryland. Los tres se pueden distinguir por las leves diferencias de color.

El Peace Monument, en Pennsylvania Avenue, junto al ala oeste del Capitolio se construyó con "' mármol blanco de Garrara, Italia, una localidad ~ famosa por su mármol. ~ Una cantera de mármol en el centro norte de Vermont. Vermont es conocida por producir. algunos de los mármoles más finos de los Estados Unidos.

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Otro ejemplo de edificio de mármol en Washington, DC, es el monumento de Lincoln, construido de mármol·de Colorado Yule Marble, extraído en Marble, Colorado. Este mármol blanco muy puro se ha usado no sólo para el monumento de Lincoln, sino para otros muchps edificios prominentes en todos los Estados Unidos . .

200

CAPÍTULO

7

METAFORFISMO Y ROCAS METAMÓRFICAS

"ZONAS Y FACIES METAMÓRFICAS 1 primer estudio sistemático de las zonas metamórficas lo llevaron a cabo, a finales del siglo XIX, George Barrow y otros geólogos británicos mientras trabajaban en los esquistos de Dalradian, en el suroeste ·de las Tierras Altas escocesas. Aquí, las rocas sedimentarias ricas en arcilla han sido sometidas a un metamorfismo regional, y las rocas metamórficas resultantes pueden dividirse en diferentes zonas basándonos en la presencia de asociaciones de silicatos distintivos. Estas asociaciones de minerales, reconocidas por la presencia de uno o más minerales índice, indican diferentes grados de metamorfismo. Los minerales índice que Barrow ,y sus colegas eligieron para representar la intensidad metamórfica creciente fueron: clorita, biotita, granate, estaurolita, .cianita y sillimanita (Figura 7. 7). Observemos que estos son los minerales metamórficos producidos a partir de rocas sedimentarias ricas en arcilla. Otras asociaciones de minerales y minerales índice se producen a partir de rocas con diferentes composiciones originales, La aparición suc~siva de minerales índice metamórficos indica el aumento o disminución gradual de inten-

sidad metamórfica. Moviéndonos de zonas de grado inferior a superior, la primera aparición de un mineral índice en particular indica la localización de las condiciones de temperatura y presión mínimas necesarias para la formación de ese mineral. Cuando unimos las ubicaciones de las primeras apariciones de ese mineral índice en un mapa, el resultado es una línea de igual intensidad metamórfica o isograda. La región situada entre isogradas se llama zona nietamórfica. Mediante la observación de la incidencia de minerales índice metamórficos, los geólogos pueden construir un mapa que muestre las zonas metamórficas de un área entera (• Figura 7.16). Numerosos estudios de diferentes rocas metamórficas han demostrado que, aunque la textura y composición de cualquier roca puede verse alterada por el metamorfismo, la composición química global puede cambiar muy poco. Por consiguiente, las diferentes asociaciones de minerales encontradas en rocas metamórficas de grado cada vez más alto derivadas de la misma roca original, son el resultado de cambios de temperatura y presión. Una facies metamórfica es un grupo de rocas metamórficas caracterizadas por asociaciones de minerales concretos, formadas bajo las mismas condiciones de presión y temperatura (• Figura 7 .1 7). Cada facies toma el nombre de su mineral o roca más característi-

ZONAS METAMÓRFICAS

C:=! C:=! C:=! C:=! -

Rocas no metamorfizadas más jóvenes Lago Clorita Superior Biotita

Lago Superior

Granate Estaurolita

• Figura 7.16

Sillimanita

Zonas metamórficas en la península Upper, de Michigan. Las zonas en esta región se basan en la presencia de asociaciones de silicatos característicos que resultan del metamorfismo de rocas sedimentarias durante un intervalo de formación de montañas e intrusión granítica subordinada durante el Eón Proterozoico, hace alrededor de 1.500 millones de años. Las líneas que separan las diferentes zonas metamórficas son isogradas. Fuente: De

MICHIGAN Marquette.

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H. L. James, G. S. A Bulletin, vol. 66 (1955),

WISCONSIN

50

placa 1, página 1.454, con permiso del ed itor, la Geological Society of America,

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Bou lder, Colorado. USA Copyright© 1955 Geological Society of America.

© Cengage Learíling Paraninfo

I NFLUENC I A DE L A TECTÓN I CA_ DE PLA CAS EN EL M E TAMORF I SMO

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Aunque normalmente se aplica a zonas donde las rocas originales eran ricas en arcilla, el concepto de facies metamórfica puede utilizarse con modificación en otras situ aciones . Sin e mbargo, no lo podemos utilizar e n áreas donde las rocas originales fueran areniscas de cuarzo puras o dolomías o calizas puras . Dichas rocas sólo producirían cuarcitas y m ármoles, respectivamente.

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100 200 ' 300 400 500 600 700 800 900 1.000 Temperatura (ºC)

INFLUENCIA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS EN EL METAMORFISMO

• Figura 7.17 Un esquema p resió n-temperatura muestra dónde se presenta n las diversas facies metamórficas. Una facies se caracteriza por una asociación mineral particular que se form ó bajo las mismas amplias condiciones de temperatura y presión. Cada facies t o ma el nombre de su minera l o roca más caracte rístico. Fuente: De AGI Data Sheet 35.4, AGI Data Sheets, 3.' edición (1989) con el amable permiso del American Geological lnstitute. Para obtener más información, visite la pág ina Web www.agiweb. org.

co, Por ejemplo, el mineral metamórfico verde clorita, que se forma bajo presiones y te mperaturas rela tivamente bajas , da lugar a rocas que pertenecen a la f acies del esquisto verde. Otra s facies m e tamórficas , como las faci es de la anfibolita y de la granulita que se desarrollan bajo presiones y temperaturas cada vez más altas.

Zona de alta temperatura y alta presión (fac ies anfiboli ta-granu lita) Zona de baja temperatu ra y alta presión (faci es de esquisto azul)

· unque el ~etamorfismo está relacionado con los tres tipos de bordes de placas (véase -la Figura 1.11 ), es más común en los bordes de placa convergentes. Las rocas m e ta mórficas se forman en b ordes de placas convergentes porque la temperatura y la presión .a umentan como resultado de las colisiones de las placas. La • Figura 7 .18 ilustra los diversos sistemas de temperatura-presión que se producen en el borde de placas litosféricas oceánica y continental y el tipo de facies y rocas meta mórficas que pueden darse : Cuando una placa oceánica colisiona con una placa continental, se genera una tremenda presión cuando la placa oceánica subduce. Como la roca es mala conductora del calor, la fría placa oceánica en descenso se calienta lentamente, y el m etamorfismo se produce principalmente por el au-

Zona de alta temperatura y baja presión (metamorfi smo de contacto)

Trinchera o tosa

superior

oceánica Astenosfera

• Figura 7.18 Facies metamórficas resultantes de diversas co ndiciones de temperatura y presión producidas a lo larg o del borde conve rgente entre placas co ntinenta l y oceánica.

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202

CAPITULO

7

METAFORF I SMO Y ROCAS METAMÓRFI CAS

mento de la presión con la profundidad. El metamorfismo de este dpo de entorno produce rocas típicas de la facies de esquistos azules (baja temperatura, alta presión), que está caracterizada por el anfíbol azul, glaucofana (Figura 7 .1 7). Los geólogos utilizan la presencia de rocas de facies de esquistos azules como evidencia de zonas de subducción antiguas. Podemos encontrar un ejemplo excelente de metamorfismo de esquisto azul en las cordilleras de la costa de California. Aquí, rocas del Complejo Franciscano sufrieron un metamorfismo bajo unas condiciones de temperaturas bajas y altas presiones, que indican claramente la presencia de una zona de subducción anterior (• Figura 7 .19). A medida que co~tinúa la subducción en el borde de las placas litosféricas oceánica y continental, tanto la temperatura co~o la presió~ aumentan con la p~ofundidad y dan lugar a rocas metamórficas de grado alto. Con el tiempo, la placa en descenso empieza a fundirse y genera magma que se desplaza hacia arriba. Este magma en ascenso puede alterar la roca circundante mediante un metamorfismo de contacto, produciendo migmatitas en las porciones más profundas de la corteza y corneanas en las zonas menos profundas. Este tipo de ambiente está caracterizado por temperaturas altas y presiones de bajas a medias. Aunque el m etamorfismo es más común en los márgenes de placás ·convergentes, muchos bordes de placas divergentes se caracterizan por el metamorfismo de contac-

to. El magma en ascenso en las dorsales oceamcas calienta las rocas adyacentes, produciendo minerales y texturas metamórficas de contacto. Además del metamorfismo de contacto, los fluidos que emanan del magma en ascenso -y su reacción con el agua marina- con frecuencia producen soluciones hidrotermales portadoras de metales que pueden precipitar minerales de valor económico. Con el tiempo, estos depósitos pueden ser trasladados a la superficie de la Tierra por una posterior actividad tectónica. Los depósitos de cobre de Chipre son un buen ejemplo de esta actividad hidrotermal (véase el Capítulo 2).

METAMORFISMO Y RECURSOS NATURALES --------

uchas de las rocas y minerales metamórficos son recursos naturales valiosos. Aunque estos recursos incluyen varios tipos de depósitos minerales, las dos rocas metamórficas más conocidas y utilizadas son el mármol y la pizarra, que, como ya hemos visto, llevan siglos utilizándose de diversas maneras. Muchos depósitos minerales se producen como resultado del me tamorfismo de contacto, durante el éual

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Corteza oceánica

Complejo Franciscano, zona de baja temperatura y alta presión donde se desarrollan facies de esquistos azules



complejo Franc iscano

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200 km

• Figura 7.19

- - ------·-------------- - -- ------------------------------------

Mapa d e California que muestra la ubicación del Complejo Franciscano y una reconstru cción esquem ática del ambiente en el que se met amo rfizó regionalmente en co~diciones de baj a t emp erat ura y alta presión d e subducción hace aproximadamente 150 millones de años.-La línea roj a en el m·apa índice muestra la orientació n de la reconstrucció n co nforme a la g eografía actual. Fuente: De «Effects of Late Jurassic-Early Tertiary Subductión in Ca lifornia,» San Joaquín Geo/ogical Society Short Course, 1977, 66, Figura 5-9. Reimpreso con permiso.

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RE SU M EN D EL C APfTUL O

Tabla 7.2

- - - -- - - - - -- - - - - - - - - - - ·

203

--~--------

Principales depósitos de menas resultantes del metamorfismo de contacto Mineral principal

Fórmula

Uso

Cob re

Bornita Ca lcopirita

Cu 5 FéS 4 Cu FeS 2

Importantes fuentes de cobre, q ue se usa en fab ricación, transportes; comunicaciones y construcción .

Hierro

Hematites Magnetita

Fe20 Fe30

Fuentes principales del hierro para fabricar acero, que se 'uti liza en todo tipo de construcción, fabricación, tra.nsportes y comunicaciones.

Plomo

Galena

PbS

Estaño

Casiterita

Wolframio

Scheel ita Wolfram ita

CaW0 4 (Fe,Mn)W0 4

Fuentes principa les del wolframio, que se usa en el endu recimiento de metales y en la fabricación de carburos.

Zinc

Esfa lerit a

(Zn, Fe)S

Fuente p rincipa l del zinc, que se utiliza en baterías y en la galvanización del 'hierro y en la fab ricación de latón.

Mena

3 4

Fuente básica del p lomo, que ·se util iza en baterías, tuberías, so ldadura y en cualqu ier sitio en donde se requiera res istencia a la corrosión. Fuente principa l del estaño, que se uti liza para ga lvanizados, soldadura, aleacione-s y productos químicos :

fluidos calientes ricos en iones migran de intrusiones ígneas a la roca que las rodea, produciendo así ricos depósitos minerales. Los sulfuros más comun es asociados con el metamorfismo de contacto son la bornita, calcopirita, galena, pirita y esfalerita; dos óxidos comunes son hematites y magnetita. El estaño y el wolframio son también minerales importantes relacionados con el metamorfismo de conta<;:to (Tabla 7.2).

Otros minerales metamórficos importantes económicamente hablando son el talco, para lo~ polvos de talco; el grafito, para los lápices y los lubricantes secos; los granates y el corindón, que se utilizan como abrasivos o piedras preciosas, dependiendo de su calidad, y la andalucita, cianita y sillimanita, que se utilizan en la fabricación de porcelan as de alta temperatura y minerales resistentes a la temperatura para productos como bujías y las paredes de los hornos .

GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo • Las rocas metamórficas son el resultado de la transformación de otras rocas, normalmente bajo la superficie terrestre, como consecuen cia de u n agente o de una combinación de tres agentes: calor, presión y actividad de fluidos .

• El calor para el metamorfismo proviene de los magmas intrusivos, las coladas de lava extrusivas o enterramiento profundo. La presión puede ser l itostática o dirigida. Los fluidos atrapados en lás rocas sedimen tarias o que emanan de los magmas

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. 204

CAPITULO 7

META FOR F I SMO Y RO CA S METAMÓR FI CAS

intrusivos pueden aumentar los cambios químicos y la formación de minerales nuevos. ·

El m ármol, la cuarcita, la roca verde y las corneanas son rocas metamórficas no foliadas comunes.

Los tres tipos principales de metamorfismo son de contacto, dinámico y regional.

Las zonas metamórficas se basan en los minerales índice y son áreas de igual intensidad m e tamórfica. Las facies metamórficas se caracterizan por asociaciones concretas de minerales que se han formado bajo unas condiciones metamórficas específicas. Estas facies toman el nombre de un tipo de roca o mineral constituyente característico.

Los minerales índice -minerales que se forman solamente dentro de unos índices de temperatura y presión específicos- permiten a los geólogos reconocer zonas metamórficas de grado bajo, medio y alto. • Las rocas metamórficas se clasifican principalmente según su textura. En una textura foliada, los minerales alargados y laminares tienen una orientación preferente. Una textura no foliada no muestra una orientación preferente apreciable de los · · granos minerales. • Las rocas metamórficas foliadas pueden ordenarse según el tamaño de grano y/o la perfección de su foliación. La pizarra es de -grano fino, seguida de (eri orden de grano cada vez más grueso) la filita y el esquisto; el gneis presenta bandas segregadas de minerales. Otra roca metamórfica foliada bastante

rnmún es 1~ anfibolita:

El metamorfismo se produce en los tres tipos de borde de placas, pero está m ás extendido en los bordes de placa convergentes. Las rocas metamórficas formadas cerca de la superficie terrestre en una convergencia de placas oceánica y continental, son el resultado de unas condiciones de temperatura baja y presión alta. A medida que una placa oceánica subducida desciende, queda sometida a presiones y temperaturas cada vez más altas, lo que da lugar a un metamorfismo de un grado más alto. Muchas rocas y minerales m etamórficos, como el 'm ármol, la pizarra, el grafito, el talco y el asbesto, son recursos naturales vahosos.

Términos clave actividad de fluidos (pág. 189) aureola (pág. 189) calor (pág. 186) facies metamórfica (pág. 200) metamorfismo de contacto (pág. 189)

metamorfismo dinámico (pág. 191 ) metamorfismo regional (pág. 191) mineral índice (pág. 191) presión dirigida (pág. 188) presión litostática (pág. 187)

roca metamórfica (pág. 184) textura foliada (pág. 192) textura no foliada (pág. 196) zona metamórfica (pág. 200)

Cuestiones de repaso 1.

El calor magmá tico y la activi_d ad de fluidos son los principales agentes implicados en ¿qué tipo de · metamorfismo?: dinámico; b. _ __ litostático; c. _ _de contacto; d. ___regional; e. termodinámico.

3.

¿Cuál es el orden de tamaño de grano cada vez m ás grueso y pe rfección de foliación?: a. _ gneis --7 esquisto --7 filita --7 pizarra; b. ___filita --7 pizarra --7 esquisto --7 gneis; c. _ __esquisto --7 pizarra --7 gn eis --7 filita ; d. ___pizarra --7 filita --7 esquisto --7 gn eis; e. _ __pizarra --7 esquisto --7 filita --7 gríeis.

4.

¿En qué tipo de borde de placas es m ás común el me tamorfismo?: a ._ _ _ divergente; b. _ __transformantes; c._· _ _asísmico; d ._ __ conve rgente; e ._ __litosférico .

a.___

2.

¿Cuál de los siguientes no es un agente o proceso de m e tamorfismo?: a. ___presión; b. _ __calor; c ._ _ actividad de fluidos; d .___. tiempo; e . _~,· gravedad. 1

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ACTIVIDADES EN LA WORLD WIDE WEB

5.

6.

7.

8.

9.

1O.

Las zonas metamórficas: a. ___reflejan un grado metamórfico; b. ___ están caracterizadas por asociaciones de minerales distintivos; c. ___están separadas unas de otras por isogradas; d. ___ todas estas opciones; e. ___ninguna de estas opciones. La roca metamórfica no foliada formada a partir de caliza .o dolomía se llama: a. ___cuarcita; b. ___ mármol; c. ___ corneanas; d. ___roca verde; e. ___esquisto. Las zonas concéntricas que rodean' una intrusión ígnea y están caracterizadas por asociaciones de minerales distintivos son: a. ___anillos termodinámicos; b. ___regiones hidrotermales; c. ___capas metamórficas; d. ___facies regionales; e. ___aureolas. ¿A partir de qué tipo de roca original pueden formarse las rocas metamórficas?: a. ___ ígnea; b. _ __ sedimentaria; c. _ __ metamórfica; d. _ __volcánica; e. _ _ todas ellas. La presión resultante de un sepultamiento profundo y aplicada igualmente en todas las direcciones sobre una roca es: a. _ _ _ direccional; b. _ _ dirigida; c. _ __ litostática; d. _ _ de cizalla; e. _ __ unilateral. La mayoría de las rocas metamórficas se forman como resultado del tipo de metamorfismo: a. _ _ _ litostático;

205

b. ___de contacto; c. _ __regional; d. _ _local; e. _ __ dinámico. 11.

¿Qué características específicas de las rocas metamórficas foliadas hacen que no sean adecuadas como cimientos de una presa? ¿Existe alguna roca metamórfica que pueda servir para hacer unos buenos cimientos? ¿Por qué?

12.

Explique qué papel juegan cada uno de los tres agentes del metamorfismo en la transformación de cualquier roca en una roca metamórfica.

13.

¿Qué es el metamorfismo regional y bajo qué condiciones se produce?

14.

Describa los dos tipos de textura metamórfica y explique cómo se producen.

15.

¿Por qué está el metamorfismo más extendido en los bordes de placas convergentes que en otros tipos de bordes de placas?

16.

Nombre varios minerales o rocas metamórficas valiosas económicamente hablando y explique por qué lo son.

17.

¿Cómo se pueden utilizar las aureolas para determinar los efectos del metamorfismo?

18.

¿Por qué debería saber el ciudadano medio algo acerca de las rocas metamórficas y cómo se . forman?

19.

Utilizando la Figura 7 .1 7, diríjase a· un punto representado por 450 ºC y 6 kbar de presión. ¿Qué facies metamórficas· están representadas por esas condiciones? Si la presión sube a 1O kbar, ¿qué facies viene representada por las nuevas condiciones? ¿Qué cambio en la profundidad de enterramiento es necesario para efectuar un cambio de presión de 6 a l O kbar?

20.

Si el movimiénto tectónico. de placas no existiera, ¿podría haber metamorfismo? ¿Cree usted que las rocas metamórficas existen en otros planetas de nuestro sistema solar? ¿Por qué?

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Los terremotos y el interior de la Tierra --- --

CAPÍTULO 8

ESQUEMA,, DEL CAPITULO Introducción ¿Qué es la teoría del rebote elástico? ¿Qué es la sismología? ¿Dónde se producen los terremotos y con qué frecuencia? ¿Qué son las ondas sísmicas? ¿Cómo se localiza el epicentro de un terremoto? Tamaño y fuerza de un terremoto Efectos destructivos de los terremotos ¿Se pueden predecir los terremotos? ¿Se pueden controlar los terremotos? ¿Córno es el interior de la Tierra? • El núcleo terrestre El manto terrestre Tomografía sísmica GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Los diamantes y el interior de la Tierra El calor interno de la Tierra La corteza terrestre Geo-Recapitulación

Una m ujer y su hijo p e rmanecen e ntre los escom bros de su casa e n Bam, Irán, e l 5 de e nero de 2004. Se estima que unas 43.000 personas fallecieron en el terremoto más reciente que ha sacudido Irán. Fuente: Morteza Nikoubaz/Reuters/ Corbis

208

CAPITULO

8

LOS TERREMOTOS Y E L I N TERIOR D E LA TI ERRA

Introducción las 5:27 a.m. del 26 de diciembre d e 2003, un vio lento t emb lo r prod ucido por un terremot o despertó a mi les de personas en e l área de Bam, al sudeste de Irán. Cuando el terre moto cesó, una cantidad esti mada de 43 .000 personas habían fa ll ecido, había al menos 30.000 heridos y aproximada mente 75 .000 su p ervivient es quedaron sin hoga r. La ca nt idad de destrucc ió n que provocó est e terremoto de magn itud 6 .6 es asombrosa. A l menos un 85% de las estructuras de la zona de Ba m quedaron dest ruidas o dañadas. H a~ bía edificios derruidos po r todas partes, las ca lles estaban cubiertas de escom bros y todas las comu nicacio nes quedaron cortadas. En general, fue un desastre de proporciones épicas. A un así, no fu e el primero, ni será e l último, de los grandes terremotos devastadores ·en esta región u otras partes del mundo. A l ser uno de los fenómenos de la natu ra leza más aterradores y destruct ivos, los terremot os siempre han provocado un sentimiento de temor y han sido tema de mitos y .leyendas. Lo que hace que un terremoto sea tan aterrador es que, cuando com ienza, no hay manera de saber cuánto va a d urar o lo violento que va a res ultar. A lrededor de 13 m ill ohes de personas han fal lecido en terremotos a lo largo de los últ imos 4 .000 años, 2,7 mi ll ones de estas mue·r tes se han p rod ucido en el últ imo sig lo (Tabla 8.1 ).

Los geólogos definen un terremoto como la sacud ida o temblor provocado por la repentina liberación de energía, norma lmente como resu ltado de fallas, que implica el desp lazam iento de las rocas a lo la rgo de las fracturas (hablamos de los d iferentes tipos de fa ll as en e l Capítu lo 10) . Después de un terremoto, los continuos ajustes q ue se producen en una fa ll a pueden generar una serie de terremotos conocidos como réplicas. La mayoría de las rép licas son más pequeñas que el temblor principa l, pero, aun así, pueden ca usar un daño considerable en las estructu ras ya debilitadas, como sucedió en el terremot o de Irán en 2003. Au nque la defi nición geo lóg ica de un terremot o es precisa , rio es tan imaginativa ni co lorida como lo eran las exp li caciones q ue se daban en e l pas~do. Muchas cu lturas at ribuían la causa de los terremotos a los movim ientos de algún tipo de animal sobre el que descansaba la Ti erra . En Japón , era un pez gato gigant e; en M ongo lia, una rana gigante; en China , un buey; en Sudamérica, una ballena; y pa ra los A lgonquinos de América de l Norte, una inmensa tortuga . Una leyenda mejicana sostiene que los terremotos se producen cuando el diab lo rompe la corteza para que él y sus am igos puedan llegar a la superficie. . Si los terremotos no los producen los movi mi entos de un animal ni el diablo al romper la corteza, ¿qué los provoca? Los geólogos saben que la mayor parte de los terremo-

Tabla 8.1

Algunos terremotos significativos Año

Ubicación

1556 1755 1906 1923 1976 1985 1988 1990 1993 1995

China (provincia de Shanxi)

1998 1999 2001 2003 2004

© Cengage Learnin g Paraninfo

Portuga l (Lisboa) EE .UU. (San Fran cisco, Cal ifornia) Japón (Tokyo) Ch ina (Tangshan) · . México (Ciudad de Méxi co) Armen ia Irán . India Japón (Kobe) Afgan istán Turquía India Irán Indonesia

Magnitud (estimada antes de 1935)

Víctimas (estimadas)

8,0 8,6 8,3 8,3 8,0 8,1 7,0 7,3 6,4 7,2 6,1 7,4 7,9 6,6 9,0

1.000.000 70.000 3.000 143.000 242.000 9.500 25.000 40.000 30.000 5.000+ 5.000+ 17.000 14.000+ 43.000 >156.000

¿QU É ES L A TEORfA DEL R E BOTE E L ÁST I CO ?

209

tos son el resultc;ido de la energía liberada en los bordes de placas, y, por tanto, son una manifestación de la naturaleza dinámica de la Tierra y del hecho de que la Tierra es un p laneta internamente activo. ¿Por qué deberíamos estud iar los terremotos? La respuesta más obvia es porque son destructivos y provocan muchas muertes y daños a las personas que viven en las zonas de terremotos. Los terremotos también afectan la economía de muchos países en términos de costes de limpieza, puestos de trabajo perdidos y falta de ingresos en los negocios. Desde .un punto d e vista puramente perso-

nal, puede que algún día se vea n afectados por un terremoto. Aunque no planeen vivir en un área propensa a los terremotos, probablemente algún día viajen a algún sitio donde exista la amenaza de terremotos y deberían saber qué hacer si experiment an uno. En este capítulo, aprenderemos lo que podemos hacer para conseguir que nuéstra casa sea más resistente a los terremotos, precauciones que debemos tomar si vivimos en un sitio donde los terremotos son comunes y qué hacer durante y después de un terremoto para minim izar las posibilidades de daños graves o incluso de muerte.

¿QUÉ ES LA TEORÍA DEL REBOTE ELÁSTICO?

lados opuestos de la falla se habían movido 3,2 m durante el período de 50 años anterior a la ruptura de 1906, con el lado oeste moviéndose hacia el norte(• Figura 8.1). Según Reíd, las rocas de los lados opuestos de la falla de San Andrés habían estado almacenando energía y doblándose ligeramente durante al menos 50 años antes del terremoto. Cualquier línea recta, ·como por ejemplo una valla o una carretera, que cruzara la falla de San Andrés estaba gradualmente doblada porque las rocas de un lado de la falla se movían con relación a las rocas del otro lado (Figura 8.1 ). Al final, la resistencia de las rocas se sobrepasó, las rocas de los lados opuestos de la falla rebotaron o «recuperaron» su forma anterior y la energía

asándose en los estudios que se hicieron después del terremoto de San Francisco de 1906, H. F. Reíd, de la Universidad Johns Hopkins , propuso la teoría del rebote elástico para explicar cómo se libera la energía durante los terremotos. Reíd estudió tres conjuntos de medidas tomadas en una porción de la falla de San Andrés que se había fracturado durante el terremoto de 1906. Las medidas revelaron que puntos en

Posición original

Deformación ·

Ruptura y liberación de energía

Las rocas vuelven a la forma original no deformada

• Figura 8.1 Seg ún la t eoría d el rebote elást ico, cuándo las rncas se d eforman, almacenan energía y se co mb an. Cuando la fuerza int erna d e las rocas se sobrep asa, se fract uran, liberand o la energía al volver a la forma que t enían ant es d e d eformarse. Est a liberación rep ent ina d e e~e rgía ca usa un terrem ot o.

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CAPÍTULO

8

LOS TERREMOTOS Y EL INT E RIOR D E L A TI E RRA

almacenada fue liberada en forma de ondas sísmicas que radiaron hacia el exterior desde la ruptura (Figura 8, 1). Estudios de campo y de laboratorio adicionales llevados . a cabo por Reíd y otros han confirmado que el rebote elástico es el mecanismo por el cual se libera la energía durante los terremotos. Lii energía almacenada en las rocas que sufren una deformación elástica es análoga a la energía almacenada en un resorte de reloj al que se le da mucha cuerda. Cuanta más cuerda se le da al resorte, más energía se almacena; por lo que hay más energía disponible para liberar. Si al resorte se le da tanta cuerda que se rompe, entonces la energía almacenada se libera cuando el resorte se desenrosca rápidamente y recupera parcialmente su forma original. Puede que una analogía más significativa sea sencillamente la acción de doblar un palo largo y recto sobre una rodilla. Cuando el palo se dobla, se deforma y al final, alcanza un punto en el que se rompe. Cuando esto sucede, las dos piezas del palo original recuperan su forma recta original. De igual modo, las rocas sometidas a fuerzas intensas se doblan. hasta que se rompen y entonces vuelven a su posición original, liberando energía en el proceso.

¿QUÉ ES LA SISMOLO.G ÍA?

Cable Soporte

/

Masa suspendida

Base anclada

y que se mueve con ella

(a) Soporte

Base anclada

y que se mueve con ella

(b) 1

·--·- - - - - - - ·- - - - - - - - - - - -··- - - - · · --

a sismolOgía, el estudio de los terremotos, sur. gió como una verdadera ciencia en el siglo XIX con el desarrollo de los sismógrafos, instrumentos que detectan, registran y miden las vibraciones producidas por un terremoto (• Figura 8.2). El registro realizado por un sismógrafo se llama sismograma. Aunque en la actualidad la mayoría de los sismógrafos tienen sensores electrónicos, los listados informáticos han reemplazado en gran parte a los sismogramas de gráficos -de líneas de los primeros sismógrafos. Cuando se produce un terremoto, la energía se irradia en forma de ondas sísmicas a partir del punto de liberación (• Figura 8.3). Estas ondas son, de algún modo, análogas a las ondas que se producen de forma concén" trica desde el punto en el que se ha arrojado una piedra en un estanque. Sin embargo, a .diferencia de las ondas de un estanque, las ondas sísmicas se mueven desde su origen hacia fuera en todas direcciones. Los terremotos se producen porque las rocas son capaces de almacenar energía, pero su resistencia es limitada, por lo que si son sometidas a suficiente fuerza, se rompen y liberan la energía almacenada. En otras palabras; la mayoría de los terremotos se producen cuando hay un movimiento a lo largo de las fracturas (fallas), la

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Norte

• Figura 8.2

- - - - -··---·----····- - - ·- ·-

Los sismógrafos modernos registran las ondas de los terremotos electrónicamente . (a) Sismógrafo de movimiento horizontal. A causa de su inercia, la pesada masa que co·ntiene el marcador se queda inmóvil mientras el resto de la estructura se mueve con el suelo durante un terremoto. En tanto que la longitud del brazo no es parale la a la dirección del movimiento del suel.o, el marcador registrará las ondas del terremoto .en el tambor giratorio. Este sismógrafo registraría ondas del ¿este o del este, pero para registrar ondas del norte o del sur se necesita otro sismógrafo en ángulo recto a éste. (b) Sismógrafo de movimiento vertical. Este sismógrafo funciona con el mismo principio que el instrumento de movimiento horizontal y registra el movimiento vertical del suelo.

mayor parte de las cuales están relacionadas con movimientos de placas. Una vez que se inicia una fractura, se desplaza a lo largo de la falla a varios kilómetros por segundo mientras sigan existiendo condiciones para la ruptura. Cuanto más larga sea la fractura en la que se produce el movimiento, más tiempo tarda en liberarse la energía liberada y, por tanto, el suelo temblará durante más tiempo. En algunos terremotos muy grandes, el suelo podría temblar durante 3 minutos, un período aparentemente corto, pero interminable si estás experimentando un terremoto de primera mano.

¿ DÓND E SE PRODUCEN L OS TERREMOTOS Y CON Q UÉ FR EC UEN CIA?

• Figura activa 8.3 El foco de un terremoto es el lugar donde comienza la ruptura y se libera la energía. El lugar de la superficie, en vertica l desde el foco, es el epicentro. Los frentes <;le ondas sísmicas se mueven en todas las direccio nes desde su fuente, el foco d el terremoto.

El hipocentro y el epicentro de un terremoto El punto en el interior de la Tierra donde se inicia la fractura - es decir, el punto en el que primero se libera la en ergía- , es el foco de un terremoto o hipocentro. Sin embargo, lo que normalmente oímos en las noticias es la ubicación del epicentro, el punto en la superficie terrestre situado directamente sobre el hipocentro (Figura 8.3). Por ejemplo, según un informe del Centro de Investigación Geológica de Estados Unidos, el terremoto de agosto de 1999 en Turquía tenía su epicentro a unos 11 km al sudeste de la ciudad de lzmit, y su profundidad focal (distancia desde la superficie de la Tierra hasta el hipocentro de un terremoto) era de unos 17 km. Los sismólogos reconocen tres categorías de terremotos según su profundidad focal. Los terremotos de foco poco profundo tienen profundidades focales de menos de 70 km por debajo de la superficie, mientras que aquellos con hipocentros entre 70 y 300 km bajo la superficie son de foco intermedio, y los caracterizados como de foco profundo tienen una profundidad de más de 300 km. Sin embargo, los terremotos no se distribuyen de igual manera entre estas tres categorías. Aproximadamente, un 90% de los .hipocentros de los terremotos se. encuentran a profundidades de menos de 100 km, mientras que sólo un 3% de los terremotos son profundos. Los terremotos

21I

de foco poco profundo son, con .pocas excepciones, los más destructivos . Existe una interesante relación entre los hipocentros de los terremotos y los bordes de placas. Los terremotos generados en bordes de placas divergentes o transformantes son, invariablemente, de foco poco profundo, mientras que muchos terremotos de foco poco profundo y casi todos los de foco intermedio y profundo se producen en márgenes convergentes (• Figura 8.4). Además, surge una pauta cuando se trazan las profundidades focales de los terremotos cercanos a arcos insulares y a sus fosas oceánicas adyacentes. Observemos en la • Figura 8.5 que la profundidad focal aumenta por debajo de la Fosa Tonga en una zona estrecha bien definida con un buzamiento de aproximadamente 45 grados. Las zonas sísmicas buzantes, llamadas zonas de BeniÓff, son comunes en los bordes de placas convergentes, donde una placa-subduce.por debajo de otra. Estas zonas sísmicas·con buzamiento indican el ángulo de descenso de la placa en un borde de placa convergente.

¿DÓNDE SE PRODUCEN LOS TERREMOTOS Y CON QUÉ FRECUENCIA? ingún lugar en la Tierra ·es inmune a los terremotos, pero · casi el 95 % tienen ·lugar en cinturones sísmicos correspondientes a bordes de placas donde las placas convergen, divergen y se deslizan horizontalmente una contra la otra. La actividad sísmica alejada de los márgenes de las placas es mínima, pero puede ser devastadora cuando se produce. La relación entre los márgenes de las placas y la distribución de los terremotos es bien evidente cuando superponemos las ubicaciones de los epicentros de los terremotos sobre un mapa que muestre los límites de· las placas de la Tierra (Figura 8.4) . . La mayoría de los terremotos (aproximadamente un 80%) se producen en el cinturón circum-Pacífico, una zona de actividad sísmica que casi rodea ·la cuenca del océano Pacífico. La mayor parte de estos ·terremotos son resultado de la convergencia en los' márgenes de las phicas, como en el caso del terremoto de 1995 en Kobe, Japón(• Figura .8.6). Los terremotos a lo largo de la costa del Pacífico de América del Norte, especialmente en California, se encuentran también en este cinturón, pero aquí las placas se pasan unas a otras al deslizarse en lugar de converger. El terremoto del 17 de octubre de 1989 en Loma Prieta, en el área de San Francisco, y el del 17 de

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CA PITULO

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LOS TERREMOTOS Y EL INTERIOR DE LA TI ERRA

• Figura 8.4 Relación ent re epicentros d e terrem otos y bordes d e p lacas. Aproximadamente el 80% de los t erremotos ocu rre dentro del cinturó n circum-Pacífico, el 15% dentro d el cinturó n M editerráneo-Asiático, y el 5% restante dentro d e los interiores de las p lacas . o a lo largo de las dorsales oceán icas. Cada punto rep resenta un único epicentro de terrem ot o. Fuente: Datos de l Natio nal Oceanic and Atmospheric Adm inistration .

enero de 1994 eh Northridge, se produjeron en este borde de placas~ El segundo m ayor cinturón sísmico, con el 15% de los terremotos, es el cinturón Mediterráneo-Asiático. Este cinturón se extiende h acia el oeste ·desde Indonesia, a

través del Himalaya, pasando por Irán y Turquía y hacia el oeste a través de la región m editerránea de Europa. Los devastadores terremotos de 1990 y 2003 en Irán, que mataron a 40.000 y 43.000 personas, respectivamente , el terremoto de Turquía de 199 9 , que mató a

Arco volcánico de Tonga

Litosfera oceánica

E' :; 200 crl

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Foco del terremoto

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oceánica

• Figura 8.5 La profundidad foca l aumenta en una zona bi en definida, con un b uzamiento de aproximadamente 45 grados bajo el arco volcánico de Tonga, en el Pacífico Sur. Las zonas sísmicas b uzantes se denominan zonas de Benioff.

¿QUÉ SON LAS ONDAS SfSM I CAS?

213

esfuerzos localizados provocados por la compresión que experimentan la mayoría de las placas a lo largo de sus márgen es. Una analogía útil es la acción de mover una casa. Por muy cuidadosos que sean los transportistas, desplazar algo tan grande sin que sus partes internas se muevan ligeramente es imposible . De forma parecida, no es probable que las placas se muevan sin que se pr"oduzcan algunos esfuerzos internos que, ocasionalmente, provocan terremotos. Curiosamente, muchos terremotos intraplaca están relacionados con fallas muy antiguas y supuestamente inactivas que se reactivan a diferentes intervalos. Cada año, la red mundial de estaciones sismográfícas registra más de 150.000 terremotos lo suficientemente fuertes como para que se sientan. Además, los sismógrafos registran anualmente un número estimado de 900.000 terremotos; pero son demasiado pequeño_s para catalogarlos individu almente. Estos terremotos pequeños son el resultado de la energía liberada cu ando tienen lugar los ajustes continuos entre las diversas placas.

¿QUÉ SON LAS ONDAS SÍSMICAS? • Figura 8.6 Daños causados por un t erremoto en el cinturón circu m-Pacíf ico, en Kobe, Japón, ca usad os por el terremoto de enero d e 1995, en el q oe murieron más de 5.000 p ersonas.

17 .000 y el de India de 2001, que mató a más de 14.000 personas, son ejemplos recientes de los terremotos destruc tivos que golpean esta región (Tabla 8 .1). El 5% restante de los ter¡emotos se produce principalmente en el interior de las placas y a lo largo de los sistemas de dorsales oceánicas. La m ayoría de estos terremotos no son fuertes, a unque existen varios terremotos intraplaca dignos d e mención. Por eje mplo , los terre motos de 18 11 y 18 12 cerca de New Madrid, Missourí, mataron aproximadamente a 20 p e rsonas y casi destruyeron la ciudad. Fu eron tan fuertes que se sintieron desde las Montañas Rocosas h asta el océano Atlántico y desde la frontera canadiense al Golfo de M éxico. Otro terremoto intraplaca importante sacudió a Charleston, Carolina del Sur, el 3 1 de agosto de 1886, matando a 60 personas y causando 23 millones de dólares en daños m ate riales. No comprendemos muy bien la causa de los terremotos íntraplaca, pero los geólogos creen que surgen de

uchas personas h an experim e n tado un terremoto, pero probablemente no saben que el temblor que h an sentido y el daño a las estructuras están provocados por la llegada de las ondas sísmicas, un término general que engloba todas las ondas generadas por un terremoto. Cuando se produce un movimiento en una falla, la en ergía se libera en forma de dos clases de ondas que irradian h acia fuera en todas direcciones desde el hipocen tro de un terremoto. Las ondas de cuerpo, llamadas así porque viajan a través del c uerpo sólido de la Tierra, son e n cierto modo como las ondas del sonido, y las ondas supeifi.ciales, que viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, son análogas a las ondulaciones u olas de las superficies de agu a.

Ondas de cuerpo Un terre moto genera dos tipos de ondas de cu erpo: Ondas P y Ondas S (• Figura 8 .7). Las ondas Pu ondas primarias son las ondas sísmicas más veloces y pueden viajar a través de sólidos, líquidos o gases. Las ondas P son ondas de compresión y se parecen a las ondas del sonido en q ue mueven el m aterial h acía delante y hacía atrás a lo largo de una línea en la misma dirección en la que se mueven las propias ondas (Figura 8. 7b ).

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CAPITULO

8

LOS TERR EMOTOS Y EL I NTE RIO R DE LA TIERRA

(a) Material no modificado

xS

0

f

U

?!'

Material no modificado

• Figura 8.7

-----

(a) Material no modificado, como referencia. (b) y (c) muestran cómo las o ndas viajan por la Tierra. (b) Las ondas p ri marias (ondas P) comprimen y expanden el material en la misma dirección en la q ue viajan. (c) Las ondas secundarias (ondas S) mueven el material perpendicularmente a la dirección del movimiento de onda. (d) Ondas P y S y su efecto en una estructura superficial. Fuente: (a,

(b) Onda primaria Dirección del movimiento de la onda

Por tanto, el material a través del que viajan las ondas P se expande y se contrae cuando las ondas lo atraviesan y vuelve a su tamaño y forma original cuando la onda ya ha pasado. Las ondas S , u ondas secundarias, son algo más lentas que las ondas P y sólo pueden viajar a través de sólidos. Las ondas S son ondas de cizalla porque mueven el ma terial en_per pendicular a la dirección de la onda, produciendo esfuerzos en cizalla en el material que atraviesan (Figura 8 .7c). Como los líquidos (así como los gases) no son rígidos, no tienen fuerza de cizalla y las ondas S no pueden transmitirse a través de ellos. La velocidad de las ondas P y S_viene determinada por la densidad y la elasticidad de los ma teriales a través de los que se mueven. Por ejemplo, las ondas sísmicas viajan más lenta_m ente a través de rocas de mayor densidad , pero más rápidamente a través de rocas con una mayor elasticidad. La elasticidad es u_n a propiedad de los sólidos, como por ejemplo las rocas, y significa que una vez que.se han deformado por la aplicación de una fuerza, vuelven a su forma original cuando la fuerza ha desaparecido . Como la velocidad de las ondas P es mayor que la de l as ondas S en todos los materiales, las ondas P siempre llegan primero a las estaciones sísmicas . .

• Figura activa 8.8 ---

Foco

b, e): De Nuclear Explosions and Earthquakes: The Parted Veil, por Bruce A Bolt. Copyright© 1976 de

(d)

W. H. Freeman and Company. Utilizado con permiso.

generalmente, un movimiento ondulante o de balanceo, muy parecido a la experiencia de estar en un barco. Existen varios tipos de ondas superficiales. Los dos más importantes son las ondas Rayleigh (ondas R) y las ondas Love (ondas L), llamadas así por los científicos británicos que las descubrieron, Lord Rayleigh y A. E. H. Love. Las ondas Rayleigh son normalmente las más lentas de las dos, y actúan como las ondas del agua, ya que se mueven hacia delante mientras las partículas individuales de material desarrollan un movimiento elíptico dentro de un plano vertical orientado en la dirección del movimiento de la onda (• Figura 8.8b}. El movimiento de una onda Love es similar al de una onda S, pero las partículas individuales de material se mueven solamente hacia atrás y hacia delante en un plano h orizontal perpendicular a la dirección del viaje de la onda (Figura 8 .8c). Este tipo de movimiento lateral puede resultar particularmente dañino para los cimientos de los edificios.

¿CÓMO SE LOCALIZA EL EPICENTRO DE UN TERREMOTO?

o .ndas superficiales Las ondas superficiales viajan a lo largo de la superficie del suelo, o justo por debajo, y son más lentas que las on~ das de c uerpo. A diferencia de .las bruscas sacudidas que provocan las ondas de cuerpo, las superficiales producen , © Cengage Learning Paraninfo

· a h emos m en cionado que las noticias normalm ente informan del epicentro de los terr_e motos, pero ¿cómo se _determina la ubicación de un epicentro? Una vez más, los geólogos se basan en el

¿CÓMO SE LOCALI ZA EL EPICENTRO DE UN TERREMOTO?

215

(a) Material no modificado

Onda de Rayleigh

Onda de Love

(d)

• Figura 8.8 (b) Onda de Rayleigh

(e) Onda de Love

• Figu_ra activa 8.9

Ondas superficiales. (a) Material no modificado, como referencia. (b) y (c) muestran cómo las ondas superficiales viajan por la superficie de la Tie rra o justo debajo de ella. (b) Las ondas de Rayleigh (ondas R) mueven el material en una trayectoria elíptica en un plano para le lo orientado en la dirección del movim iento de la onda. (c) Las ondas de Love (ondas L) mueven el material adelante y atrás en plano horizontal perpendicular a la dirección del movimiento de la onda. (d) La llegada de las ondas R y L ocasionan que la superficie se ondule y se sacuda de lado a lado. Fuente: (a, b, c) De Nuclear Explosions and Earthquakes: The Parted Veil, por Bruce A. Bolt Copyright© 1976 de W. H. Freeman and Company. Utilizado con permiso.

estudio de las ondas sísmicas. Sabemos que las ondas P viajan más rápido que las ondas S, casi dos veces más rápido en todas las sustancias, por lo que las ondas P llegan primero a la estación sismográfica, seguidas, algún tiempo después, por las ondas S. Tanto las ondas P como las ondas S viajan directamente desde el hipocentro a la estación sismográfica a través del interior de la Tierra, pero las ondas L y R llegan las últimas porque son las más lentas y además viajan por la ruta más larga a lo largo de la superficie (• Figura 8.9a, b). Las ondas L y R causan gran parte del daño durante los terremotos, pero ahora sólo debemos preocuparnos de las ondas P y S, porque son las importantes a la hora de encontrar el epicentro. Los sismólogos, geólogos que estudian la sismología, han acumulado una tremenda cantidad de datos a lo largo de los años, y ahora conocen las velocidades medias de las ondas P y S para cualquier distancia específica desde su origen. Estos tiempos de viaje de las ondas P y S se publican en gráficos de tiempo-distancia, que muestran que la diferencia entre los tiempos de llegada de las dos ondas está en función de la distancia entre un sismógrafo y el hipocentro de un terremoto (Figura 8.9c). Es decir, cuanto más lejos viajen las ondas, mayor es el intervalo de tiempo P-S o, sencillamente, la diferencia de tiempo entre la llegada de las ondas P y S (Figura 8.9a,c). Si conocemos los intervalos de tiempo P-S desde al menos tres estaciones sismográficas, entonces podemos determinar el epicentro de cualquier terremoto (• Figura 8.1 O). Así es como funciona. Si restamos el tiempo de

llegada de la primera onda P del tiempo de llegada de la primera onda S, obtenemos el intervalo de tiempo P-S de cualquier estación sísmica. Trazamos cada uno de estos intervalos de tiempo en un gráfico de tiempo-distancia y dibujamos una línea recta hasta el eje de distancia del gráfico, lo que nos da la distancia desde el hipocentro hasta cada estación sismográfica (Figura 8. 9c). A continuación, dibujamos en un mapa un círculo cuyo radio es igual a la distancia mostrada en el gráfico de tiempo-distancia desde cada una de las estaciones sísmicas (Figura 8.10). La intersección de los tres círculos es la ubicación del epicentro del terremoto. Si observamos la Figura 8.1 O, debería resultar obvio que sori necesarios los intervalos de tiempo P-S de al menos tres estaciones sísmicas. Si sólo utilizáramos los de una, el epicentro podría estar en cualquier ubicación dentro del círculo dibujado alrededor de esa estación, y dos estaciones nos darían dos ubicaciones posibles para el epicentro. Determinar la profundidad focal de un terremoto ·es mucho más difícil y considerablemente menos preciso que encontrar su epicentro. Normalmente, la profundidadfocal se averigua haciendo cálculos basados en varias suposiciones, comparando los resultados con -aquéllos obtenidos en otras estaciones sísmicas y a continuación, recalculando y aproximando la profundidad tanto como sea posible. Aún así, los resultados no son altamente precisos, pero.nos muestran que la mayoría de los terremotos, probablemente un 75%, tienen hipocentros a no más de 1o ó 15 km de profundidad y que unos pocos están a una profundidad de hasta 680 km.

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CA PITULO

8

LO S TERREMOTOS Y EL I NTE RIO R DE LA TIEH HA

Ondas de cuerpo

Ondas superficiales Llegada de laor l

Ruido de fondo

25

~

\

e 20

Io u

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o ¡¡>

Tiempo (a)

15

Q)

u

o

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Q)

i=

5

/

Llegada de la onda P

Llegada de la onda S

/ (b)

2.000 4.000 6.000 8.000 10.000 12.000

Distancia al foco (km) (c)

• Fig~~~·_! ___,_______ ______ (a) Sismograma esquemático que muestra el orden de llegada y los gráficos producidos por _las ondas P, S y L. Cuando se produce un t erremoto, las ondas de cuerpo y las superficiales se irradian hacia el exterior del foco al mismo t iempo. Dado que las ondas P son las más rápidas, llegan primero a un sism ógrafo, seguidas de las ondas S y, a continuación, por las ondas superficiales, q ue son las más lentas. La diferencia entre los tiempos d e llegad a de las ondas P y S es el interva lo de tiempo P-S; es una fun ción de la d istancia desde el foco a la estaéió n d el sismógrafo. (b) Sism ograma del t erremot o de 1906 en San Francisco, reg istrado a 14.668 km de distancia, en . Gi:ittingen, A lemania. El registro total representa cerca de 26 minutos, así que transcurrió un t iempo considerable entre la llegada de las ondas P y las S, cuyo movimiento es más lento. La llegada d e ondas superficiales, no m ostra do aquí, ca usó que el instrum ento se saliese de la escala. (c) Gráfico tiempo -distancia que muestra los tiempos medios de viaje de las ondas P y S. Cuanto más lej os se encuentra una est ació n sism ográfica del foco de un terremot o, más largo es el intervalo entre la llegada de las ondas P y S, y d e ahí una mayor distancia entre las curvas del gráfico tiempo-distancia, según se indica en el intervalo de tiempo P-S. Fuente: (e) Basado en los datos de C. F. Richter, Elementary Seismology, 1958. W H. Freeman and Company.

• Figura 8.1 O

• Figura activa 8.11 ---- - -·· - · - - - - - ~

~=Estaciones sismológicas B= Berkeley D=Denver NY=Nueva York ® =Epiéentro

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~

Se necesitan tres est aciones sismo lóg icas para localizar el epicentro de un t erremoto. El interva lo de tiempo P-S se dibuja en un gráfico tiempo-distancia para cada est ación sismográfica para determinar a q ué distancia está la estació n d el epicentro. Se dibuja una circunferencia con ese radio y centro en cada estación, y la intersecció n d e las tres circunferencias es el epicentro del terremoto.

TAMAÑO Y FUEHZA DE UN TERREMOTO

TAMAÑO Y FUERZA DE UN TERREMOTO

217

método proporciona información importante que puede utilizarse para prepararnos para terremotos futuros.

Intensidad espués de un terremoto que causa grandes daños, víctimas mortales y heridos, es normal ver reportajes gráficos de la violencia del seísmo y del sufrimiento humano. Los titulares nos cuentan que miles de personas han fallecido, muchos más han resultado heridos o se han quedado sin sus hogares y que los daños materiales alcanzan los millones y, posiblemente, billones de dólares. No hay muchos procesos naturales que tengan consecuencias tan trágicas. Aunque las descripciones de las muertes y los daños nos dan alguna indicación del tamaño de un terremoto, los geólogos estári interesados en métodos más fiables para determinar el tamaño y la fuerza del mismo. Normalmente, se utilizan dos medidas de la fuerza de un terremoto. Una es la intensidad, una valoración cualitativa de los tipos de daños provocados por un terremoto. La otra, la magnitud, es una medida cuantitativa de la cantidad de energía liberada por un terremoto. Cada

La intensidad es una medida subjetiva del tipo de daño producido por tin terremoto, así como la reacción de la gente. Desde mediados del siglo XL'<, los geólogos han utilizado la intensidad como un cálculo aproximado del tamaño y fuerza de un terremoto. La escala de intensidad más común utilizada en Estados Unidos es la escala de intensidad de Mercalli modificada, con unos valores que van del I al XII (Tabla 8.2). Podemos hacer mapas de intensidad de las regiones sacudidas por los terremotos dividiendo la ~egión afectada en varias zonas de intensidad. El valor de intensidad dado a cada zona es la intensidad máxima alcanzada por el terremoto en esa zona. Aunque los mapas de intensidad no son precisos debido a la naturaleza subjetiva de las mediciones, proporcionan a los geólogos un cálculo aproximado de la ubicación del terremoto, el tipo y alcance de los daños producidos y los efectos de la geología local sobre los diferentes tipos de construcciones (• Figura 8.11).

Tabla 8.2

Escala de intensidad de Mercalli modificada No se siente excepto bajo unas circunstancias especialmente favorables. 11

Sólo lo sienten algunas personas descansando, especialmente en los pisos superiores de edificios.

111

Se siente bastante en interiores, especialmente en los pisos superiores de edificios, pero muchas personas no lo reconocen como un terremoto. Los automóviles parados se balancean ligeramente.

IV

Durante el día lo sienten muchos en interiores, pocos en el exterior. Por la noche algunos se despiertan. Sensación de que un camión pesado golpea el edificio. Los automóviles parados se balancean notablemente.

V

Sentido por casi todos, muchos se despiertan. Algunos platos, ventanas, etc., se rompen, algún caso de pared agrietada. Se advierten a veces movimientos extraños de árboles, mástiles y de otros objetos altos.

VI

Sentido por todos; muchos, asustados, corren al exterior. Algunos muebles pesados se mueven; algunos casos de mampostería derribada o de chimeneas dañadas. Ligeros daños.

VII

Todo el mundo sale al exterior. Daños insignificantes en edificios bien diseñados y construcción; ligeros a moderados en estructuras normales bien construidas; considerable en las mal construidas o mal diseñadas;

algunas chimeneas rotas. Lo observan los conductores de automóviles. VIII

Ligeros daños en estructuras diseñadas especialmente; considerables en edificios construidos normalmente con flujos de tierras parciales; grandes en estructuras de pobre construcción. Caída de chimeneas, monumentos, paredes. Se vuelcan los muebles pesados. La arena y el lodo se expulsan en cantidades pequeñas.

IX

Daños considerables en estructuras especialmente diseñadas. Edificios fuera de sus cimientos. El suelo se cuartea bastante. Las tuberías bajo tierra se rompen.

X

Algunas estructuras de madera bien construidas se destruyen; la mayoría de las estructuras de albañilería y soportes con los cimientos destruidos; el suelo se agrieta mucho. Los raíles se curvan. Corrimientos de tierras desde las riberas de los ríos y taludes inclinados. El agua salta sobre las riberas de los ríos.

XI

Pocas, si hay, estructuras (de albañilería) permanecen en pie. Se destruyen los puentes. Grandes fisuras en el suelo. Tuberías subterráneas completamente fuera del servicio.

XII

Daño total. Se ven ondas en el suelo. Los objetos saltan por el aire. Fuente: U.S. Geological Survey.

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CAPITULO

8

LOS T E RREMOTOS Y E L I N T E RIOR D E LA TI E RR A

Como la intensidad es una medida del tipo de daño producido por un terremoto, las compañías de seguros aún clasifican los terremotos en base a su intensidad. Generalmente, un terremoto grande producirá valores de intensidad más altos que uno pequeño, pero además de la cantidad de energía liberada por un·terremoto, existen otros muchos factores que también afectan a su intensidad. Estos factores incluyen la distancia del epicentro, la profundidad focal, la densidad de población, la geología local de la zona, el tipo de construcción empleado y la duración del temblor. ·

Magnitud Si queremos comparar los terremotos cuantitativamente, debemos utilizar una escala que mida la cantidad de energía liberada y que sea independiente de· la intensidad: Dicha escala fue desarrollada en 19 3 5 por Charles F. Rii::hter, un sismólogo del Instituto-de Tecnología de

Nevada

California. La escala de magnitud de Richter mide la magnitud de los terremotos, que es la cantidad total de energía liberada po~ un terrémoto en su origen. Es una escala abierta con valores que comienzan en el 1. La magnitud más grande registrada ha sido de 8,6, y aunque valores superiores a 9 son teóricamente posibles, son altamente improbables, porque las rocas no son capaces de almacenar la energía necesaria para generar terremotos de esta magnitud. Los científicos determinan la magnitud de un terremoto midiendo la amplitud de la onda sísmica más grande registrada en un sismograma (• Figura 8.12). Para evitar números grandes, Richter utilizó una escala logarítmica convencional de base 1O para convertir la amplitud de la onda sísmica más grande registrada en un valor de magnitud numérico (Figura 8.12). Por tanto, cada aumento del número entero en magnitud representa un aumento de diez veces en amplitud de onda. Por ejemplo, la amplitud de la onda sísmica más grande de un terremoto de magnitud 6 es 1O veces la amplitud producida por un terremoto de magnitud 5, 100 veces más grande que uno de magnitud 4 y 1.000 veces mayor que uno de magnitud 3 (10 X 10 X 10 = 1.000). Un error muy común sobre el .tamaño de los terremotos es que un aumento de una unidad en la escala de

CONDADO DE VENTURA

Océano Pacífico

t

o . 5 10 15

N

km

• Figura 8.11 -----~---------------

El mapa de intensidad de Mercalli preliminar· modificado para. el terremoto de 1994 en Northri'dge, California, mostrando la región dividida en zonas de intensidad basándose en la clase de daños. Este terremoto tuvo un·a intensidad de 6,7.

© Cengage Learriing Paraninfo

219

TAMAÑO Y FUER Z A DE UN T E RREMOTO

o

C')

Amplitud = 23 mm

-~~IM!t _.t_

100

6

50

~----,..----- S J_--~~--~~ 20 10 4 5 3

2

2

0,5

0,2 0,1

o

Magnitud

o

Distancia (km)

Amplitud (mm)

P- S (segundos)

nen una magnitud Richter de menos de 2,5, y que sólo se producen terremotos grandes (aquéllos con una magnitud superior a 8,0) una vez cada cinco años. La escala de magnitud de Richter fue ideada para medir las ondas sísmicas en un sismógrafo en particular y a una distancia específica de un terremoto. Una de sus limitaciones es que subestima la energía de los terremotos muy grandes porque mide el pico más alto de un sismograma, lo que . representa solamente un instante durante un terremoto. En los terremotos grandes, la energía podría ser liberada durante varios minutos y a lo largo de cientos de kilómetros de falla. Por ejemplo, durante el terremoto de 1857 en Fort Tejon, California, el suelo tembló durante más de dos minutos y se liberó energía a lo largo de 360 km de falla. A pesar de sus defectos, las magnitudes de Richter siguen apareciendo comúnmente en las noticias. Más recientemente, los sismólogos han desarrollado la escala de magnitud del momento sísmico, que considera el área de una falla en la que se ha producido la ruptura y la cantidad de movimiento de las rocas adyacentes a la falla. Los sismólogos tienen la plena confianza de que ahora poseen una escala con la que no sólo

• Figura 8.12

Tabla 8.3

La escala de magnitud de Richter mide la cantidad total de energía liberada por un terremoto en su origen. La magnitud se determina midiendo la amplitud máxima de la onda sísmica más grande y marcándolo en la escala derecha. La diferencia entre los t iempos de llegada de la onda P y la S (registrado en segundos) se marca en la escala izquierda. Cuando se dibuja una línea entre los dos puntos, la magnitud del terremoto es el punto en el que la línea cruza la escala central. Fuente: De Earthquakes, por Bruce A. Bolt. Copyright© 1988 de W. H. Freeman and Company. Utilizado con permiso.

Promedio de terremotos de diversas magnitudes al año en el mundo · Número medio Magnitud < 2,5

magnitud de Richter -por ejemplo, 7 frente a 6- significa un aumento de diez veces en tamaño. Es cierto que cada aumento del número entero representa un aumento de diez veces en la amplitud de onda, pero cada aumento de magnitud corresponde a un aumento aproximado de 30 veces en la cantidad de energía liberada (en realidad es de 31, 5, pero 30 está lo suficientemente cerca para nuestros propósitos). Esto significa que harían falta unos 30 terremotos de magnitud 6 para igualar la energía liberada en un terremoto de magnitud 7. El terremoto de Alaska de 1964, con una magnitud de 8,6, liberó casi 900 veces más energía que el de Northridge, California, en 1994, con una magnitud de 6, 7. Y el seísmo de Alaska liberó más de 27.000 veces más energía que uno con una magnitud de 5,6. Ya hemos mencionado que cada año se registran más de 900.000 terremotos en todo el mundo. La Tabla 8.3 muestra que la inmensa mayoría de los . terremotos tie-

2,5-6,0

6,1-6,9

~laño .

Efectos

900.000

· No se suelen sentir, pero se registran Se suelen sentir; daños menores a moderados en estructuras

31.000

100

· Potencialmente destructivos, especialmente en áreas pobladas

7,0-7,9

Grandes terremotos; tienen como resultado daños serios

> 8,0

Grandes terremotos; suelen tener como resultado la destrucción total

20

1 cada 5 años

Fuente: Adaptado de Earthquake lnformation Bulletin, y B. Gutenberg y C. F. Richter, Seismici!Y of the Earth and Associated Phen.omena (Princeton, NJ: Princeton University Press, 1949).

© Cengage

~earning

Paraninfo

220

CA PI TULO

8

LOS TERREMOTOS Y E L I NTER!'OR D E LA T I ERRA

pueden comparar terremotos de tamaños diferentes , sino también evalu ar el tama ño de los terremotos que se produjeron antes de que hubiera instrumentos para registrarlos. ··

EFECTOS DESTRUCTIVOS DE LOS .TERREMOTOS iertamente, los terremotos son uno de los fenómenos m ás destructivos de la naturaleza. Poco o ningún aviso precede a los terremotos, y una vez que · comienzan, poco o nada puede h acerse para minimizar sus efectos, aunque la planificación antes de un terremoto puede ser de ayuda. Sin embargo, la predicción de los terremotos puede ser una realidad en el futuro (tratado en otra sección más adelante). Los efectos destructivos de los terremotos inclu y~n el temblor del suelo, incendios, olas marinas sísmicas y corrimiento de tier~as, así como pánico, trastorno en los servicios vitales y shock psicológico. En algunos casos, los intentos de rescate se ven obstaculizados por una planificación o unos recursos inadecuados, condiciones de malestar social sencillamente, por la m agnitud del desastre. El número de muertos y heridos , así como la cantidad de daños materiales causados por un terremoto, depende de diversos factores. E n general, los terremotos que se producen durante horas de trabajo y de colegio en áreas urbanas densamente pobladas son los más destructivos y los que más muertes y heridos provocan. Sin embargo, la magnitud, la duración del temblor, la distancia del epicentro, la geología de la zon a afectada y el tipo de estructuras son. también consideraciones importantes. Dadas es tas variables, no es sorprendente que un terremoto comparativamente pequ efio pueda te n er efectos desastrosos , mientras que uno mucho más grande podría p asar casi inadvertido , excepto quizá para los sismólogos.

o,

ellos. Y a unque no h ay duda de que California sufrirá grandes terremotos e n el futuro , las rocas no pueden almacen ar s uficiente e n ergía como para desplazar una masa de tierra tan grande como esté' es tado hasta el océano Pacífico, como a veces sugiere la prensa sensacionalista. Los efectos del temblor de tierra , como el derrumbamie nto de edificios, la caída de fachadas y cristales y la caída de monumentos y estatuas, provocan m ás daños y causan más muertos y h eridos que cualquier otro p eligro asociado a los terremotos. Las estru cturas construidas so bre roca firme gen eralme nte sufren m enos daños que los construidos sobre m a terial pobremente consolidado, como sedimentos saturados de agua o relleno artificial. Las estructuras levantadas sobre material saturado, de agua o pobremente consolidado están sometidas a temblores de tierra de mayor du ración y a una a mplitud de onda S m ayor qu e las estruc turas construidas sobre roca firme(• Figura 8.13). Además, el relle no y lo s sedimentos sa turados de agu a tienden a licuarse, o ac tuar como un fluido , un proceso llamado licuefa cción. Cuando son sa_c udidos , los granos individuales pierden cohesión y el terre no se desplaza . Dos ejemplos dramáticos de l daño resultante de la licu efacción son Niigata, en Japón , donde grandes bloqu es de apartamentos se inclin aron h acia los lados despu és de que el suelo saturado de agua de la ladera se colapsara(• Figura 8 .14), y la ciudad de México, que es tá levantada sobre sedim en tos blando s del lecho de un lago.

Temblor del suelo El temblor del suelo, el efecto más obvio e inmediato de un terremoto, varía dependiendo de la magnitud, la distancia del epicentro y el tipo de materiales subyacentes de la zona -por ejemplo , sedimentos no consolidados o relleno frente a roca firme. Desde luego, el temblor del suelo es aterrador y puede ser lo suficientemente violento como p ara abrir fisu rns en el terreno . Sin embargo, contrario al mito popular, las fisuras no se tragan a la gente y a los edificios y se cierran sobre

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Roca

Sed imentos bien consolidados

Sedimentos poco consolidados

Lodo de bahía (saturado de agua)

• Figura 8.13 La amp litud y la duración de las ondas sísmicas aumentan generalm ente seg ún pasan de la roca fi rme a materiales no . co nsolidados o húmedos. Así, estructuras constru idas con materiales débil es sufren norma lment e daños más grandes que las estructu ras semejant es co nstruidas sobre roca firme .

EFECTOS DESTRU C TIVOS DE LOS TERREMOTOS

221

• Figura 8.14 Los efectos de los temblores de t ie rra sobre suelos saturados de agu a se ilustran dramáticamente con el desplome de estos edificios en Niigata, Japón , durante un terremoto en 1964. Fueron diseñados para resistir terremotos y cayero n intactos sobre sus lados.

Además de la magnitud de un terremoto y la geología subyacente, el material utilizado y el tipo de construcción también afecta a la cantidad de daños producidos. Las estructuras de adobe y de barro son las más frágiles de todas y casi siempre se derrumban durante un terremoto. Las estructuras de ladrillo no reforzado y las de hormigón pobremente construidas son también particularmente susceptibles al derrumbe. Por ejemplo, el terremoto de 1976 en Tangshan, China, arrasó la ciudad por completo, ya que ninguna de las estructuras estaba construida para resistir la fuerza sísmica. De hecho, la mayor parte tenían muros de ladrillo no reforzado, que no tienen flexibilidad y, consecuentemente, se derrumbaron durante el temblor. El terremoto de magnitud 6,4 que sacudió India en 1993 mató a unas 30.000 personas, mientras que el seísmo de magnitud 6,4 de Northridge, California, un año más tarde, provocó solamente 61 muertes. ¿Por qué esa diferencia en el número de víctimas mortales? Ambos terremotos sucedieron en regiones densamente pobladas, pero en India, los edificios de ladrillo y piedra no pudieron soportar el temblor del suelo; la mayoría se derrumbaron y sepultaron a sus ocupantes.

Incendios En muchos terremotos , particularmente en áreas urbanas, los incendios son un peligro importante. Casi un 90% de los daños producidos por el terremoto de San Francisco de 1906 fueron causados por los incendios. El temblor dañó muchas líneas eléctricas y de gas, que estallaron en llamas e iniciaron incendios por toda la ciudad. Como el terremoto rompió las tuberías del agua, no

había un medio efectivo de luchar contra los incendios, que ardieron fuera de control durante tres días , destruyendo gran parte de la ciudad. Ochenta y tres años más tarde, durante el terremoto de 1989 en Loma Prieta, se desató un incendio en el distrito de Marina de San Francisco. Sin embargo, esta vez se contuvo el fuego dentro de una zona pequeña, porque San Francisco ya tenía un sistema de válvulas por todo su sistema de cañerías de agua y de gas, de manera que las líneas podían aislarse de las roturas (véase «La falla de San Andrés» en las páginas 226 y 227). Durante el terremoto del 1 de septiembre de 1923 en Japón , los incendios destruyeron el 71 % de las casas de Tokio y prácticamente todas las casas de Yokohama. En total, 576.262 casas fueron destruidas por el fuego y 143.000 personas fallecieron, muchas como resultado de los incendios.

Tsunamis: olas asesinas El 26 de diciembre de 2004, se produjo un terremoto de magnitud 9,0 a 160 km de la costa oeste del norte de Sumatra, Indonesia, generando el tsunami más mortífero de la historia. En cuestión de horas, muros de agua de hasta l 0,5 m de altura golpearon las costas de Indonesia, Sri Lanka, India, Tailandia, Somalía~ Myanmar, Malasia y las Maldivas , matando a más-de 156.000 personas y provocando miles de millones de dólares en daños (• Figura 8.15). Esta ola, generada por un terremoto, se llama popularmente «maremoto», pero el término más correc:to es ola marina sísmica o tsunami, un término japonés que significa «ola de puerto». Sin embargo, el término maremoto

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)

222

CAPITULO

8

LOS TERREMOTOS Y EL I NTERIOR D E LA TIERRA

• Figura 8.15

-- --- - - - - -

.

Vista aé rea de las zonas _c osteras de Banda Aceh, capital de la provincia de Aceh, en Indonesia, tomada el lunes, 27 de diciembre de 2004, e l día después de que un terremoto de magnitud 9,0 golpeara la costa oeste del norte de Sumatra, causando un tsunami que devastó la mayor parte de las áreas costeras de la región oriental del océano fndico. Como se puede ver, la g igantesca pared de agua que golpeó este área causó tremendos daños e in undaciones, quedando miles de personas sin hogár, y mi les de muertos.

persiste en la literatura popular y en algunos boletines informativos, pero estas olas no tienen nada que ver con las mareas. En realidad, los tsunamis son olas marinas destructivas que se generan cuando grandes cantidades de energía son liberadas rápidamente en una masa de agua. Muchos son el resultado de terremotos submarinos, pero los volcane~ situados en el mar o los corrimientos de tierra submarinos también pueden provocarlos. Por ejemplo, la erupción de 1883 del Krakatoa, entre Java y Sumatra, generó una gran ola marina que mató a 36.000 personas de las islas cercanas. Una vez que se genera un tsunami, puede viajar a través de todo un océano y provocar devastación lejos de su origen. En mar abierto, los tsunamis viajan a varios kilómetros por hora y generalmente pasan inadvertidos por debajo de los barcos, ya que, normalmente, tienen menos de 1 m de altura y la distancia entre las crestas de la ola es de cientos de kilómetros . Sin embargo, cuando entran en aguas poco profundas, las olas van más lentas y el agua se acumula a alturas que pueden ser desde un metro o dos a muchos metros. El tsunami de 1946 que golpeó Hilo, Hawai, tenía 16,5 m de altura. En cualquier caso, la tremenda energía que posee un tsunami se concentra en una línea de costa cuando golpea, ya sea como una gran ola que rompe o, en algunos casos, como lo que parece ser una marea que sube rápidamente. Una creencia popular muy común es que un tsunami es una única ola grande que se estrella contra la costa. Cualquier tsunami consiste en una serie de olas que

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se precipitan sobre la costa durante un tiempo que puede llegar hasta 30 minutos, seguido de un período de tiempo igual durante el cual el agua vuelve al mar. Además, después de que golpee la primera ola, la siguen más olas a intervalos de 20 a 60 minutos. Unos 80 minutos después del terremoto de 1755 en Lisboa, Portugal, el primero de tres tsunamis, el rriayor de más de 12 m de altura, destruyó la zona de la ,.costa y m ató a numerosas personas. Después de la llegada de un tsunami de 2 m de altura a Crescent City, en California, en 1964, los curiosos fueron a la orilla a inspeccionar los daños. Desafortunadamente, 1O de ellos murieron a causa de otra ola de 4 m de altura. Una de las señales de aviso de la naturaleza de la aproximación de un tsunami es una súbita retirada del mar de una región costera. En realidad, el mar podría retirarse tanto que no pueda ni siquiera verse y que el fondo marino quede al descubierto en un área enorme. En más de una ocasión, la gente se ha precipitado para observar los arrecifes expuestos o para recoger peces y conchas sólo para ser arrastrados cuando ha llegado el tsunami. Después del trágico tsunami de 1946 que golpeó Hilo, en Hawai, el Centro de Investigación Costera y Geodésica de Estados Unidos estableció un Sistema de aviso temprano de tsunamis en Honolulu, Hawai, en un intento de minimizar la devastación de los tsunamis. Este sistema combina sismógrafos e instrumentos que detectan.las olas generadas por terremotos. En el momento en que se produce un terremoto fuerte en

¿SE PU E DE N PR E D EC IR LO S TERR EMOTO S?

cualquier lugar dentro de la cuenca del Pacífico, se determina su ubicación y se comprueban los instrumentos para ver si se ha generado un tsunami. Si es así, se envía un aviso para evacuar a la gente de las zonas más bajas que puedan verse afectadas. Sin embargo, los tsunamis siguen siendo una amenaza para las personas que viven en zonas costeras, especialmente en el océano Pacífico (Tabla 8 .4). Por desgracia, no existe ningún sistema de aviso en el océano Índico. Si lo hubiera habido, es posible que él número de víctimas mortales del tsunami del 26 de diciembre de 2004 no hubiera sido tan alto.

Fallo del terreno Los corrimientos de tierra provocados por los terremotos son particularmente peligrosos en las regiones mQntañosas y han sido responsables de grandes cantidades de daños y de víctimas mortales. Por ejemplo, el terremoto de 1959 en Madison Canyon, Montana, provocó un enorme desprendimiento de rocas (• Figura 8 .16), mientras que el terremoto de 1970 en Perú, provocó una avalancha que destruyó la ciudad de Yungay y mató a unas 66.000 personas. La mayor parte de las 100.00Q víctimas mortales del terremoto de 1920 en Gansu, China, se produjeron cuando se derrumbaron unos acantilados compuestos de loess (limo depositado por el viento). Más de 20.000 personas murie~on cuando do~ tercios de la ciudad de Port Royal , en Jamaica, se deslízó hacia el mar después de un terremoto el 7 de junio de 1692.

¿SE PUEDEN PREDECIR LOS TERREMOTOS?

223

1

na predicción satisfactoria debe incluir un marco de tiempo para la incidencia de un terremoto, su ubicación y su fuerza. A pesar de la gran cantidad de información que han reunido los geólogos sobre la causa de los terremotos, aún son raras las predicciones con éxito. Sin embargo, si podemos conseguir predicciones fiables, podremos reducir en gran medida el número de heridos y de víctimas mortales. Partiendo del análisis de los registros históricos y de la distribución de las fallas conocidas, los geólogos hacen mapas de riesgo sísmico que indican la probabilidad y la gravedad potencial de futuros terremotos. basándose en la intensidad de terr"emotos pasados . Un esfuerio internacional por parte de científicos de varios países dio como resultado la publicación del primer Mapa global de evaluación de riesgos sísmicos en diciembre de 1999 (• Figura 8.17). Aunque estos mapas no se pueden utilizar para predecir cuándo se va a producir un terremoto en una zona en particular, son útiles a la hora de anticipar futuro~ terremotos y ayudar a la gente a prepararse.

Precursores de terremotos Los estudios llevados a cabo durante las últimas décadas indican qi.ie la mayoría de los terremotos vienen pre-

Tabla 8.4

Víctimas de los tsunamis desde 1990 Fecha

Ubicación

2 de septiembre, 1992

Nicaragua

Altura máxima de la ola

10m

Muertos

170

12 de diciembre, 1992

Isla de Flores

26m

12 de ju lio, 1993

Okushiri, Japón

31 m

> 1.000 . 239.

2 de j unio, 1994

Este de Java

14 m

238 49

· Isla de Mindoro

7m

9 de octubre, 1995

Ja lisco, México

11 m

1 de enero, 1996

Isla de Sulawesi

3,4 m

9

17 de febrero, 1996

lrian Jaya

7,7 m

161

21 de febrero, 1996

Coste norte de Perú

5m

12

17 de julio, 1998

Nueva Guinea Papua

15m

> 2.200

26 de diciembre, 2004

Sumatra, Indonesia

10,5 m

14 de noviembre, 1994

>156.000

Fuente: F. l. Gonzales, Tsunami! Scientific American 280, n.º 5 (1999) : 59.

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224

CAPITULO

8

LOS TERREMOTOS Y EL I NTERIOR DE LA TIERRA

Fuente del deslizamiento de tierra

• Figura 8.16 El 17 de agosto de 1959, un te rremoto con una magnitud de Richter de 7,3 sacudió el sudoeste de Montana y ·un área enorme en los estados adyacentes. El terremoto provocó un deslizamiento (vis ible a lo lejos) que bloqueó el río Madison en Montana y creó el lago Terremoto (primer plano). El deslizamiento sepultó 26 personas en un camping al fondo de l valle.

cedidos de cambios a corto y largo plazo en el interior de la Tierra. Dichos cambios se llaman precursores. Los terrémotos vienen a menudo precedidos de cambios en la elevación e inclinación de la superficie de la tierra, lo que pueden ser avisos de seísmos inminentes. Los inclinómetros pueden medir cambios extre-

madamente leves en el ángulo de la superficie del terreno. Se han situado inclinómetros a ambos lados de la falla de San Andrés para medir la inclinación de la superficie del terreno, que se cree resu ltado del au mento de presión en las rocas. Datos de las mediciones realizadas en la parte central de California indican una

Aceleración máxima del suelo (m2s2) 0,4 0,8 1,6 2,4 3,2 4,0 4,8

o 0,2 1 1

1 1

• Figura 8.17 El Programa de Evaluación de Riesgo Sísmico Global pub licó este mapa de riesgos sísmicos que muestra las aceleracio nes máximas de l suelo .. Los va lores se basan en un 90% de probabilidad de que la aceleracíón horizontal del sue lo indicada durante un terremoto no· es probable que se sobrepase en 50 años. Cuanto más alto el número, más grande el peligro. Como se esperaba,. los riesgos sísmicos más grandes están en el cinturón circum-Pacífico y el Mediterráneo-Asiático.

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¿SE PUEDEN PREDECJR LOS TEHH E MOTos?

inclinación significativa inmedia tamente anterior a pequeños terremotos. Además, un trabajo exhaustivo con inclinómetros realizado en Japón antes. del terremoto de 1964 en Niigata, mostró claramente una relación en tre el aumento de inclinación y la sacudida principal. Aunque es necesario seguir investigando, estos precursores parecen ser de utilidad para hacer predicciones de terremotos a corto plazo. Otros precursores de terre motos son las fluctu aciones en el nivel del agua de los pozos y los cambios en el campo m agnético de la Tierra, y en la resistencia eléctrica del suelo. Se cree que estas fluctuaciones son el resultado de cambios en la cantidad de espacio poroso en las rocas debido a un aumento de la presión. Además de los diversos precursores de los que acabamos de hablar, una técnica de predicción a largo plazo utilizada en áreas de actividad sísmica es la de determinar la ubicación de los terremotos importantes y sus réplicas para detectar áreas que hayan tenido terremotos importantes en el pasado, pero estén actualmente inactivas . Dichas regiones están bloqu eadas y no liberan energía. Sin embargo, la presión sigue acumulándose en estas regiones debido a los movimientos de las placas, haciendo de estos vacíos sísmicos excelentes ubicaciones para futuros terremotos. Varios vacíos sísmicos a lo largo de la falla de

Oué haría Su ciudad ha experimentado terremotos de moderados a grandes en el pasado, y como resultado, el comité local de planificación, del que usted es miembro, ha sido encargado de hacer las recomendaciones acerca de cómo hacer que su ciudad pueda reducir los daños mejor así como los heridos y muertos potenciales que re- · sulten de terremotos futuros . Ha de considerar las regulaciones de zonas, construyendo códigos para casas privadas, hospitales, edificios públicos y estructuras en altura, y los planes de contingencia en estado de emergencia. ¿Qué tipos de recomendaciones haría y qué y a quién pediría ayuda profesional?

San Andrés tienen posi})ilidades de sufrir terrem otos importantes en el futuro (• Figura 8.T8).

Programas de predicción de terremotos En la actualidad, sólo c u atro países (Es tados Unidos, Japón, Rusia y China) tienen programas de predicción de terremotos subvencionados por el gobierno. Estos

San Juan Bautista

• Figura 8.18 Los Ange les

Vacio sísmico de Vacio sísmico de las montañas la península de al sur de San Francisco Santa Cruz

----

Vacio sísmico de Parkfield

,---1--, al al

E Q5 o·¡::

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100

225

200 Distancia (km)

300

400

Tres vacios sísm icos son evidentes en esta sección transversal a lo largo de la fa lla de San Andrés, desde el norte de San Francisco al sur de Parkfield. El primero está entre San Francisco y el va lle de Portola, el segundo cerca de la montaña de Loma Prieta, y el tercero al sudeste de Parkfield. La sección superior muestra los epicentros de los terremotos producidos entre enero de 1969 y ju li o de 1989. La sección inferior muestra el espacio al sur de las montañas de Santa Cruz después de que fuera re ll eno de epicentros por el t erremoto de Loma Prieta el 17 de octubre de 1989 (círculO abierto) y sus rép licas. Fuente: Datos de The Loma Prieta Earthqu ake of Oétober 17, 1989. U.S. Geologica l SUrvey.

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El cinturón circum-Pacífico es bien conocido por su actividad volcánica y sus terremotos. Efectivamente, aproximadamente el 60% de todas las erupciones volcánicas y el 80% de todos los terremotos tienen lugar en este cinturón, que casi rodea la cuenca del océano Pacífico (Figura 8.4). Un segmento bien conocido y estudiado del cinturón de circum-Pacífico es la falla de San Andrés, de 1.300 kilómetros de longitud, que se prolonga desde el Golfo de California hacia el norte, por la costa de California, hasta que termina en la zona de fractura de Mendocino, en la costa norte de California. En la terminología de la tectónica de placas, marca un borde de placa transformante entre las placas de Norteamérica y del Pacífico (véase el Capítulo 2). Los terremotos a lo largo de la falla de San Andrés y de las fallas relacionadas · continuarán produciéndose. Pero los otros segmentos del cinturón circum-Pacífico, as( como los del Me.diterráneo-Asiático, están también activos y ··continuarán experimentando terremotos. Vista aérea de la falla de San Andrés. Observe cómo los cauces han sido "' desplazados por la falla. ~

Esta tienda en Olema, California, se llama caprichosamente El epicentro, aludiendo al hecho de que está en la zona de falla de San Andrés.

Tamales, al norte de San Francisco. Ef área baja ocupada por la bahía se compone de rocas fragmentadas de la zona de la falla de San Andrés. Las rocas que subyacen bajo las colinas, en la distancia, están sobre la placa norteamericana, mientras que el punto desde el que se tomó esta fotografía está sobre la placa del Pacífico .

. . .. .

Las rocas sobre los lados opuestos de la falla de San Andrés se mueven unas sobre otras más alla de fo que pueden, generando grandes terremotos. El más famoso destruyó San Francisco el 18 de abril de 1906. Fue el resultado de la ruptura de 465 km de falla, ocasionand.o un desplazamiento horizontal de 6 m aproximadamente en algunas áreas. Se estima que 3.000 personas murieron. i El temblor duró casi un minuto y causó daños materiales calculados en 400 millones de dolares de 1906! Aproximadamente 28.000 edificios fueron destruidos, muchos de ellos por et incendio de tres días que se , desencadenó sin control y que devastó aproximadamente 12 km2 de ta ciudad

Desde 1906, la falla de San Andrés y sus fallas asociadas han creado muchos más terremotos. Uno de tos más trágicos se centró en Northridge, California, una pequeña comunidad al norte de Los Ángeles. Durante la madrugada del 17 de enero de 1994, Northridge y las áreas circundates temblaron durante 40 segundos. Cuando términó, 61 personas habían muerto y había miles de heridos; un oleoducto y al menos 250 tuberías de gas se habían roto, provocando ~ numerosos .incendios; nueve carreteras habían l sido destruidas; y miles de casas y otros edificios ~ fueron dañados o destruidos. ¿¡

Espectacular incendio en Balboa Boulevard, Northridge, causado por la explosión de una tubería de gas durante el terremoto.

causados por el temblor de tierra terremoto de _ 1994 en Northridge. Dieciséis personas perecieron en este edificio.

CAPITULO

8

LOS TERR EMOTOS Y EL I NTE RIOR D E L A T I ERRA

programas incluyen estudios de campo y de laboratorio del comportamiento de las rocas antes, durante y después de grandes terremotos , así como la observación de la actividad en las principales fallas activas . La mayor parte del trabajo de predicción de terremotos en Estados Unidos lo realiza el Centro de· Investigación Geológica e incluye investigaciones en todos los aspectos de -los fenómenos relaciona.d os con los terremotos. Los chinos tienen, quizá, el programa de predicción de terremotos más ambicioso del mundo, lo que es comprensible, teniendo ·en cuenta su larga historia de terremotos destructivos. Su programa de predicción de terremotos se inició poco después de dos grandes terremotos sucedidos en Xingtai (a 300 km al suroeste de Beijing) en 1966. El programa incluye un exhaustivo estudio y observación de todos los posibles p recursores de terremotos. Además, los chinos ponen énfasis en

los cambios de los fenómenos que se pueden observar y oír sin la utilización de instrumentos sofisticados. Predijeron con éxito el terremoto de Haicheng de 197 5, pero no pudieron predecir el devastador terremoto de 1976 en Tangshan, que mató al menos a 242.000 personas. Se están h aciendo progresos en la consecución de predicciones precisas y fiables y hay estudios en marcha para evaluar las reacciones públicas ante avisos de terremotos a largo, medio y corto plazo. Sin embargo, a m enos que los avisos a corto plazo sean en verdad seguidos por un terremoto, la mayoría de la gente probablemente los ignorará, como h acen ahora con frecuencia con los huracanes, tornados y tsunamis. Puede que lo mejor que se pueda esperar es que la gente que vive en áreas sísmicamente activas tome medidas p ara minimizar los riesgos ante el próximo terremoto de importancia (Tabla 8.5).

Tabla 8.5

Qué .se puede hacer para prepararse para un terremoto Cualquiera que viva en ,un área susceptible de terremotos o que la visitará o se moverá en el la, puede to mar ciertas precauciones para reducir los riesgos y las pérdidas que resulta n de un terremoto. ·

Antes de un terremoto: 1. Familiarizarse con los peligros geológicos del área donde vive y trabaja. 2. Cercio rarse de q ue su casa está f irmement e suj eta a los cim ientos con anclaj es y q ue las paredes, pisos y techo están perfectamente unidos. 3. Los muebles pesados, como librerías, deben estar fij adas a las paredes; se deben utilizar líneas semiflexibles de gas natural para que se puedan doblar sin romper; los calentadores y los ho rn os se deben ajustar y las correas fij ar a las p ared es p ara evitar la ruptu ra de las lín eas de gas y los incendios. Las chimeneas d e ladrill o deben t ener una abrazad era o refuerzo que se pueda anclar al techo. 4. M antenga un suministro para varios días de agua potable y alimentos enlat ados, y m ant enga un suministro fresco d e baterías d e linterna y radio así como un extintor. 5. M antenga un botiquín de urgencia básico, y co nozca los princip ios esenciales d e l ~s procedimientos de p rimeros aux ilios. 6. Aprenda a apagar los electrodomést icos en su casa. 7. Sobre t odo, t enga un p lan de acción planeado p ara cuando se produzca un terrem ot o. Durante un terremoto: 1. Permanezca en ca lma y e_ v ite el p ánico. 2. Si está d entro, t úmbese baj o un escritorio o una mesa si es posible, o p ermanezca d e p ie b aj o el m arco d e una

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pu erta o en la esquina de una habitació n ya que éstas son las p artes estructuralmente más f uertes de una habitación; evite las vent anas y escombros que se desprenden. 3. En un edificio alto, no corra hacia los huecos de la escalera ni los ascenso res. 4. En un edificio no reforzado o peligroso, puede ser preferible salir de él antes que permanecer dentro. Est é alerta por la caíd a de líneas de electricidad y la posib ilidad de q ue caigan escombros. 5. Si está fuera, llegue a un área abierta lej os de edificios si es posib le. 6. Si está en un automóvil, p ermanezca en él, y evite edificios altos, pasos elevados y los puentes, si es posible. Después de un terremoto: 1. Si est á ileso, perm anezca en calma y va lo re la situación. 2. Ayude a cualquiera que esté herido. 3. Asegúrese de q ue no hay incendios ni peligro de que se produzcan. 4. Verif ique el daño en enseres y apague válvulas d e gas, si huele a gas. 5. Uti lice su t eléfono sólo p ara emergencias. 6. No vaya a observar ni circule por las calles innecesariamente. 7. Evite las áreas de d eslizamiento y las p layas. 8. Est é prep ara do para las rép licas.

¿SE PUEDEN CO NTROLAR LOS TERR E MOTOS?

¿SE PUEDEN CONTROLAR LOS TERREMOTOS?

media de fluidos contaminados vertidos en el pozo al mes. Obviamente, existe un alto grado de correlación entre ambos, y la correlación es particularmente convincente teniendo en cuenta que durante el tiempo en que no se vertieron fluidos residuales, la actividad sísmica disminuyó de manera espectacular. E l área por debajo del Arsenal de las Montañas Rocosas está compuesto de gneis altamente fracturado cubierto por rocas sedimentarias. Cuando se bombeaba agua en estas fracturas, disminuía la fricción en los lados opuestos de las mismas y, en esencia, las lubricaba de modo que se producía un movimiento, provocando los terremotos que experimentaba Denver. Los experimentos realizados en 1969 en un yacimiento petrolífero abandonado cerca de Rangely, -Colorado, confirmaron la hipótesis del arsenal. Bombearon agua dentro y fuera de los pozos petrolíferos abandonados, midieron la presión del agua de los poros de estos pozos e instalaron sismógrafos en la zona para medir cualquier actividad sísmica. La monitorización mostró que se producían pequeños seísmos en la zona cuando se inyectaban fluidos y que la actividad sísmica disminuía cuando se extraían. Lo que los geólogos estaban haciendo era iniciar y deten er terremotos a voluntad, y así se estableció la relación entre la presión del agua de los poros y los terremotos. Basándose en estos resultados, algunos geólogos han propuesto que se bombeen fluidos, en los segmentos blo-

a predicción de terremotos fiable queda aún muy lejos, pero ¿podemos hacer algo para controlar al menos parcialmente estos fenómenos? Debido a la tremenda energía implicada, parece improbable que el hombre pueda llegar a evitar los terremotos algún día. Sin embargo, podría ser posible liberar gradualmente la en ergía almacenada en las rocas, disminuyendo así la probabilidad de grandes terremotos y daños importantes. Durante el período de principios a mediados de los sesenta, Denver, Colorado, sufrió numerosos terremotos pequeños. Fue algo sorprendente, porque Denver no había sido proclive a los terre motos en e l pasado . En 1962, el geólogo D avid M. Evans sugirió que los terremotos de Denver estaban directamente relacionados con el vertido de aguas residuales contaminadas en un pozo de residuos situado a 3.674 m de profundidad en el Arsenal de las Montañas Rocosas, al noreste de Denver (• Figura 8. l 9a). El ejército de los Estados Unidos negó en un principio que existiera una conexión, pero un estudio del USGS concluyó que el bombeo de fluidos residuales en e l pozo era la causa de los terremotos. La Figura 8. l 9b muestra la relación entre el número medio de terremotos al m es e n Denver y la cantidad

Pozo Arsenal Montañas Rocosas

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Promedio mensual de terremotos en Oenver

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(a) Bloque diagrama del Arsenal 'de las Montañas Rocosas y de la geología subsuperficial_ (b) Gráfico que muestra la relación entre la cantidad de aguas residuales inyectadas en el pozo por mes y el número medio de terremotos de Denver por mes. No ha habido terremotos significativos en Denver desde que cesó la inyección de aguas residuales en el pozo en 1965. Fuente: De la Figura 6, página 17, Geotimes Vol. 10, N.º 9 (1966) con el amable permiso del American Geological lnstitute. Para obtener más información, visite la página Web www.agiweb.org_

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C APITULO

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L OS T E RR E M OTOS Y EL I NTER IO R D E L A TI E R RA

Corteza oceánica

queados o vacíos sísmicos de las fallas activas para provocar terremotos de pequeños a moderados. Creen que esto aliviaría la presión en la falla y evitaría que se produjera un terremoto más .i mportante. Aunque este plan es interesante, también presenta muchos problemas potenciales. Por ejemplo, no existe ninguna garantía de que sólo se fuera a producir un terremoto pequeño. Podría provocarse un terremoto importante, causando elevados daños materiales y pérdida de vidas. ¿Quién sería responsable? Desde luego, es necesaria mucha más investigación antes de realizar un experimento así, incluso en una zona de baja densidad de población. Parece ser que hasta que llegue el momento en que podamos predecir de manera precisa o controlar los terremotos, la mejor defensa es una buena planificación y preparación (Tabla 8.5).

70 km

¿CÓMO ES EL INTERIOR DE LA TIERRA? • Figura 8.20

urante.la mayor parte de la Historia, se consideró el interior de la Tierra como un mundo subterráneo de grandes cavernas, calor y gases sulfurosos, poblado por demonios . En la década de 1860, los científicos ya sabían cuál era la densidad media .d e la Tierra y que la presión y la temperafura au m entaban con la profundidad. Y aunque el interior de la Tierra no se puede observar directamente, hoy en día, los científicos tienen una idea razonablemente buena acerca de su composición y estructura interna. Gen eralmente, la Tierra se representa como una serie de capas concéntricas, que difieren en composición y den sidad, separadas de las capas adyacentes por unos límites bastante definidos (• Figura 8 .20). Recordemos que la capa m ás externa, o corteza, es la capa delgada de la Tierra. Debajo de la corteza y extendiéndose hasta casi medio camino del centro de la Tierra se encuentra el manto, que comprende más del 80 % del volumen del planeta. La parte cen tral de la Tierra consiste en un núcleo, que está dividido en una. parte interna sólida y una pare te externa líquida (Figura 8.20). El comportamiento y tiempos de viaje de las ondas P y S proporcionan a los geólogos mucha información sobre la estructura interna de la Tierra. Las ondas sísmicas viajan hacia el exterior como frentes de ondas desde sus zonas de origen , au n que resulta m ás conveniente representarlas como rayos de ondas, que son líneas que muestran la dir ección d el m ovimien to d e partes pequeñas de los frentes de ondas (Figura 8.3).

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La estru ct ura intern a de la T ierra. El recuadro muest ra la parte ext erior d e la T ierra en más d et alle. La asten osfera es só lida pero se comporta p lásticamente y fluye.

Cualquier perturbación, como un tren o un equipo de construcción , pue de provocar ondas sísmicas, pero sólo aquéllas gen eradas por grandes terremotos, volcanismo explosivo, impactos de asteroides y explosiones nucleares pueden viajar completamente a través de la Tierra. Como ya vimos anteriorm ente , la velocidad de las ondas P y S viene determinada por la densidad y elasticidad de los m ateriales que atraviesan, incrementándose ambas con la profundidad. La velocidad de las ondas disminuye con el aumento de densidad pero se incremen ta en materiales con una mayor elasticidad. Como la elasticidad aumenta con la profundidad más rápido que la densidad, se produce un incremen to general en la velocidad de la onda sísmica cuando las ondas pen etran a m ayores profundidades. Las ondas P viajan m ás rápido que las ondas S bajo cualquier circu nstancia, pero a diferencia de las ondas-P, las ondas S no se transmiten a través de un líquido, porque los líquidos no tienen fuerza de cizalla (rigidez); los líquidos sencillam ente fluyen en respuesta al esfuerzo en cizalla. C uando una onda sísmica viaja de un m aterial a otro de diferente densidad y elasticidad , su velocidad y-dirección de viaje cambian . Es decir, la onda se cu rva, un fen óm eno con ocido como refracción, de manera muy

EL NÚCLEO TE.RRESTR E

231

Ondas reflejadas

Astenosfera Límite entre manto y núcleo

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Núc leo interno

• Figura 8.21 Refracción y reflexión de las ondas P. Cuando las ondas sísmicas pasan por un borde que separa mat eriales de la Tierra d e densid ad o elasti ci dad d iferentes, se refractan, y algunos de su energía son reflejados de nuevo hacia la superfi cie. Observe que el ún ico rayo de onda no refract ado es el perpendicular a los bordes.

Núcleo externo

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Núcleo interno

14

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parecida a como se refractan las ondas de luz cuando pasan del aire al agua, que es más densa(• Figura 8.21). Como las ondas sísmicas atraviesan materiales de diferente densidad y elasticidad, se refractan continuamente de manera que sus caminos se curvan; los rayos de onda sólo viajan en línea recta y no se refractan cuando su dirección de viaje es perpendicular a un límite (Figura 8.21). Además de la refracción, los rayos sísmicos se reflejan , igual que se refleja la luz en un espejo. Cuando los rayos sísmicos se encuentran con un límite que separa materiales de diferente densidad o elasticidad, parte de la energía de una onda se refleja e n la superficie (Figura 8.21). Si conocemos la velocidad de la onda y el tiempo necesario para que la onda viaje desde su origen al límite y de vuelta a la superficie, podemos calcular la profundidad del límite reflectante. Dicha información resulta útil a la hora de determinar no sólo la estructura interna de la Tierra, sino también la profundidad de las rocas sedimentarias que pueden contener petróleo. Aunque los cambios en la velocidad de las ondas sísmicas se producen continuamente con la profundidad, la velocidad de las ondas P se incrementa súbitamente en la base de la corteza y disminuye bruscamente a una profundidad de unos 2.900 km (• Figura 8.22). Estos cambios notorios en la velocidad de las ondas sísmicas indican un límite llamado discontinuidad a través del cual se produce un cambio significativo en los materiales de la Tierra o en sus propiedades. Estas discontinuidades son la base para subdividir el interior de la Tierra en capas concéntricas.

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Profundidad (km)

• Figura 8.22 Perfiles que mu estran las velo cidades de las ondas sísmi cas frente a la profundidad. Se muestra la sección de varias discontinu idades a t ravés de las cua les las velocidades de las ondas sísm icas cambian rápidamente. Fuente: De G. C. Brown y A. E. Musset, The fnaccessibfe Earth (Kluwer Academic Publishers, 1981), Figura 12.?a. Reimpreso con permiso del autor.

EL NÚCLEO TERRESTRE n 1906, R. D. Oldham, del Centro de Investigación Geológica de la India, se percató de que las ondas sísmicas llegaban más tarde de lo' esperado a las estaciones sísmicas situadas a más de 130 grados del hipocentro de un terremoto. Él dio por supuesto que la Tierra tiene un núcleo que transmite las ondas sísmicas más lentamente que los materiales terrestres menos profundos. Hoy en día sabemos que la velocida,d de las ondas P disminuye notable mente a una profundidad de 2,900 km, lo que indica una discontinuidad importante

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CAPfTULO

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LOS _TERR E MOTO S Y EL INTERIOR DE LA TIERRA

ahora reconocida como el límite entre el núcleo y el manto (Figura 8.22). Debido a la repentina disminución de la velocidad de las ondas P en el límite entre el núcleo y el manto, las ondas P se refractan en el núcleo, de modo que poca energía de una onda P alcanza la superficie en el área situada entre los 103 y 143 grados de distancia del hipocentro de un terremoto (• Figura 8.23). Esta zona en la que los sismógrafos registrai-i poca energía de una onda P se llama zona de sombra de las ondas P. La zona de soinbra de las ondas P no es una zona de sombra perfecta, porque dentro de ella alcanza la superficie algo de energía débil de onda P. Los científicos propusieron varias hipótesis para explicar esta observación,

pero todas ellas fueron rechazadas por la sismóloga danesa lnge Lehman, que en 1936 postuló que el núcleo no es enteramente líquido , como se pensaba anteriormente. Ella propuso que la reflexión de una onda sísmica en un núcleo interno sólido explicaba la llegada de energía débil de una onda P a la zona de sombra de las ondas P, una propuesta que los sismólogos aceptaron rápidamente. En 1926, el físico británico Harold Jeffreys se dio cuenta de que las ondas S no sólo eran ralentizadas por el núcleo, sino que resultaban completamente bloqueadas. Por tanto, además de una zona de sombra de las ondas P, también existe una zona de sombra de las ondas S mucho más grande y completa (Figura 8.23b). En lugares a más de 103 grados de distancia del hipocentro de un terremoto, no se registran ondas S, lo que indica que estas ondas no pueden transmitirse a través del núcleo. Las ondas S no pasan a través de un líquido, por lo que parece que el núcleo externo debe ser líquido o comportarse como tal.

Densidad y composición del núcleo

103º

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• Figura 8.23

• Figura activa 8.26

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(a) Las ondas P se refractan de modo que sólo un poco de energía de ellas alcanza la superficie en la zona de sombra de las ond as P. (b) La presenCia de una zona de sombra de las ondas S indica que están siendo bl o queadas en el interior de la Tierra .

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El núcleo constituye un 16,4% del volumen de la Tierra y casi un tercio de su masa. Los geólogos pueden hacer una estimación de la densidad y composición del núcleo utilizando evidencias sísmicas y experimentos de laboratorio. Además, se utilizan los meteoritos, que según se cree representan restos del material del que se formó el sistema solar, para hacer cálculos aproximados sobre la densidad y la composición. Por ejemplo, los meteoritos compuestos por aleaciones de hierro y níquel pueden representar los interiores diferenciados de asteroides grandes y servir de cálculo aproximado de la densidad y composición del núcleo terrestre. La densidad del núcleo externo varía de 9,9 a 12,2 g/cm 3 . En el centro de la Tierra, la presión es equivalente a unos 3,5 millones de veces la presión atmosférica normal. El núcleo no puede estar compuesto por minerales que sean comunes en la superficie, porque incluso bajo las tremendas presiones que existen a gran profundidad, seguirían sin ser lo suficientemente densos como para dar lugar a una densidad media de 5,5 g/cm 3 para la Tierra. Se cree que tanto el núcleo externo como el interno. están compuestos principalmente por hierro, pero el hierro puro es demasiado denso para ser el único constituyente del núcleo externo. Por tanto, debe estar «diluido» con elementos de menor densidad. Diversos experimentos de laboratorio y comparaciones con meteoritos de hierro indican que alrededor de un 12% del núcleo externo puede estar compuesto de azufre y quizá algo de silicio y pequeñas cantidades de níquel y potasio.

EL MANTO TERRESTRE

Por el contrario, el hierro puro no es lo suficientemente denso como para explicar la densidad estimada del núcleo interno, por lo que puede que un 10-20% de esta parte esté formada por níquel. Estos metales forman una aleación de hierro y níquel que se cree lo suficientemente densa bajo la presión existente a esa profundidad para explicar la densidad del núcleo interno. Cuando el núcleo se formó durante la historia temprana de la Tierra, probablemente estaba fundido y se ha ido enfriando desde entonces, de manera que su interior se ha cristalizado. Es más, el núcleo interno sigue creciendo a medida que la Tierra se enfría lentamente, y el líquido del núcleo externo cristaliza como hierro. Pruebas recientes también indican que el núcleo interno gira más rápido que el externo, moviéndose unos 20 km/año más deprisa que el núcleo externo.

EL MANTO TERRE~TRE

1

n 1909 se realizó otro descubrimiento importante sobre el interior de la Tierra cuando el sismólogo yugoslavo Andrija Mohorovicic detectó una discontinuidad a una profundidad de unos 30 km. Mientras estudiaba los tiempos de llegada de las ondas sísmicas de los terremotos de los Balcanes, Mohorovicic se percató de que las estaciones sísmicas situadas a unos pocos cientos de kilómetros del epicentro de un terremoto estaban registrando dos conjuntos distintos de ondas P y S. Partiendo de estas observaciones,· Mohorovicic sacó la conclusión de que un límite definido separa las rocas con diferentes propiedades a una profundidad de unos 30 km. Postuló que las ondas P por debajo de este límite viajan a 8 km/seg, mientras que las situadas por encima del límite viajan a 6, 75 km/seg. Cuando se produce un terremoto, algunas ondas viajan directamente desde el hipocentro a una estación sísmica, mientras que otras

233

viajan a través de la capa más profunda y parte de su energía se refracta hacia la superficie (• Figura 8.24). Las ondas que van a través de lii capa más profunda viajan más lejos hasta una estación_sísmica, pero lo hacen más rápidamente y llegan antes que las de la capa menos profunda. EL límite identificado por Mohorovicic separa la corteza del manto y ahora lo llamamos discontinuidad de Mohorovicic, o simplemente Moho. Está presente en todas partes excepto debajo de las dorsales, pero su profundidad varía. Por debajo de los continentes está a una profundidad de 20 a 90 km, con una media de 35 km; por debajo del fondo oceánico se encuentra de 5 a 10 km de profundidad.

Estructura, densidad y composición del manto Aunque la velocidad de las ondas sísmicas en el manto aumenta con la profundidad, existen varias discontinui. dades. Entre profundidades dé 100 y 250. km, tanto las velocidades de las ondas P como las de las ondas S disminuyen notablemente (• Figura 8.25). Esta capa, situada de 100 a 250 km de profundidad, es el canal de baja velocidad, que se corresponde con la astenosfera, una capa en la que las rocas están cerca de su punto de fusión y son menos elásticas, lo que explica la disminución de la velocidad de las ondas sísmicas. La astenosfera es una zona importante porque puede que sea donde se genera parte del magma. Además, carece de resistencia, fluye plásticamente y se cree que es la capa sobre la que se mueven las placas de la litosfera rígida externa. Existen otras discontinuidades a niveles más profundos dentro del manto. Pero a diferencia de los situados entre la corteza y el manto o entre el manto y el núcleo, éstos , probablemente, representen cambios estructurales en los minerales, en lugar de cambios en la composición. En otras palabras, los geólogos creen que el manto está compuesto por el mismo material en toda

200 km

Onda directa

• Figura 8.24 Andrija Mohorovicic estudió la s ondas sísmi ca s y detectó una disco ntinuidad sísmica a una profundidad de cerca de 30 km . Las ondas sísmica más ráp idas y más profundas llegan las primeras a las estaciones sísmicas, aunque viajen más lejos. Esta discontinuidad, ahora . co nocida como el Moho, está entre la co rteza y el manto.

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CAPITULO

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LO S TERR E MOTOS Y EL I NTER I OR D E LA TIERRA

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Rango de variaciones regionales debido a la fusión parc ial

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Manto inferior

Zona de transición

Zona de baja velocidad

7 Manto superior

perior y la base de una zona de transición que separa el manto superior del m anto inferior (Figura 8 .25 ). Aunque la den sidad del manto, que varía de 3,3 a . 5, 7 g/cm 3 , puede deducirse de una manera bastante precisa a partir de las ondas sísmicas, su composición es men os segu ra. La roca ígnea peridotita, que contiene principalmente silicatos ferromagnesianos, se considera el componente más probable. Los experimentos de laboratorio indican que posee propiedades físicas que explicarían la densidad del man to y las velocidades observadas en las transmisiones de ondas sísmicas. La peridotita también forma las partes inferiores de las secuencias de roca ígnea que se cree que son fragmentos de la corteza oceánica y del manto superior situados en la tierra. Además, la peridotita se produce como inclusiones en masas de roca volcánica, como las pipas de lúmherlita, de las que se sabe que vienen de profundidades de 100 a 300 km. Estas inclusiones parecen ser fragmen tos del manto.

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200

Profundidad (km)

TOMOGRAFÍA SÍSMIC~

• Figura 8.25 Variaciones d e la velocidad d e la onda P en la pa rte supe rio r del · manto y en la zona de transición. Fuente: De G. C. Brown y A. E. Musset, The lnaccessible Earth (Kluwer Academic Publishers, 1981), Figura 7.11. Reimpreso con permiso del autor.

su extensión, pero los estados estructu rales de los minerales, como el olivino, cambian con la profu ndidad. A una profundidad de 41 O km, la velocidad ·de la onda sísm ica se in crem en ta Ügeram ente como consecuencia de dich os cam bi.os en la estructura de los minerales (Figura 8 .25) . Se produ ce otro á u mento de velocidad a unos 660 km, donde los minerales se descomponen en óxidos metálicos, como FeO (óxido de hierro) y Mgü (óxid o de magn esio), y dióxido d e silicio (Si0 2 ) . Estas dos i:liscontinuidades definen la parte su-

Oué haría Por supuesto, las novelas como Viaje al Centro de la Tierra ·son ficción, pero sorprende saber cuánt as personas piensan que existen vastas cavernas y cavidades en las profundidades dentro de l pla neta. . ¿Có mo explicaría que aunque no te nga.mes observaciones directas a gran profundidad, pode mos est ar todavía seguros de que est as ape rturas propuest as no existen?

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s probable que el modelo que dice que el interior de la Tierra consiste en un núcleo rico en hierro y u n m anto rocoso sea preciso, pero no muy exacto. En los últimos años, los geofísicos han desarrollado u na técnica llamada tomografía sísmica que les permite desarrollar modelos más exactos del interior de la Tierra. En la tomografía sísmica, se analizan numerosos cortes de ondas sísmicas de manera parecida a la que u tilizan los radiólogos para analizar los TAC (tomografía axial computarizada). En los TAC , los rayos X penetran en el cuerpo y se forma uria im agen bidimensional de su interior. Repetidos TAC tomados desde ángulos ligeramente diferentes se analizan por ordenador y se apilan para producir una imagen tridimensional. De un modo similar, los geofísicos utilizan las ondas sísmicas para investigar el interior de la Tierra. En la tomografía sísmica, se analizan las velocidades m edias de numerosas ondas sísmicas de manera que se detectan áreas «lentas» y «rápidas» en el viaje de las ondas (• Figura 8 .26). Recordemos que la velocidad de las ondas sísmicas depende en parte de la elasticidad; las rocas frías tienen una mayor elasticidad y, por tanto, transmiten las ondas sísmicas m ás rápido que las rocas más calientes. Como res ultado de los estudios en tomografía sísmica, está surgien do una imagen mucho más clara del interior de la Tierra. Ya nos h a d ado una m ejor comprensión de la convección compleja dentro del manto y una imagen m ás clara de la naturaleza del límite entre el núcleo y el manto.

TOMOGR A FÍA S Í SM I C A

235

Los diamantes y el interior de la Tierra

D

iamante: una joya, una forma, una herramienta. Las oportunidades hacen que usted o alguien a quien conoce posee un anillo de diamantes, un col lar o una pulsera, porque el diamante, que simboliza la fuerza y la pureza, es una piedra preciosa muy popular y buscada. El va lor de los diamantes con calidad de gema se determina por su color (sin color son los más deseables), la claridad (la falta de imperfecciones), y el qu il ate (1 quilate = 200 m ilig ramos). El va lor de un diamante depende también de la talla, la manera en que se marcó, cortó y dio brillo para obtener pequeñas superficies planas conocidas como facetas, que aumentan la ca lidad de la luz reflej ada (• Figura 1 y véase la Fi gura 3.1 b). La mayor parte de los diamantes· del mundo vienen de corrientes y de depósitos en playas, pero la última fuente de la mayoría de los diamantes de calidad de gema y de los diamantes industriales son las pipas de kimberlita, compuesta de rocas ígneas gris marengo o azul que se orig in aron a grandes profundidades. De hecho, el diamante se compone del ca rbono que se forma a presiones que se encuentran, por lo menos, a 100 km de profundidad, es decir, en el manto de la Tierra . El diamante estab lece una profund idad mínima de l

EL CALOR INTERNO DE LA TIERRA urante el siglo XIX, los científicos descubrieron que la temperatura en las minas aumenta con la profundidad. La misma tendencia se ha

magma que se enfría para formar kimberlita, y una forma de síli ce también en estas rocas, que in dica que el magma se orig in ó entre 100 y 300 km por debajo de la superficie. Además de diamantes y síli ce, la kimberlita contiene normalmente inclusiones de peridotita (véase la Figura 4, 10) que son probablemente parte del manto. Debido a que el diamante es tan duro (véase la Tab la 3.3) se utiliza como ab rasivo y para herramientas que cortan otras sustancias quras, como otras piedras preciosas, lentes, e incluso circuitos electrónicos . En la construcción de carreteras, los diamantes se utilizan para pulverizar pavimento viejo antes de verter una nueva capa de asfa lto. Incluso las compañías de petró leo utilizan brocas tapizadas de diamantes. • Figura 1

- - - - - - - - - - --· El valor de un diamante está determ ina do por el co lor, la claridad, los qu ilates y la ta lla.

observado en las perforaciones profundas. Este aumento de temperatura con la profundidad, o gradiente ge_o t~rmico, es de unos 25 ºC/km cerca de la superficie. En áreas de volcanismo activo o recientemente activo, el gradiente geotérmico es mayor que en áreas no volcánicas adyacentes, y la temperatura se eleva más deprísa por debajo de las dorsales que en cualquier otro sitio por debajo del fondo oceánico.

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CAPI T ULO

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LO S TE RRE MOTOS Y E L I NTE RIOR D E L A TI E R RA

pas de kimberlita, que se cree que proceden de profundidades de 100-300 km , han alcanzado un equilibrio en estas profundidades a una temperatura de unos 1.200 ºC. En el límite del núcleo con el manto, la temperatura está, probablemente, entre 2.500 y 5.000 ºC; este amplio margen de valores nos indica las dudas que existen acerca de estos cálculos. Si estas cifras son razonablemente precisas, el gradiente geotérmico del manto es tan sólo de 1 º C/km. Como el núcleo es tan remoto y su composición tan incierta, sólo es posible hacer cálculos muy generales de su temperatura. Basándonos en diversos experimentos, se cree que la temperatura máxima en el centro del núcleo es de 6.500 º C, muy cerca de la temperatura estimada de la superficie del Sol.

• Figura 8.26 Numerosas ondas del terremoto se analizan para detectar áreas dentro de la Tierra que transmiten ondas sísmicas más rápida o más lentamente que las adyacentes. Las áreas en las que las ondas viajan más rápido correspon den a regiones «frías» {azul), mientras que las regiones «cali entes» (rojo) transmiten o ndas sísmicas m ás .lentamente . Fue nte: De «Jou rn ey to t he Center of the Earth», por T. A. Heppenhe imer, Discover,_v. 8, n.º 11, nov. 1987. Ilustración d e Andrew Christi e, copyright© 1987.

La mayor parte del calor interno de la Tierra lo genera fa descomposición radiactiva, especialmente la descomposición de isótopos de uranio y torio, y en menor grado de potasio 40. Cuando estos isótopos se descomponen, emiten partículas energéticas y rayos gamma que calientan las rocas de alrededor. Y como las rocas son malas conductoras del calor, hace falta poca descomposición radiactiva para crear un calor considerable, dado un tiempo suficiente. Desafortunadamente, el gradiente geotérmico no es de utilidad para calcular las temperaturas a gran profundidad. Si fuéramos sencillamente a hacer una extrapolación de la superficie hacia abajo, la temperatura a 100 km sería tan elevada que, a pesar de la gran presión existente, todas las rocas conocidas se fundirían. Con la excepción de las bolsas de magma, parece que el manto es sólido y no líquido, porque transmite las ondas S. En consecuencia, el gradiente geotérmico debe disminuir notablemente. Los cálculos actuales de la temperatura en la base de la corteza son de 800 a 1.200 ºC . La última cifra parece ser un límite máximo; si fuera mayor, habría fusión. Además, parece que fragmentos de roca del manto en pi-

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n la última parte de este capítulo, hemos centrado nuestro interés en el interior de la Tierra, pero para completar debemos hablar brevemente de la corteza, que, junto con el manto superior, constituye la litosfera. La corteza continental es compleja, formada por todo tipo de rocas, pero normalmente se la describe como «granítica», lo que significa que su composición global es similar a la de las rocas graníticas. Con excepción de las rocas ricas en metales, como los depósitos de mena de hierro, la mayoría de las rocas de la corteza continental tienen densidades de entre 2,0 y 3,0 g/cm 3 , siendo la densidad media de la corteza de unos 2, 70 g/cm 3 . La velocidad de la onda P en la corteza continental es de unos 6,75 km/seg. La corteza continental tiene un grosor medio de 3 5 km, pero es mucho más gruesa por debajo de las cordilleras montañosas y considerablemente más delgada en áreas como los Valles del Rift, al este de África, y un área extensa llamada Basin and Range Province, al oeste de Estados Unidos, donde se estira y se hace más fina. Al contrario que la corteza continental, la corteza oceánica es más sencilla, compuesta de gabro en su parte inferior y superiormente por basalto. Es menos gruesa, unos 5 km, en las dorsales; en ningún caso supera los 10 km. Su densidad de 3,0 g/cm 3 cuenta con el hecho de que transmite las ondas P a unos 7 km/seg. De h echo, esta velocidad de las ondas P es lo que se esperaría si la corteza terrestre estuviese compuesta de basalto y gabro. Presentamos una descripción más detallada de la estructura y composición de la corteza oceánica en el Capítulo 9.

RES UM EN D E L CA PÍTU LO

G EO

237

,,

RECAPITULACION Resumen del capítulo valores que van del I al XII en la escala de intensidad de Mercalli modificada.

Los terremotos son vibraciones provocadas por la súbita liberación de energía, normalmente a lo largo de una falla. La teoría del rebote elástico sostiene que la presión crece en las rocas de los lados opuestos de una falla hasta que se excede la resistencia de las rocas y se produce la ruptura. Cuando las rocas se rompen, la energía almacenada se libera a medida que vuelven a su posición original. • La sismología es el estudio de los terremotos. Los terremotos se registran en los sismógrafos y este registro se llama sismograma. El punto donde se libera la energía es el hipocentro de un terremoto, y su epicentro se encuentra en la superficie, directamente por encima del hipocentro.

La magnitud mide la cantidad de energía liberada por un terremoto y se expresa en la escala de magnitud de Richter. Cada aumento en el número de magnitud representa un aumento de 30 veces en la energía liberada. • La escala de magnitud del momento sísmico calcula de manera más precisa la energía liberada en terremotos muy grandes. • El temblor del suelo es el más destructivo de todos los peligros de los terremotos. La cantidad de daños provocados por un terremoto depende de la geología de la zona, el tipo de construcciones, la magnitud del terremoto y la duración del temblor: Los tsunamis son olas marinas sísmicas producidas por terremotos, flujos de tierras submarinas y erupciones de volcanes en el mar._

• Aproximadamente un 80% de los terremotos se producen en el cinturón circum-Pacífico, un 15 % en el cinturón Mediterráneo-Asiático y el 5% restante en el interior de las placas o a lo largo de los 's istemas oceánicos de dorsales en expansión.

Los mapas de riesgos sísmicos ayudan a los geólogos a hacer predicciones a largo plazo sobre la gravedad de los terremotos basándose en antiguos seísmos.

Los dos tipos de ondas de cuerpo son las ondas P y las ondas S. Las ondas P viajan a través de todos los materiales , mientras que las ondas S no viajan a través de los líquidos. Las ondas P son las ondas más rápidas y son compresionales, mientras que las ondas S son de cizalla. • Los dos tipos de ondas superficiales son las ondas Rayleigh y Love. Viajan por la superficie o justo por debajo de ella. • Los científicos localizan el epicentro de un terremoto utilizando un gráfico de tiempo-distancia de las ondas P y S desde cualquier distancia dada. Son necesarios tres sismógrafos para localizar el epicentro. • La intensidad es una medida de los tipos de daños producidos por un terremoto y se expresa con

Los precursores son cambios que preceden a los terremotos y que pueden utilizarse para predecirlos. Los precursores incluyen vacíos sísmicos, cambios en las elevaciones de la superficie y fluctuaciones en el nivel del agua de los pozos. ll

Hay una serie de programas de investigación de terremotos en marcha en Estados Unidos, Japón, Rusia y China. Los estudios indican que l~ mayoría de la gente probablemente no prestaría atención a un aviso de terremoto a corto plazo.

• La inyección de fluidos en los segmentos bloqueados de una falla activa se presenta como una manera pÓsible de contr~lar los terremotos. La Tierra tiene una capa externa de corteza oceánica y continental bajo la cual yace un manto rocoso y un

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CAPITULO

8

LO S TE RR E M OT O S Y E L INTE R IOR D E LA TI E RR A

núcleo rico en hierro, con una parte interna sólida y una parte externa líquida. • Los estudios de las ondas P y S, experimentos de laboratorio, comparaciones con meteoritos y estudios de inclusione.s en rocas volcánicas, proporcionan evidencias sobre la composición y estructura del interior de la Tierra. • La densidad y elasticidad de los materiales terrestres determinan la velocidad de las ondas sísmicas. Las ondas sísmicas se refractan cuando cambia la dirección de su viaje. La reflexión de las ondas se produce en límites en los que cambian las propiedades de las rocas. • Los geólogos utilizan el comportamiento de las ondas P y S y la presencia de zonas de sombra de ondas P y S para calcular la densidad y composición del interior de la Tierra, así como el tamaño y la profundidad del núcleo y del manto.

• El núcleo interno de la Tierra está formado probablemente por hierro y níquel, mientras que el núcleo externo es, principalmente, de hierro, con un 10-20% de otras sustancias. • Lo más probable es que la peridotita sea la roca que forma el manto terrestre. • La corteza oceánica está compuesta por basalto y gabro, mientras que la corteza continental tiene una composición global similar algranito. El Moho es el límite entre la corteza y el manto. • El gradiente geotermal de 25 ºC/km no puede continuar a grandes profundidades; dentro del manto y del núcleo es, probablemente; de l ºC/km. La temperatura en el centro de la Tierra se estima en 6.500 ºC.

Términos clave discontinuidad (pág. 231) discontinuidad de Mohorovicic (Moho) (pág. 233) . epicentro (pág. 211) escala de intensidad de Mercalli modificada ·(pág. 217) escala de magnitud de Richter (pág. 218) gradiente geotérmico (pág. 235)

hipocentro o foco (pág. 211) intensidad (pág. 21 7) magnitud (pág. 208) onda Love (onda L) (pág. 214) onda Rayleigh (onda R) (pág. 214) onda P (pág. 213) onda S (pág. 214) reflexión (pág. 231) refracción (pág. 230)

sismógrafo (pág. 210) sismología (pág. 210) teoría del rebote elástico (pág. 209) terremoto (pág. 208) tsunami (pág. 221) zona de sombra de las ondas P (pág. 232) zona de sombra de las ondas S (p. 232)

~~

Cuestiones de repaso 1.

La mayoría de los terremotos tienen lugar en el/la: a. ___zona de dorsales de expansión; b. ___cinturón Mediterrá~eo-Asiático; c. ___fisuras en interiores continentales; d. ___cinturón circum-Pacífico; e ._ _zona de fallas de los Apalaches.

2.

Una onda P es una onda en la que: a. ___el movimiento es perpendicular a la dirección del viaje de la onda; b. ___la superficie de la Tierra se mueve como una serie de ondas; c. _ _fisuras en interiores continentales; d._grandes olas se estrellan contra una costa después de un terremoto submarino; e. _ __el movimiento en la superficie es similar al movimiento en las olas del agua.

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3.

Con pocas excepciones, los terremotos más dañinos son: a. _ _de hipocentro profundo; b. ___provocados por erupciones volcánicas; c. _ _aquellos con magnitudes de llichter alrededor de 2; d. _ _ de hipocentro poco profundo; e. _ _ aquéllos que se producen en las dorsales de expansión.

4.

Un tsunami es un(a): a. _ _ parte de una falla con un vacío sísmico; b. ___precursor de un terremoto ; c. ___ola marina sísmica; d. ___terremoto particularmente grande y destructivo; e. _ _ terremoto con una profundidad focal superior a 300 km .

ACTIVIDADES EN LA WORLD WIDE WEB

5.

6.

7.

Una valoración cualitativa de los daños producidos por un terremoto se expresa mediante la: a. _ _intensidad; b. _ _ dilatación; c. ___ sismicidad; d. _ _magnitud; e. ___ licuefacción. Harían falta unos _ _ terremotos con una magnitud de Richter de 3 para igualar la energía liberada en un terremoto con una magnitud de 6: a. _ _ 9; b. _ _ 2.000.000; c. _ _ 27.000; · d. _ _ 30; e. _ _ 250. El epicentro de un terremoto: a. _ _ está normalmente en la parte inferior del manto ; b. _ __es un punto en la superficie directamente encima del hipocentro; c. ___se determina analizando los tiempos de llegada de las ondas superficiales en las estaciones sísmicas; d ._ _ es una medida de la energía liberada durante mi terremoto; e. ___es el daño correspondiente a un valor de IV en la escala de intensidad de Mercalli modificada.

8.

La discontinuidad sísmica situada en la base de la corteza se llama: a. ___zona de transición; b. ___punto de reflexión magnética; c. _ __ zona de velocidad baja; d. _ _ Moho; e. _ _wna de velocidad alta.

9.

El gradiente geotérmico es: a. _ _ la capacidad de la Tierra para reflejar y refractar ondas sísmicas; b _ __el aspecto más destructivo de los terremotos; c. _ _ _ el aumento de temperatura de la Tierra con la profundidád; d. _ _ la velocidad media de las ondas sísmicas en el manto; e. _ _ la posibilidad de rebote elástico.

10.

La corteza oceánica está compuesta por: a._granito y gabro; b. _ _ peridotita y gabro;

239

c. _ __ granito y peridotita; d. _ _ peridotita y basalto; e. _ _ basalto y gabro. _ 11.

¿Por qué sufren menos daños en un terremoto las estructuras construidas sobre roca firme que aquellas levantadas sobre material no consolidado?

12.

¿Qué son los precursores y cómo podemos utilizarlos para predecir terremotos?

13.

¿Cuáles son las diferencias entre la intensidad y la magnitud?

14.

Describa la composición, densidad y profundidad del núcleo, manto y corteza terrestre. ,

15.

¿Qué. explica las diversas discontinuidades sísmicas encontradas en el manto?

16.

¿Cómo explica la teoría del rebote elástico la energía liberada durante un terremoto?

17.

¿Cómo actuarían las ondas P y S si la Tierra fuera completamente sólida y tuviera la misma composición y densidad por todas partes?

18.

Explique por qué las compañías de seguros utilizan la.Escala de interisidad de Mercalli modificada cualitativa erf lugar de la Escala: de magnitud de Richter cuantitativa a la hora de clasificar los terremotos.

19.

Basándose en los tiempos d~ llegada de las. ondas P y S que .aparecen en el gráfico que adjuntamos . y en el gráfico de la Figura 8. 9c, calcule. a qué distancia de cada una de las estaciones sismográficas se produjo el terremoto. ¿Cómo determinaría el epicentro de este terremoto?

Estación A: Estación B: Estación C:

20.

Hora de llegada de la Onda P

Hora de llegada de la Onda S

2:59:03 p.m. 02:51 :16 p.m . 02:48:25 p.m.

03:04:03 p.m. 03:01 :16 p.m. 02:55:55 p.m.

Utilice el gráfico de la Figura 8.12 para contestar a esta pregunta. Un sismógrafo de Berkeley, California, registra el tiempo dé llegada de las ondas P de un terremoto como 6:59:54 p.m. y de las ondas S como 7 :00:02 p.m. La amplitud máxima de las ondas S según se registra en el sismograma era de 75 mm. ¿Cuál era la magnitud del terremoto y a qué distancia de Berkeley tuvo lugar?

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El fondo

. ocean1co ,

CAPÍTULO 9

ESQUEMA,, DEL CAPITULO Introducción Exploración de los océanos Corteza oceánica: estructura y composición Los márgenes continentales Características de las cuencas oceánicas profundas Sedimentación y sedimentos de las profundidades de los fondos oceánicos Arrecifes Recursos del agua del mar y del fondo oceánico ENFOQUE GEOLÓGICO 9 .1: CirculaciÓn

oceánica y recursos del mar Geo-Recapitulación

Lava almohadillada en la dorsal Ce ntroa tlántica . Gran p arte de la parte superior de la corteza oceánica está formada por lava almohadilladii y coladas en capas. Fuente: Ra lph White/Corb is

CAPITULO

9

E L FON D _O OCEÁN I C O

Introducción egún dos diálogos escritos en el año 350 a.C. por el filósofo griego Platón, existió un continente enorme llamado Atlántida en el océano Atlántico al oeste de las Columnas de Hércules, o lo que ahora llamamos el Estrecho de Gibraltar(• Figura 9 .1). Según el relato de Platón, la Atlántida controlaba una zona amplia que se extendía hacia el este hasta Egipto. Pero a pesar de su enorme riqueza, avanzada tecnología y gran ejército y armada, la Atlántida fue derrotada por Atenas en una guerra. DespUés de la conquista de la Atláritida, hubo violentos terremotos e inundaciones y llegó un terrible día en que . .. la Atlántida ... desapareció bajo el mar. Y por esta razón, incluso ahora, el mar allí no es navegable ni se puede investigar, bloqueado como está por el bajío de lodo que produjo la isla al hundirse.* No existen «bajíos de lodo» en el Atlántico, como afirmaba Platón . En realidad, ninguna evidencia geológica indica que la Atlántida existiera alguna vez, así que ¿por qué ha persistido la leyenda durante tanto tiempo? Una razón es que las historias sensacionales sobre civilizaciones perdidas son muy populares, pero otra es que has-

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• Figura 9.1 Según Pl.at ón, la Atl ántida era un continente situado al oeste d e las Columnas de Hércules, ah ora llamado Estrecho d e Gib raltar. En est e mapa d e Kircher Anthan asium, Mundus Sub terraneus (1664), el nórte est á en la parte inferior del mapa . El Estrecho de-Gibraltar es el área estrecha entre Hispania (España) y Áfri ca .

*De Timaeus, incluido en E. W. Ramage, Ed., Atlantis: Fact orFiction? (Bloomington: Oxford University Press, 1978), pág. 13,

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ta muy recientemente nadie sabía demasiado acerca de lo que hay bajo los océanos. Gran parte de los fondos oceánicos es un dominio oculto, por lo que los mitos y leyendas tienen una gran aceptación . La observación más básica que podemos hacer sobre la Tierra es que t iene amplias áreas cubiertas de agua y continentes, que a primera vista parecen ser nada más que partes del planeta que no están cu biertas de agua. Sin embargo, los continentes y las cuencas oceánicas son muy diferentes. La corteza continental es más gruesa y menos densa que la oceánica . La corteza oceánica está compuesta por basalto y gabro, mientras que la continental está formada por todo tipo de rocas, aunque su composición global es muy ·parecida a la del granito. La corteza oceánica se produce continuamente en las dorsales en expansión y se consume en las zonas d e subducción, por lo que nada de ella es muy antiguo, g eológicamente hablando (véase el Capítulo 2) . La corteza oceánica más antigua es de unos 180 millones de años, pero la edad de las rocas de los continentes varía d esde las más recientes hasta 3 .960 millones de años . Una razón importante para estudiar los fondos oceánicos es que constituyen la mayor parte de la superficie terrestre (• Figura 9 .2). A pesar de la idea errónea comúnmente sostenida de que el fondo oceánico es llano y monótono, su topografía es tan variada como la de los continentes. Además, muchas de las características del fondo oceánico así como varios aspectos de la corteza oceánica proporcionan evidencias importantes para la teoría de la tectónica de placas (véase el Capítulo 2) . Y por último, podemos encontrar recursos naturales en las partes marginales de los continentes, en el agua marina y en los fondos oceánicos. Ahora que empezamos nuestra investigación de los fondos oceánicos, deberían tener en cuenta que nuestro estudio de centra en (1) la composición y los atributos físicos de la corteza oceánica, (2) la composición y distribución de los sedimentos del fondo marino, (3) la topografía de los fondos oceánicos y (4) el origen y la evolución de los márgenes continentales. Los oceanógrafos estudian también estos temas, pero además estudian la química y la física del.agua del mar, así como los patrones de la circulación oceánica y la biología marina . También deberíamos señalar que mientras que los océanos y sus mares marginales (Figura 9.2) tienen por debajo la. corteza oceánica, no sucede lo mismo con el Mar Muerto, el Mar Salton y el Mar Caspio, que son, en realidad, lagos salinos situados en los continentes.

EX PLOR AC IÓ N D E LOS OCÉAN O S

90º E

120º E

150º E

180º

243

1'!50° O

OCÉANO ARTIGO

/ Marde ..l'Beaufort

OCÉANO PACIFICO

NQR[~...

OCÉANO PACIF!eO

SUR

:

Datos numéricos de lo

Oceano*



Volumen Profundidad Superficie de agua media 2 3 (millones de km ) (millones de km ) (km)

Profundidad máxima · (km) ·

Pacífico

180

700

4,0

11,0

Atlántico

93

335

3,6

9,2

fndico

77

285

3,7

7,5 .

Ártico

15

17

1, 1

5,2

Figura 9.2

Mapa de los cuatro océanos principales y de muchos de los n:iares del mundo, que son la s partes 1 marginales de lo 1p céan os.

s

Fuente: P. R. Pinet, 1992 .. Oceanography (St . Paul, MN : West, 1992). *Excluye los mares adyacentes, como el Mar Caribe ·y·el Mar del Japó n, que son partes marginales de los océanos.

EXPLORACIÓN DE LOS OCÉANOS na masa interconectada de agua salada a fa que llamamos océanos y mares cubre un 71 % de la superficie terrestre . Sin embárgo, este océano mundial tiene áreas lo suficientemente diferenciadas como para que reconozcamos los océanos Pacífico, Atlántico, Indico y Ártico. El término océano se refiere a estas grandes zonas de agua marina, mientras que la palabra mar designa a una masa de agua más pequeña, normalmente parte marginal de un océano (Figura 9.2).

Durante la mayor parte de la Historia, la gente conocía muy poco sobre los océanos, y hasta hace poco pensaban que el fondo oceánico era una llanura amplia y monótona. En realidad, durante mucho tiempo el fondo oceánico fue, en cierto sentido, más remoto que la superficie de la Luna, porque no se podía observar.

Exploración temprana Los griegos antiguos habían determinado el tamaño y la forma de la Tierra de una manera bastante precisa, pero los europeos occidentales no fueron conscientes de la grandeza de los océa~os hasta los siglos XV y XVI, cuando los exploradores salieron en busca de rutas comerciales © Cengage Learning :Paraninfo

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CAPITULO

9

EL FONDO O CEÁN I CO

con las Indias. Incluso cuando Cristóbal Colón zarpó el 3 de agosto de 1492 en un intento por encontrar una ruta hacia las Indias, subestimó en gran medida las dimensiones del océano Atlántico. Contrario a la creencia popular, no pretendía demostrar la forma esférica de la Tierra; por entonces, su forma ya era bien aceptada. La controversia era sobre la circunferencia de la Tierra y la ruta más corta a China; en estos puntos, las críticas de Colón eran correctas. · Estos y otros viajes similares ampliaron considerablemente los conocimientos sobre los océanos; pero las verdaderas investigaciones científicas no comenzaron hasta finales .del siglo XVIII. En ese período, Gran Bretaña era la potencia marítima dominante, y para mantener ese dominio los británicos intentaron ampliar su conocimiento sobre los océanos .. Por tanto ; en 1768, 1772 y 1 777 se emprendieron viajes científicos al mando del capitán James Cook. De 1831 hasta 1836, el HMS Beagle .surcó los mares. A .bordo se encontraba Charles Darwin, famoso por sus ideas sobre la evolución orgánica, pero que también propuso una teoría sobre la evolución ·de los arrecifes de coral. En 1872, el buque de guerra convertido HMS Challenger inició un viaje de cuatro años para tomar muestras de agua marina, determinar las profundidades oceánicas, recoger muestras de sedimentos y roe.a s de los fondos oceánicos y dar nombre y clasificar miles de especies de organismos marinos. Durante estos viajes, se visitaron muchas islas oceánicas anteriormente desconocidas por los europeos. Y aun-

que la exploración de los océanos seguía siendo limitada, empezaba a ser cada vez más evidente que el fondo oceánico no era llano y monótono , como se creía anteriormente. Es más, los científicos descubrieron que el fondo marino tiene una topografía variada al igual que los continentes, y reconocieron características como las fosas oceánicas, las dorsales submarinas, amplias mesetas, colinas y grandes llanuras.

¿Cómo se exploran los océanos hoy en día? El primer método para determinar la profundidad del océano fue el de medir la longitud de una cuerda con lastre que se bajaba hasta el fondo. Ahora, los científicos utilizan un instrumento llamado ecosonda, que detecta las ondas de sonido que viajan desde un barco hasta el fondo oceánico y de vuelta al barco (• Figura 9.3). La profundidad se calcula conociendo la velocidad dél sonido en el agua y el tiempo n ecesario para que las ondas alcancen el fondo y regresen al barco, dando lugar a un perfil continuo de la profundidad del fondo oceánico a lo largo de la ruta del barco. El perfil sísmico es parecido a la ecosonda pero aún más útil. Las ondas potentes procedentes de una fuente de energía se reflejan desde el fondo oceánico y algunas de ellas penetran en las capas del fondo y se reflejan desde diversos horizontes hasta la superficie (Figura 9.3). El perfil sísmico es particularmente útil para trazar la estructura de la corteza oceáni-

• Figura 9.3

Capas sedimentarias subyacentes

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Esquema que muestra cómo se utilizan la ecosonda y el perfi l sísm ico para estudiar el fondo marin o. Parte de la energía generada por la fu ente de energía se refleja de·sde va rios horizontes y es devuelta a la superficie, donde se detecta co n hidrófanas.

EXPLORACIÓN D E LOS OCÉANOS

ca allí donde está enterrada bajo los sedimentos del fondo oceánico. El Proyecto de Perforación Marina Profunda, un programa patrocinado p<;>r varias instituciones oceanográficas, se inició en 1968. Su primer barco de investigación, el Glomar Challenger, podía perforar en el agua a más de 6.000 m de profundidad y obtener largos testigos de sedimentos del fondo y de corteza oceánica. El

(a)

245

Glomar Challenger perforó más de 1.000 sondeos en el fondo oceánico durante los 15 años de l programa. El Proyecto de Perforación Marina Profunda terminó en 1983, pero el programa de perforación oceánica, que comenzó en 1985, siguió explorando los fondos oceánicos con su barco de investigación JO ID ES"' Resolution. Los barcos de· investigación también estudian el fondo oceánico utilizando muestreadores de conchas y pistones de testigos de sondeo(• Figura 9.4). Además de los navíos de superficie, los sumergibles son actualmente vehículos impottantes en la exploración de los fondos marinos. Algunos, como el Argo, van a control remoto y son remolcados por un barco. En 1985, el Argo, equipado con sistemas de sonar y de televisión, proporcionó las primeras imágenes del transatlántico británico HMS Titanic desde que se hundió en 1912. E l Centro de Investigación de Estados Unidos utiliza un mecanismo a remolque con sonar para reproducir imágenes del fondo oceánico parecidas a las fotografías aéreas. Los científicos, a bordo de sumergibles como el Alvin (• Figura 9.5), h an descendido a los fondos oceánicos en muchas zonas para h acer observaciones y recoger muestras. Las investigaciones· científicas han aportado información importante sobre los océanos durante más de 200 años, pero gran parte de los-conocimientos actuales se h a n adquirido desde la Segunda Guerra Mundial (1939-1945). Esto es particularmente así en lo referente a los fondos oceánicos, porque sólo en las décadas más recientes ha habido instrumentos adecuados para estudiar este dominio oculto. ~JO ID ES es un acrónimo de Joint Oceanographic lnstitutions for Deep Earth Sampling (U nión de Institu ciones Oceanográficas pa ra Muestrear las Profundidades Terrestres).

(b)

• Figura 9.4 Toma de muestras del fondo del mar. (a) Muestreador de conchas recogiendo muestras del fondo del mar. (b) Un pistón de testigo de sondeo cae al fondo del mar, penetra el sedimento y, a co ntinuació n, se recupera.

• Figura 9.5 Buque oceanográfico de investig ación. El sumergib le Alvin se ut iliza para observa r y tomar muestras de las profundidades del fondo del mar. .

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CAPÍTULO

9

EL FONDO OCEÁNICO

CORTEZA OCEÁNICA: ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN a hemos mencionado que la corteza oceánica está compuesta de basalto y gabro, y que se genera continuamente en las dorsales en expans10n. Desde luego, _las perforaciones en la corteza oceánica proporcionán algunos detalles sobre su estructura y composición, pero nunca se ha penetrado y estudiado por completo. Entonces, ¿cómo sabemos de qué está compuesta y cómo varía con la profundidad? En realidad, incluso antes de que se examinara y observara, ya se conocían estos detalles. Recordemos que la corteza oceánica se consume en las zonas de subducción y, por tanto, gran parte se recicla, pero pod~mos encontrar una pequeña cantidad en cordilleras de montañas en tierra firme donde se emplazó desplazándose a lo largo de grandes fracturas llamadas cabalgamientos (estudiaremos las fallas con más detalle en el Capítulo 10). A estas partes conservadas de corteza oceánica junto con parte del manto superior subyacente las conocemos como ofiolitas. Estudios detallados revelan que una ofiolita ideal está formada por rocas sedimentarias de las profundidades marinas sobre una base de rocas de la corteza oceánica superior, especialmente lava almohadillada y coladas de lava en capas (véase la foto al inicio del capítulo y la • Figura 9.6). Si penetramos en una ofiolita encontramos un complejo tabular de diques, compuesto de diques basálticos verticales, y después gabro en masa y gabro en capas, que probablemente se formó en la parte superior de una

Dorsal oceánica

cámara magmática. Y por último, la unidad inferior es peridotita del manto superior; a veces transformada por el metamorfismo en una roca verdosa conocida como serpentinita. Por tanto, una ofiolita completa está compuesta de rocas sedimentarias de las profundidades marinas sobre una base de rocas de la corteza oceánica y del manto superior. Las muestras y perforaciones en las dorsales oceánicas revelan que la corteza oceánica está formada por lava almohadillada y coladas de lava en capas sobre un complejo tabular de diques, tal como se dedujo de los estudios de las ofiolitas. Pero no fue hasta 1989 que un grupo de científicos descendió en un sumergible hasta las paredes de una fractura del fondo oceánico en el Atlántico Norte y verificó lo que había debajo del complejo tabular de diques. Tal y como se esperaba, la corteza oceánica inferior está compuesta de gabro y el manto superior está formado de peridotita.

Como única persona en su comunidad con alguna formación en geología, a menudo se le llama para explicar las características geológicas locales e identificar fósiles . Varios niños de la escuela, en un viaje de estudio de historia natural, recogieron algunas rocas que reconoce como peridotita. Cuando visita el sitio donde se recopilaron las rocas , advierte también alguna lava almohadillada en el área y lo que parecen ser diques compuestos de basalto . ¿Qué otros tipos de roca espera encontrar aquí? ¿Cómo explicaría (1) la asociación de estas rocas entre ellas, y (2) cómo llegaron a tierra?

~

1

Sed imentos marinos profundos

t / Lavas V , almohadilladas Diques tabulares • Figura 9.6 ·---~-

Corteza Peridotita superior

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La corteza oceánica, que se compone de las capas ·mostradas aquí, se origina conforme se e leva el magma bajo las dorsales oceánicas. Los fragmentos de corteza oceánica y del manto superior de la tierra se conocen como ofiolitas.

LOS MÁHGENES CONTINENTALES

LOS MÁRGENES CONTINENTALES n la Introducción señalamos que los continentes no son sencillamente áreas por encima del nivel del mar, aunque la mayoría de la gente considera a los continentes como áreas de tierra cuyo contorno está marcado por los océanos. El verdadero margen geológico de un continente - es decir, donde la corteza continental granítica cambia a la corteza oceánica compuesta de basalto y gabro- está por debajo del nivel del mar. Por consiguiente, los márgen es de los continentes están sumergidos, y consideramos que los márge~es continentales separan la parte de un continente situada por encima del nivel del mar de las profundidades de los fondos oceánicos. Un margen continental está formado por una plataforma continental ligeramente inclinada, un talud o elevación continental con una inclinación más pronunciada y, en algunos casos, un pie de talud o elevación continental más profundo ligeramente inclinado (• Figura 9. 7) . Siguiendo el margen continental hacia el mar nos encontramos con la cuenca oceánica profunda. Por tanto, los márgenes continentales se extienden hacia profundidades cada vez mayores hasta que se funden con el fondo oceánico. La corteza continental cambia a corteza oceánica en algún lugar por debajo del pie de talud contine ntal, por lo que parte del talud y del pie de talud continental se encuentran sobre la corteza oceánica.

La plataforma continental A medida que procedemos hacia el mar desde la costa y a través del m argen continental, la primera zona que nos

247

encontramos es una plataforma continental ligeramente inclinada situada entre la costa y el talud continental, con un buzamiento más marcado (Figura 9.7). El ancho de la plataforma continental varía considerablemente, desde unas pocas decenas de metros a más de 1.000 km; la plataforma termina donde la inclinación del fondo marino se incrementa abruptamente de 1 grado o menos a varios grados. El margen exterior de la plataforma continental, o sencillamente la ruptura entre plataforma y talud, se encuentra a una profundidad media de 13 5 m, por lo que según los estándares oceánicos, las plataformas están cubiertas de aguas poco profundas. · . En tiempos de la Época Pleistocena (de 1,6 millones a 10.000 años atrás), el nivel del m ar estaba unos 130 m más bajo que ahora. En consecuencia, las plataformas continentales estaban por encima del nivel del mar y eran zonas de depósito de los cauces y las llanuras de inundación. Además, en mucha_s partes del norte de Europa y de Norteamérica, los glaciares se extendían sobre las plataformas continentales y depositaban grava, arena y lodo. Desde que terminó el Pleistoceno, e( nivel del mar ha subido, sumergiendo estos depósitos, 'que ahora están cambiando con los procesos marinos . Existen pruebas de que estos sedimentos fueron en realidad depositados en tierra firme, como por ejemplo, restos de asentamientos humanos y fósiles de una variedad de animales terrestres (véase el Capítulo 23)._

El talud y el pie de talud continental El margen hacia el mar de la plataforma continental está marcado por la ruptura entre la plataforma y el talud (a una profundidad media de 135 m), donde comienza el talud continental, con una inclinación más pronunciada (Figura 9. 7). En la mayor parte de las áreas de alre-

Margen continental

Margen continental

Plataforma conti nental Talud coñtinental

L

Plataforma continental Nivel del mar

-+---~

Talud continental

Dorsal oceánica Elevación continental

o

500

1.000

1.500

2.000 2.500 3.000 Distancia (km)

3.500

4.000

4.500

5.000

~-Fig_~!~_!:?__ _____________________ ________ _ Perfil generalizado del fondo marino que muestra las características de los márgenes continentales. Las dimensiones verticales de las características en este perfil aparecen muy exageradas porque las escalas verticales y horizontales difieren.

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)

CAPITULO

9

E L FO N D O OC E ÁN I C O

dedor de los márgenes del Atlántico, el talud continental se funde con un pie de talud continental de una inclinación continental más ligera. Este pie de talud no existe alrededor de los márgenes del Pacífico, donde los taludes continentales descienden directamente hasta una fosa oceánica (Figura 9. 7). La ruptura entre la plataforma y el talud, que marca el límite entre ambos, es una característica importante en términos de transporte y depósito de sedimentos . En la parte de la ruptura que da hacia la tierra - es decir, en la plataforma- los sedimentos se ven afectados por las olas y las mareas, pero estos procesos no tienen ningún efecto en los sedimentos de la parte de la ruptura que da al mar, donde la gravedad es la responsable de su transporte y depósito en el talud y en el pie de talud. En realidad, gran parte de los sedimentos derivados de la tierra cruzan las plataformas y se depositan en los taludes y pies de taludes continentales, donde se encuentra más del 70% de todos los sedimentos de los océanos. Gran parte de estos sedimentos es transportada a través de cañones submarinos por las corrientes de turbidez.

Cañones submarinos, corrientes de turbidez ·y abanicos submarinos En el Capítulo 6, estudiamos el origen de la estratificación gradada, que resulta en su mayor parte de las corrientes de turbidez, flujos submarinos de una mezcla de agua y sedimentos con densidades mayores que las del agua libre de sedimentos. Cuando una corriente de turbidez fluye por un fondo oceánico relativamente llano, va más despacio y empieza a depositar sedimentos, primero las partículas más grandes , seguidas de partículas progresivamente más pequeñas, formando así una capa con estratificación gradada (véase Figura 6.23). Los depósitos realizados por las corrientes de turbidez dan lugar a una serie de abanicos submarinos superpuestos, que constituyen una gran parte del pie de talud continental (• Figura 9.8). Los abanicos submarinos son unas características inconfundibles, pero sus márgenes exteriores son difíciles de distinguir porque se funden con los depositos de la cuenca oceánica. Nadie ha observado nunca una corriente de turbidez en los océanos, por lo que durante muchos años, algunos dudaron de su existencia; sin embargo, en 1971, se tomó una muestra de agua anormalmente turbia por encima del fondo oceánico del Atlántico Norte, lo que indicaba que se había producido una corriente de turbidez recientemente. Además , muestras del fondo marino tomadas en muchas zonas presentan una sucesión de capas con estratificación gradada y restos de organismos de aguas poco profundas que fueron desplazados hacia aguas más profundas por las corrientes de turbidez (Figura 9.8). ·

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Puede que la evidencia más convincente de las corrientes de turbidez sean las pautas de las rupturas de cables transatlánticos que tuvieron lugar en el Atlántico norte cerca de Terranova el 18 de noviembre de 1929. En un principio, se pensó que un terremoto había roto los cables de telégrafo y de teléfono . Sin embargo, mientras que las rupturas en la plataforma continental cerca del epicentro se produjeron cuando sucedió el terremoto , los cables situados mar adentro se rompieron más adelante y en sucesión. El último cable en romperse estaba a 720 km del origen del terremoto, y no se rompió hasta 13 horas después de la primera ruptura. En 1949, los geólogos se dieron cuenta de que una corriente de turbidez generada por un terremoto se había desplazado hacia abajo, rompiendo los cables en sucesión. Se conocía el momento preciso en el que se rompió cada cable, por lo que fue sencillo calcular la velocidad de la corriente de turbidez. Se movió a unos 80 km/h sobre el talud continental, pero se ralentizó a 27 km/h cuando alcanzó el pie de talud. En las plataformas continentales hay cañones submarinos profundos de lados escarpados, pero se desarrollan mejor en los taludes continentales (Figura 9.8a). Algunos cañones submarinos se extienden a través de la plataforma hasta los ríos de tierra firme; aparentemente, se formaron como valles de los ríos cuando el nivel del mar era más bajo durante el Pleistoceno. Sin embargo, muchos de ellos no tienen dicha relación, y algunos se extienden a más profundidad de lo que podría explicarse por la erosión de los ríos en los tiempos en los que el nivel del mar era más bajo. Los científicos saben que existen fuertes corrientes que se mueven a través de los cañones submarinos. Las corrientes de turbidez se desplazan periódicamente a través de estos cañones y ahora se cree que son el primer agente responsable de su erosión.

Tipos de márgenes continentales Los márgenes continentales pueden ser activos o pasivos, dependiendo de su relación con los bordes de las placas. Un margen continental activo se desarrolla en el borde anterior de una placa continental donde subduce la litosfera oceánica. El margen oeste de Sudamérica es un buen ejemplo (• Figura 9.9). Aquí, una placa oceánica subduce bajo el continente, dando como resultado actividad sísmica, una cordillera montañosa geológicamente joven y volcanismo activo. Además , la plataforma continental es estrecha y el talud continental desciende directamente hasta la fosa de PerúcChile, por lo que los sedimentos se vierten en la fosa y no se desarrolla ningún pie talud continental. El margen oeste de Norteamérica se considera también un margen continental activo, aunque gran parte de él está ahora limitado por fallas

de

LOS MARGENES CONTIN E NTALES

Plataforma

Cañón submarino

249

Cambio de plataforma a tal ud

o o E

6

u <1l u

'5 e

:J

o

n::

2

o

I

~

1.000 2.000

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e 3.000 :J

(c)

e 4.000 o_

5.000

Intervalo de tiempo entre el temblor y la rotura del cable Plata-

1- Eleva~ión continental ---i•~¡.•f--.

-

Llanura.abisal-----..

~orm~I~

Sin exageración vertical (b)

• Figura 9.8

-·---- ----·- - --- - - (a) Una buena parte del talud continental se compone de aba nicos submarinos depositados por las co rrientes de turbidez que se desplazaban por cañones submarinos. (b) Roturas del cable submarino causadas por corrientes de turbidez al sur de Terranova en 1929. El perfil marcado como «Sin exageración vertical» muestra cómo aparece el fondo marino en este área. (c) La hélice de un submarino causó la co rriente de turbidez que fluyó pendiente abajo del talud cerca de Jamaica. ·

transformantes en lugar de por una zona de subducción. Sin embargo, la convergencia de placas y la subducción aún tienen lugar en el nordeste del Pacífico, en los márgenes continentales del norte de California, Oregón y Washington. Los márgenes continentales del este de Norteamérica y Sudamérica difieren considerablemente de sus márge-

nes occidentales. En primer lugar, poseen amplias plataformas continentales, así como un talud y un pie de talud; también hay extensas llanuras abisales junto a los pies del talud (Figura 9. 9 ); Además, estos márgenes continentale~ pasivos se encuentran en una placa en lugar de un borde de placas; y carecen de la típica actividad sísmica y volcánica que encontramos en los márgenes continenta-

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_CAPITULO

9

EL F O NDO OC EÁN I CO

Margen continental activo ,--->---..

Plataformá continental estrecha

Fosa de Perú-Chile

Margen continental pasivo Borde de placa Océano Atlántico

Zona de subducción (terremotos someros y profu ndos)

Astenosfera

Dorsal Mesoatlántica (dorsal oceánica)

Los márgenes continentales activos y pasivos a lo largo de las costas oeste y este de Sudamérica. Observe que los márgen es continentales pasivos son much o más anchos que los activos. No se muestra el sedimento del fondo marino.

les activbs. Sin embargo, ocasionalmente, se prq.?ucen terremotos eri estos márgenes. Los márgenes continentales activos y pasivos comparten algunas c.aracterísticas, pero son notablemente diferentes en cuanto a la amplitud de sus plataformas conti~entales , y los márgenes activos tienen una fosa oceánica pero no pie de talud. ¿A qué se deben las diferencias? En ambos tipos de márgenes continentales, las corrientes de turbidez transportan sedimentos a aguas más profundas. En los márgenes pasivos, los sedimentos forman una serie de abanicos submarinos superpuestos desarrollando así un pie de talud continental, mientras que en un margen activo, los sedimentos se vierten sencillamente en la fosa y no se forma ningún pie de talud. La proximidad de una fos a también explica por qué las plataformas continentales de los márgenes activos son tan estrechas. Por el contrario, los depósitos sedimentarios derivados del terreno de los márgenes pasivos han construido una amplia plataforma que se extiende hacia el océano.

CARACTERÍSTICAS DE LAS CUENCAS OCEÁNICAS PROFUNDAS

siguiente, la mayor parte del fondo marino está en la más completa oscuridad, no hay plantas, la temperatura está justo por encima del punto de congelación y la presión varía de 200 a más de 1.000 atmósferas, dependiendo de la profundidad. En realidad, la productividad biológica es baja en las profundidades de los océanos, con la excepción de ciertas comunidades en las chimeneas hidrotermales (de las que hablaremos m ás adelante). Los científicos han descendido a las mayores profundidades oceánicas, a las dorsales submarinas y a otros lugares en sumergibles, por lo que han observado parte del fondo oceánico. No obstante, gran parte de los fondos oceánicos se han estudiado sólo mediante ecosondas , perfiles sísmicos, muestras de sedimentos del fondo marino y de la corteza oceánica y sumergibles a control remoto. Los oceanógrafos están desarrollando un conocimiento cada vez más profundo de los océanos y de las profundidades marinas , y ahora conocen muchas carac. terísticas de .estas profundidades oceánicas, como las amplias llanuras, fos as y dorsales.

Las llanuras abisales

Más allá del pie de ·t alud continental de los márgenes pasivos se encuentran las llanuras abisales, superficies planas que cubren amplias áreas del fondo oceánico. En - - -·-~-------· ...:.~------algunas zonas, están interrumpidas por picos que se elevan a mayor parte de los fondos oceánicos, con una . más de l km, pero aun así, las llanuras abisales son las zo_profundidad m~dia de 3,8 km, yace muy por de-. . nas más llanas y monótonas de la Tierra (• Figura 9. l O). bajo de la profundidad de penetración de la luz Su forma lisa es el resultado de la sedimentación que cusolar, que normalmente es de menos de l 00 m. Por conbre la topografía accidentada de los fondos marinos.

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CA RACTE R ÍSTICAS DE L AS CUENCAS OCEÁN I C AS P ROFUNDAS

Las llanuras abisales se ~ncuentran, invariablemente, junto al pie del talud continental, que está compuesto principalmente de abanicos submarinos superpuestos. A lo la rgo de los márgenes continentales activos, los sedimentos derivados de la plataforma y del talud quedan atrapados en una fosa oceánica, y no se desarrollan llanuras abisales. Por consiguiente, las llanuras abisales son comunes en la cuenca del océano Atlántico, pero raras en la del océano Pacífico.

tal desciende hacia ellas hasta 25 grados , y muchas tienen gruesas acumulaciones de sedimentos. Las mayores profundidades oceánicas se encuentran en estas fosas; el Challenger Deep de la fosa de las Marianas , en el Pacífico, tiene más de 11.000 m de profundidad. Existen instrumentos sensibles que pueden detectar la cantidad de energía calorífica que escapa del interior de la Tierra mediante el fenómeno de flujo térmico . Como se podría esperar, el flujo de calor es mayor en zonas de volcanismo activo o recientemente activo. Por ejemplo, en las dorsales en expansión se produce un flujo de calor superior a la media, pero en las zonas de subducción los valores del flujo de calor son inferiores a la media de la Tierra. Parece ser que la corteza en las fosas oceánicas está más fría y es ligeramente más densa que en otras partes. También se produce actividad sísmica en las fosas oceánicas o cerca de ellas en planos con un buzanúento de unos 45 grados. En el Capítulo 8, hablamos de estas zonas sísmicas iriclinadas, llamadas zonas de Benioff (véase la Figura 8.5), donde tienen lugar la mayoría de los terremotos profundos e intermedios de la Tierra. En las fosas no hay volcanismo, pero como son zona!¡ donde la litosfera oceánica subduce por debajo de la litosfera oceánica o

Las fosas oceánicas Las largas depresiones de lados escarpados de los fondos oceánicos cerca de los bordes de placas convergentes, es decir, las fosas oceánicas, constituyen no más del 2 % del fondo marino, pero son rasgos importantes porque es aq uí donde las placas litosféricas se consumen mediante la subducción (véa se el Capítulo 2). Como las fosas oceánicas se encu entran en los márgenes conti nentales activos, son comunes en la cuenca del océano Pacífico, pero no así en el Atlántico, siendo excepcion es notables las del Caribe (Figura 9.10). En los lados de las fosas oceánicas que dan h acia tierra, el talud continen-

c:::::::J Sistema de dorsales oceánicas • Figura 9.10

-

Llanura abisal

2 51

-

Dorsal asísm ica

-

- Vall e de rift

- - Fosa oceánica

---·-·---- - -- - ----- - - - - - - - - - - -

Distribu ció n de fosas oceánicas (marrón), llanura s abisales (verde), sistema de d orsal es oceáni cas (amarillo) y va lles de rift ·(rojo); as imismo se muestran algunas dorsales asísm icas (azul). Fuente: De Alyn y Alison Duxbury, An lntroduction to the World's Oceans. Copyright© 1984 McGraw-Hill Companies, lnc. Reimpreso con permiso.

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CAPITULO

9

EL FONDO OC E ÁN I CO

continental, nos encontramos con una cadena arqueada de volcanes en la placa predominante (Figura 9.9). Las islas Aleutianas y los volcanes del margen occidental de Sudamérica son buenos ejemplos de estas cadenas.

fico oriental, tiende h acia el nordeste h asta alcanzar el Golfo de California (Figura 9.1 O). El sistema completo mide al m e nos 65.000 km de largo, superando con mucho la longitud de cualquier sistema montañoso en tierra firm e . Las dorsales oceánicas están compuestas casi por completo de basalto y gabro y poseen características producidas por fuerzas tensionales. Por el contrario, las cade n as montañosas d e tierra firme están formadas de rocas sedimentarias, m etamórficas e ígneas, y se formaron cuando las rocas se plegaro n y fractu raron a consecuencia de fuerzas compresivas (véase el Capítulo 1O). Las dorsales oceánicas están en su m ayor parte por debajo del nivel del m ar, pero se elevan por encima en Islandia, las Azores, la Isla de Pasc ua y otros pocos lugares. Las dorsales oceánicas son, desde luego, los sitios en los que la corteza oceánica se genera y las placas divergen (véase el Capítulo 2). La velocidad de divergencia de las placas es importante porque determina el perfil e n sección transversal de una dors al. Por ejemplo, la dorsal Centroatlántica tiene un perfil comparativamente escarpado porque la divergencia es lenta , lo que permite que la nueva corteza oceánica se enfríe, encoja y se hunda m ás cerca de la cresta de la dorsal que en zonas de divergencia más rápida, como el pie de talud del Pacífico oriental. Una dorsal también puede tener un rift a lo largo de su cresta que se a bre en respuesta a la tensión (• Figura 9.1 la). Existe un rift pa rticularmente eviden-

Dorsales oceánicas Cuando se tendió el primer cable submarino entre Norteam érica y Europa a finales del siglo XIX, se descubrió un rasgo llam ado Meseta del Telégrafo en el Atlántico Norte . Basándose en datos del viaje de 1925-1927 del navío de inves tigación alemán Meteor, los científicos propusie ron que la meseta era en realidad una dorsal continua que se extendía a lo largo de toda la longitud de la cuenca del océano Atlántico. Posteriores investigaciones revelaron que esta conje tura era correcta, y a hora llam amos a esta característica dorsal Centroatlántica (Figura 9 .10). La dorsal Centroatlántica tiene más de 2.000 km de ancho y se eleva de 2 a 2,5 km por encima del fondo oceánico adyacente . Además, es parte de un sistema de dorsales oceánicas mucho más grande, principalmente de topografía montañosa submarina. Este sistema va desde el océano Ártico, a través de la mitad del Atlántico y rodea Sudáfrica, donde la dorsal Índica continúa hasta el océano Indico; la dorsal Atlántico-Pacífica se extiende hacia el este y un ramal de ésta, el pie de talud del Pací-

-----~------

Rift - - --

Montículo central

-

-

-

-

-

-

->1

Lava almohad illada reciente

o

o

2 Distancia (km)

f:_--s::;:_j

Lava almohadi ll ada

~ Diques tabulares (a)

• Figura 9.11 (a) Sección transversal de la dorsal Atlántica, q ue muestra su rift central con montícu los de rocas volcánicas, en su mayor p<Jrte de lava almohadillada. (b) Chimenea hidrotermal co nocida como fuma rola negra a 2.800 m sobre el p ie del talud del Pacífico este. La p luma de la «fuma ro la neg ra » es agua ca li ente saturada con minerales disueltos.

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(b)

CA RA CT E RfSTI CAS D E L A S CU E NCAS O CEÁN I C A S PR O FU N DAS

253

r

te en la dorsal Centroatlántica, pero no lo hay en partes del pie de talud del Pacífico oriental. Estos rifts tienen, normalmente, de 1 a 2 km de profundidad y varios kilómetros de ancho. Se abren cuando se produce la expansión de los fondos oceánicos (Capítulo 2) y están caracterizados por terremotos de hipocentro poco profundo, volcanismo basáltico y un alto flujo de calor. Aunque la mayor parte de la investigación oceánica se sigue haciendo mediante ecosondas, perfiles sísmicos y muestras del fondo marino, los científicos llevan haciendo observaciones directas de las dorsales oceánicas y sus rifts desde 1974. Como parte del proyecto FAMOUS (Estudio submarino mesoceánico franco-americano), los sumergibles han descendido hasta las dorsales y sus rifts en varias zonas. Los investigadores no han visto volcanismo activo, pero sí vieron lava almohadillada (véase la Figura 5. 7), tubos de lava y coladas de lava en capas, algunos de ellos de formación muy reciente. De hecho, en visitas repetidas a un mismo sitio, han observado los efectos del volcanismo producidos desde su visita anterior. Y el 25 de enero de 1998, un volcán submarino hizo erupción en la dorsal Juan de Fuca, al oeste de Oregón. Los investigadores, a bordo de sumergibles, también han observado la descarga de agua caliente desde el fondo oceánico en dorsales, o cerca de ellas, en chimeneas hidrotermales submarinas.

Chimeneas hidrotermales submarinas Los científicos vieron chimeneas hidrotermales submarinas en los fondos oceánicos por primera vez en 1979, cuando descendieron unos 2.500 m hasta el rift de las Galápagos, al este del océano Pacífico. Desde 1979, han visto chimeneas similares en otras zonas del Pacífico (Figura 9.1 lb), Atlántico y Mar del Japón. Las chimeneas se encuentran en las dorsales en' expansión, o cerca de ellas, donde el agua fría se filtra a través de la corteza oceánica, se calienta por el efecto de las rocas calientes de las profundidades, y luego sube y se descarga en el agua del mar en forma de plumas de agua caliente con temperaturas de hasta 400 ºC. Muchas de las plumas son negras debido a los minerales disueltos, que les dan una apariencia de humo negro, de ahí el nombre de fumarola negra. Las chimeneas hidrotermales submarinas son interesantes desde un punto de vista biológico, geológico y económico. Cerca de las chimeneas viven comunidades de organismos, como bacterias, cangrejos, mejillones, estrellas de mar y gusanos tubulares, muchos de los cuales no se habían visto nunca antes. No hay luz solar, por lo que los organismos de estas comunidades dependen de las bacterias que oxidan los compuestos de azufre para obtener su fuente de nutrientes fundamentales. Las chi-

Oué haría Las chimeneas hidrotermales, en el fondo marino, contienen diversos metales de gran importancia para las sociedades industrializadas. Además, parece que estos metales se están depositando actualmente, de modo que si se excava una zona, los mismos recursos se estarán formando en otra· parte. Dadas estas condiciones, parece que los problemas de carestía de recursos· estarían resueltos. Así que, ¿por qué no simplemente excavar el fondo marino? También, muchos elementos químicos están presentes en el agua de mar. Existe tecnología para extraer elementos tales como oro, uranio y otros, así que, ¿por qué no se hace así?

meneas son también interesantes por su potencial económico. El agua marina calentada reacciona con la corteza oceánica, transformándose en una solución rica en metales que se descarga en el agua del mar y se enfría, precipitando sulfuros de hierro, cobre y cinc y otros minerales. Se forma una chimenea que al final se derrumba y forma un montículo de sedimentos ricos en los elementos mencionados anteriormente. Aparentemente, las chimeneas a través de las cuales surgen las chimeneas negras crecen rápidamente. Una chimenea de 1O m de altura derrumbada accidentalmente por el sumergible Alvin en 1991, creció hasta 6 m en sólo tres meses. También en 1991, los científicos a bordo del Alvin vieron los resultados de una erupción submarina sobre el pie del talud del Pacífico oriental, que se perdieron por menos de dos semanas. La zona estaba cubierta de lava fresca y cenizas, así como de restos de gusanos tubulares muertos durante la erupción. Y en un área cercana, se abrió una nueva fisura .en el fondo oceánico; en diciembre de 1993, ya se había establecido una nueva comunidad de chimenea hidrotermal. En 2001, los científicos anunciaron otro tipo de chimenea en el Atlántico Norte responsable de pináculos y columnas macizas de hasta 60 m de altura. A diferencia de las chimeneas negras, estas chimeneas están a 14-15 km de las dorsales en expansión, y están formadas por minerales de colores claros derivados de la reacción química entre el agua marina y los minerales de la corteza oceánica.

Fracturas de los fondos oceánicos Las dorsales oceánicas no son características continuas que dan la vuelta al globo sin interrupción. Terminan abruptamente cuando se separan a lo largo de fracturas orientadas más o menos en ángulo recto con los ejes de,Ia

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CAPITULO

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EL F O N DO OCEÁN I C O

dorsal (• Figura 9.12). Estas fracturas a gran escala tienen cientos de kilómetros de longitud, aunque son difíciles de seguir en las zonas en las que se encuentran enterradas bajo los sedimentos del fondo marino. Muchos geólogos están convencidos de que algunas de las características geológicas de los continentes se explican mejor por la prolongación de estas fracturas sobre los mismos. Los terremotos de hipocentró poco profundo tienen lugar en estas fracturas, pero solamente entre los segmentos de dorsales desplazados. Además, como las dorsales son más altas que el fondo oceánico adyacente, los segmentos separados dan lugar a escarpaduras casi verticales de 2 o 3 km de altura (Figura 9.12). La razón por la que las dorsales oceánicas tienen tantas fracturas es que la divergencia de placas se produce irregularmente sobre una esfera, lo que da como resultado esfuerzos que provocan las fracturas. Ya estudiamos estas fracturas entre los segmentos de dorsales separados en el Capítulo 2, donde las llamamos fallas transformantes.

Montes submarinos, guyots y dorsales asísmicas Como ya hemos observado, el fondo oceánico no es una llanura plana y monótona, excepto por las llanuras abisales, e incluso éstas tienen una topografía accidentada por debajo. En realidad, un gran número de colinas volcánicas, montes submarinos y guyots se elevan por encima del fondo oceánico en todas las cuencas oceánicas, pero son particularmente abundantes en el Pacífico. Todos son de origen volcánico y difieren principalmente en su tamaño. Los montes submarinos se elevan más de 1 km por encima del fondo, y si tienen una parte superior llana, se llaman guyots (• Figura 9 .13).

Los guyots son volcanes que originalmente se extendían por encima del nivel del mar. Sin embargo, como la placa sobre la que estaban situados siguió moviéndose, se alejaron de una dorsal en expansión, y cuando la corteza oceánica se enfrió descendió a una mayor profundidad. Así, lo que una vez fue una isla se hundió lentamente bajo el mar, y a medida que lo hacía, la erosión de las olas dio lugar a la típica parte superior llana (Figura 9.13). En los fondos oceánicos existen muchos otros rasgos volcánicos más pequeños que los montes submarinos, pero probablemente se originaron del mismo modo. Las llamadas colinas abisales tienen una media de sólo 250 m de altura. Otras características comunes de las cuencas oceánicas son dorsales largas y estrechas y amplias mesetas que se elevan como mucho de 2 a 3 km por encima del fondo marino que las rodea. Son las dorsales asísmicas, así llamadas porque carecen de actividad sísmica. Algunas de estas dorsales son, probablemente, fragmentos separados de los continentes durante la ruptura y se llaman microcontinentes. La dorsal Jan Mayen, en el Atlántico Norte, es probablemente un microcontinente (Figura 9.10). La mayoría de las dorsales asísmicas forman una sucesión lineal de volcanes de punto caliente. Pueden desarrollarse en una dorsal oceánica o cerca de ella, pero cada volcán así formado es arrastrado lateralmente con la placa sobre la que se ha originado. El resultado neto es una línea de montes submarinos/guyots que se extiende a partir de una dorsal oceánica (Figura 9.13) . La dorsal Walvis, en el Atlántico Sur, es un buen ejemplo de ello (Figura 9.10). Las dorsales asísmicas también se forman sobre puntos calientes no relacionados con las dorsales -por ejemplo, la cadena del Emperador Hawaiano, en el Pacífico (Figura 9.10).

Zona de fractura

• Figura 9.12

Fallas

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Vista esquemática del desplazamiento de una dorsal oceánica a lo largo de las fracturas. La parte de una fractura entre segmentos desplazados de la cresta de la dorsal se conoce como falla transformante (véase el Capítulo .2).

S E DIME N T A CIÓN Y S E DIME NT OS D E L A S PROFU N DID A DES D E LO S FONDOS O CEÁ NI C O S

255

Volcán hundido inactivo erosionado en la superficie del océano Volcanes activos

Volcanes más antiguos extinguidos

Volcanes más antiguos extinguidos

~

Dorsal

~

Nivel del mar

Litosfera

• Figura 9.13 El origen de las montañas submarinas (S) y de los guyots (G). Cuando una placa sobre la que descansa un volcán desciende a más profundidad, se puede erosionar una isla vo lcánica y convertirse en un guyot de cima plana.

Astenosfera

G = Guyot

s = Monte submarino

50

40

os sedimentos de las profundidades oceánicas son principalmente de grano fino , compuestos de partículas del tamaño de la arcilla y del limo, ya que pocos procesos transportan arena y grava muy lejos de la tierra. Es cierto que los icebergs transportan

10

o

10

20

30

40

50

arena y grava, y, de hecho, hay una amplia banda de sedimentos glaciares marinos junto a la Antártida y Groenlandia. La vegetación flotante también podría transportar partículas grandes mar adentro, pero aporta muy poco sedimento a las profundidades oceánicas. La mayor parte de los sedimentos de grano fino de las profundidades oceánicas procede de (l) polvo y cenizas volcánicas arrastradas por el viento desde los continentes e islas volcánicas, y (2) las conchas de animales y plantas microscópicas que viven en las aguas cercanas a la superficie. Otras fuentes menos importantes son las reacciones químicas en el agua marina que producen los nódulos de manganeso que podemos encontrar en todas

(b)

(a)

• Figura 9.14

20

Edad del fondo oceánico (millones de años)

SEDIMENTACIÓN Y SEDIMENTOS DE LAS PROFUNDIDADES DE LOS FONDOS OCEÁNICOS

------------- - - - - - -

30

---·

--------

--------~--·-----~-------·------

(a) Nódulos de manganeso en el fondo marino. (b) Nódulo de manganeso en sección que muestra su estructura interna compuesta de capas concéntricas. Este nódulo mide aproxi madamente 6 cm de sección. ·

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por organismos •

Los arrecifes son estructuras resistentes al oleaje, compuestas de los esqueletos de corales, moluscos, esponjas y algas incrustadas. Los arrecifes se caracterizan como costeros, de barrera y atolones; todos ellos crecen activamente en agua de mar poco profunda y templada, donde hay poco o nada aporte de sedimento detrítico, en especial lodo. La roca del arrecife es un tipo de caliza que se forma directamente como un sólido, en vez de partir Crecimiento vertical del coral Crecimiento vertical del coral de un sedimento que se litifica posteriormente. Los arrecifes antiguos son importantes reservas de hidrocarburos en algunas áreas. Las tres etapas en la evolución de un arrecife. Un arrecife costero se forma alrededor de una isla volcánica, pero cuando la isla es llevada a aguas más profundas sobre una placa móvil, el arrecife se separa de la isla junto a una laguna y se crea un arrecife barrera. El continuo movimiento de la placa lleva a la isla a aguas más profundas. Y la isla desaparece por debajo del nivel del mar, pero el arrecife crece hacia arriba, fo rmando un atolón.

Vistas submarinas de arrecifes en el Mar Rojo (izqu ierda) y en Hawai.

-----

Patrick Ward/Corbis

La línea blanca de rompiente señala el lugar de un arrecife barrera alrededor de Rarotonga, en las islas Cook, en el océano Pacífico. La isla sólo tiene 12 km de longitud aproximadamente.

Talud del arrecife

Este arrecife ovalado con una laguna central , en el océano Pacífico, es un atolón. ¿En qué se diferencia del arrecife mostrado al final de la página anterior?

Un arrecife antiguo en Australia. Puede ver los taludes del arrecife en el lado izquierdo de la imagen, en pendiente desde el centro del arrecife, que no tiene capas. A la derecha del núcleo del. arrecife. ·existen depósitos de trasarrecife, que muestran una estratificación horizontal: ·

Bloque diagrama que muestra los diferentes ambientes en un complejo de arrecifes.

Llanura del arrecife

Laguna

CAPITULO

9

EL FONDO OCEÁNICO

las c uencas oceánicas (• Figura 9 .14) y el polvo cósmico. Los investigadores creen que unas 40.000 toneladas métricas de polvo cósmico caen sobre la Tierra cada año, péro ésta es una cantidad .trivial en comparación con el volumen de sedimentos que se derivan de las dos fuentes principales.

~ (a)

.•

Fango calcáreo Fango silíceo

(b) Foraminíferos

~~~j

La mayor parte de los sedimentos de las profundidades marinas son pelágicos, lo que quiere decir que se depositaron a partir de una suspensión lejos de tierra (• Figura 9 .15). El sedimento pelágico puede ser arcilla o fango pelágico. La arcilla pelágica es marrón o roja y, como su nombre índica, está compuesta de partículas

Arcil la pelág ica

~

Sedimentos de origen ~ conti nental

(d) Rad iolarios

~CsJ Sedimentos marinos g laciares

D

Depósitos de plataforma continental

(e) Diatomeas

1 mm

• Figura 9.15 (a) Un a d ivers idad de sedimentos está p resent e en las cuencas oceán icas, pero la mayoría de las p rofu nd idades del fondo marino son arcill as pe lágicas y fangos ca lcá reo,s y silíceos. Los compo nentes com unes del fa ngo ca lcáreo son esque letos de (b) foram iníferos (animales fl otantes unicel ul ares) y (c) coco litofóridos (p lanta flota nte unice lular), mientras que el fango silíceo cons iste en esq ueletos de (d) rad io lariÓs (a nim ales fl otantes unice lula res) y (e) d iatomeas (p lantas fl ota nt es Uni celu lares) .

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R EC URSO S D E L AGUA DEL M AR Y D E L FO N D O O CEÁ NI C O

del tamaño de la arcilla procedentes de los continentes o islas oceánicas. El fango, por el contrarío, está formado principalmente de diminutas conchas de organismos marinos. El fango calcáreo está compttesto principalmente de esqueletos de organismos marinos de carbonato cálcico (CaC0 3 ), como los foraminíferos, y el fango silíceo está compuesto de los esqueletos silíceos (Si0 2 ) de organismos unicelulares como los radiolarios (animales) y las diatomeas (plantas).

ARRE~~~~s __ I 1 término arrecife tiene una variedad de significados , como por ejemplo, rocas sumergidas someramente que representan un peligro para la navegación, pero aquí nos limitamos al significado de estructura en forma de montículo resistente a las olas, compuesta de esqueletos de organismos marinos (véase «Arrecifes: rocas formadas por organismos» en las páginas 256 y 257). Aunque normalmente se los llama arrecifes de coral, en realidad tienen una estructura sólida compuesta de esqueletos de corales y diversos moluscos, como las almejas, y organismos incrustados, incluidas algas y esponjas. Los arrecifes están limitados a mares tropicales poco profundos donde el agua es clara y la temperatura no desciende por debajo de los 20 ºC. La profundidad en la que crecen los arrecifes, rara vez a más de 50 m, depende de la penetración de la luz solar, ya que muchos de los corales dependen de las algas simbióticas, que deben tener luz solar para obtener energía. Se conocen arrecifes de muchas formas, pero la mayoría pertenecen a una de las tres variedades básicas: costeros, barrera y atolón. Los arrecifes costeros están sólidamente unidos a los márgenes de una isla o continente . Tienen una superficie rugosa en forma de mesa, son, como mucho, de 1 km de ancho y en el lado que da al mar descienden bruscamente hasta el fondo oceánico. Los arrecifes barrera son parecidos a los arrecifes costeros, excepto en que una laguna los separa de tierra firme. El arrecife barrera más famoso del mundo es la Gran Barrera de arrecifes de Australia, de 2.000 km de longitud. Los arrecifes circulares u ovalados que rodean una laguna se llaman atolones. Los atolones se forman alrededor de islas volcánicas que se hunden por debajo del nivel del mar cuando la placa sobre la que descansan se aleja progresivamente de una dorsal oceánica. A medida que se produce el hundimiento, los organismos de los arrecifes construyen el arrecife hacia .

259

arriba, de manera que la parte viviente del mismo permanece en aguas poco profundas. Sin embargo, al final , la isla se hunde por debajo del nivel del mar, dejando una laguna circular rodeada de un arrecife más o menos continuo. Los atolones son particularmente comunes al oeste de la cuenca del océano Pacífico. Muchos de ellos comenzaron como arrecifes costeros, pero cuando la placa sobre la que se encontraban fue desplazada hacia aguas más profundas , evolucionaron primero a arrecifes barrera y finalmente a atolones (véase «Arrecifes: rocas formadas por organismos» en las páginas 256 y 257).

RECURSOS DEL AGUA DEL MAR Y DEL FONDO OCEÁNICO l agua del mar contiene muchos elementos en solución, algunos de ellos extraídos para diver7 sos usos domésticos e industriales. El cloruro de sodio (sal de mesa) se produce por la evaporación del agua marina, y una gran proporción del magnesio del mundo proviene del agua marina. Existen otros muchos elementos y compuestos que se pueden extraer del agua del mar, pero para muchos, como el oro, el coste es prohibitivo. Además de las sustancias del agua, lo~ depósitos del fondo oceánico o del interior de los sedimentos del fondo se están haciendo cada vez más importantes. Muchos de estos recursos potenciales se encuentran más allá de los márgenes continentales, por lo que su propiedad es un problema político y legal aún sin resolver. La mayoría de los países que limitan con los océanos reclaman esos recursos dentro de su margen continental adyacente. Los Estados Unidos , mediante una proclamación presidencial del 10 de marzo de 1983, reclamó derechos sob e ranos sobre un área designada Zona Económica Exclusiva (ZEE) (• Figura 9:·16). La ZEE se extiende 200 millas náuticas (3 71 km ) mar adentro desde la costa e incluye áreas adyacentes a territorios norteamericanos como Guam, la Samoa a_mericana, la isla de Wake y Puerto Rico. En conclusión, Estados Unidos reclama los derechos sobre todos· los recursos dentro de un área 1, 7 veces más grande que su área continental. Otras naciones hacen reclamaciones similares. Dentro de la ZEE se encuentran numerosos recursos, algunos de los cuales se llevan explotando desde hace muchos años. Arena y grava para la construcción se extraen de :la plataforma continental en varias zo© Cengage Learning Paraninfo

)

Circulación oceánica y recursos del mar

L

os océanos de la Tierra están en constante movimiento. Inmen sas cantidades de agua circu lan en corrientes superficiales y profundas según el agua se va transfiriendo de una parte de una cuenca oceánica a otra . La Corriente del Golfo y la Corriente Surecuatorial llevan grandes cantidades de agua hacia los polos y tienen un efecto modifica dor importante en el clima. Además de las corrientes superficiales y profunda s que llevan agua horizontalmente, la circulación vertical se produce cuand o el «upwe llin g» transfiere agua fría desde las profundidades a la superficie y el «downelling » transfiere agua tibia de la superficie a las profundidades. El «downelling » tiene más que intereses académicos. No só lo transfiere agua de las

profundidades a la superficie, sin o que lleva ta mbién nutrientes, especialmente nitratos y fosfatos, hasta la zona de penetración de la luz solar. Aquí, estos nutrientes sostienen las inmensas concentraciones de organismos fl otantes que, a su vez, sostienen otros organismos. Además de las plataformas continentales y las áre as adyacentes a las chimeneas hidrotermales en el fondo marino, las áreas de «upwelling » son las únicas partes de los océanos donde la produ ctividad biol ó gica es muy alta . De hecho, son tan productivas que aunque constituyen menos de l 1% de la superficie del océano, sostienen más del 50% (en peso) de todos los peces. Los científicos reconocen tres tipos de «upwe llin g», pero só lo nos ocuparemos aquí del upwelling costero. La mayor parte del

nas, y un 1 7% de la producción de petróleo y gas natural de Estados Unidos proviene de pozos situados en la plataforma continental(• Figura 9.17) . Los depósitos de la pla taforma antigua de la región del Golfo P érsico contienen las reservas de petróleo más grandes del mundo . Un recurso potencial dentro de la ZEE es el hidrato de metano , que consiste en moléculas de metano sencillas unidas en redes formadas por agua congelada. Estos

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upwellin g costero sucede a lo largo de las costas occidenta les de África, Norteamérica y Sudamérica, aunque una excepción notable es el océano Índi co. El upwelling costero impli ca el movimiento de agua cercana a la costa, que es reemplazada por agua que sube desde las profundidades (• Figura 1). A lo largo de la costa de Perú, por ejemplo, los vientos unidos al efecto de Coriolis* transportan agua de la superficie hacia el mar y sube agua fría y rica en nutrientes para sustituirl a. Este área es una importante zona

"" El efecto de Coriolis es la desviación aparente de un obj e to en movimiento de su c urso previsto de bido a la rotación d e la T ierra . Los vientos y las corrientes oceánicas se desvían en el sentido de las aguj as del reloj e n el hemis ferio norte y al co ntrario en el hemisferio sur.

hidratos de metano son estables a profundidades de m ás de 500 m y.temperaturas cercanas a la congelación. Según un cálculo aproximado, el carbono de estos depósitos es el doble del qu e hay en todas las reservas de carbón, petróleo y gas natural. Sin embargo, nadie sabe aún si los hidratos de m e tano pueden extraerse de manera efectiva y utilizarse como fuente de energía. Además, hay que calcular su contribución al calentamiento global, porque en los depósitos del fondo oceánico hay

Agua moviéndose hacia mar abierto debido al efecto de Coriolis

• Figura 1 El viento del norte a lo larg o de la costa occidental de un continente, junto con el efecto de Coriolis, ocasiona que la superfi cie del agua se mueva alejándose de la costa, teniendo como resultado que asciendan aguas frías de las profundidades ri cas en nutrientes.

pesquerá, y los cambios en la circulación del agua superficial, en plazos de tres a siete años, junto a Sudamérica, se asocian con el comienzo de El Niño, un fenómeno climático con consecuencias trascendentales . Entre los nutrientes en las aguas oceánicas de «upwelling» se encuentra mucho fósforo, un elemento esencial para la nutrición de animales y plantas. Aunque presente en cantidades mínimas eri muchas rocas sedimentarias, la

mayoría de los fosfatos comerciales se derivan de la fosforita, una roca sedimentaria con riqueza en fosfatos minerales como el fluorapatito [Ca 5(P0 4) 3 F]. Las áreas de «upwelling » a lo largo de los márgenes externos de las plataformas continentales son los sitios de sedimentación de la mayor parte de las llamadas fosforitas estratificadas, que se entremezclan en capas con carbonato, chert, lutita y arenisca. Los enormes depósitos en la

un volumen de metano 3.000 veces superior al de la atmósfera -y el metano es 1O veces más efectivo que el dióxido de carbono como gas invernadero. Los nódulos de manganeso de los que hemos hablado anteriormente son otro posible recurso de los fondos oceánicos (Figura 9.14 ). Estos objetos esféricos están compuestos principalmente de óxido de hierro y manganeso, pero también contienen cobre, níquel y cobalto. Los Estados Unidos, que se ven obligados a importar la

formación pérmica de fosforia, de Montana, Wyoming e ldaho, se formaron de esta manera. El «upwelling » justifica la mayor parte de las rocas sedimentarias ricas en fosfatos de la Tierra, pero algunas se formaron por otros procesos. En la fosfatización, los granos de carbonato como esqueletos y ooides de animales se reemplazan por fosfato, y el guano se hace de fosfato de calcio procedente de los excrementos de aves y murciélagos. Otro tipo de depósito de fosfato es esencialmente un depósito donde (los esqueletos de animales vertebrados se encuentran en grandes cantidades [los esqueletos de vertebrados se componen en su mayor parte de hidroxiapatito [Ca 5(P0 4)PH]). La formación de Bone Val ley, en Florida, hace entre 3 y 15 millones de años, es un buen ejemplo. Los Estados Unidos son el líder mundial en producción y consumo de fosfatos, la mayor parte de ella de depósitos en Florida y Carolina del Norte, pero una parte también se extrae en ldaho y Utah. Más del 90% de toda la roca fosfática extraída en este país se utiliza para hacer abonos químicos y suplementos alimenticios para animales. También tiene otros usos en metalurgia, alimentos en conserva, cerámica y cerillas.

mayor parte del manganeso y del cobalto que utilizan, están particularmente interesados en estos nódulos como recurso potencial. Otros recursos· de interés del fondo marino son los enormes depósitos de sulfuros que se forman en-las dorsales en expansión por la actividad hidrotérmica submarina. Estos depósitos, que contienen hierro, cobre, cinc y otros metales, han sido identificados dentro de la ZEE en la dorsal Gorda , frente a las costas de California y

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CAPITULO

9

EL FONDO OCEÁNICO

• Figura 9.16 La Zona Económica Exclusiva (ZEE}¡ mostrada en azul oscuro, incluye una vasta zona adyacente a los Estados Unidos y a sus posesiones.

Oregón; depósitos similares se producen en la dorsal Juan de Fuca, dentro de la ZEE canadiense, Dentro de la ZEE, existen nódulos de manganeso cerca de la isla de Johnston, en el océano Pacífico, y en la meseta de Blake, frente a la costa este de Carolina del Sur y Georgia. Además, se s~be que los montes submarinos y cadenas de montes submarinos dentro de la ZEE en el Pacífico tienen cortezas de óxido metalífero de varios centímetros de grosor, de las cuales podrían extraerse cobalto y manganeso. Otro recurso importante descubierto en depósitos marinos a poca profundidad es la roca sedimentaria rica en fosfato conocida como fosforita (véase Enfoque Geológico 9 .1).

• Figura 9.17

- -·-·--- - · - - · · - - - - - - - - - - - - · ··- - --·- -·--·

--~- -- --------- -- - -·

Plataforma de perforación petrolífera en la costa del sur de California. Aunque ésta se encuentra en aguas poco profundas, una plataforma semejante en la costa de Louisiana está anclada en aguas de 872 m de profundidad. Alrededor del 17% de toda la producción de petróleo y gas natural de EE.UU. proviene de pozos situados en las p lataformas continentales.

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RESUMEN DEL CA PÍTULO

GEO

263

,,

RECAPITULACION Resumen del capítulo Las investigaciones científicas de los océanos comenzaron hace más de 200 años, pero gran parte de nuestros conocimientos provienen de estudios realizados en las últimas décadas . Los barcos de investigación actuales están equipados para estudiar los fondos oceánicos mediante la toma de muestras, sondeos, ecosondas y perfiles sísmicos. Los científicos también utilizan sumergibles en sus estudios. Las perforaciones en las profundidades del mar y las observaciones en el continente y en el fondo oceánico confirman que la corteza oceánica está formada, en orden descendente, por lava almohadillada/coladas de lava en capas, diques en capas y gabro. Los márgenes continentales constan de una plataforma continental ligeramente inclinada, un talud continental con una inclinación más pronunciada y, en algunos casos, un pie de talud continental. El ancho de las plataformas continentales varía considerablemente. Descienden hacia el mar hasta la ruptura entre plataforma· y talud a una profundidad de unos 13 5 m, donde la pendiente del fondo marino se incrementa abruptamente. Los cañones submarinos, en su mayoría en los taludes continentales, transportan enormes cantidades de sedimentos mediante las corrientes de turbidez a aguas más profundas, donde se depositan como abanicos submarinos superpuestos que forman una gran parte del pie de talud continental. Los márgenes continentales activos en el borde anterior de una placa tectónica tienen una plataforma estrecha y un talud que desciende directamente hasta una fosa oceánica. Estos

márgenes también están caracterizados por volcanismo y actividad sísmica. Los márgenes continentales pasivos se encuentran dentro de una placa tectónica , poseen amplias plataformas continentales y el talud se funde con un pie de talud continental que termina en una llanura abisal. Estos m árgenes muestran poca actividad sísmica y nada de volcanismo. Se encuentran largas y estrechas fosas oceánicas· allí donde la litosfera oceánica subduce por debajo de la litosfera oceánica o de la litosfera .contii-iental. Las fosas son los sitios de mayor profund~dad oceánica y donde el flujo de calor es bajo. · · Las dorsales oceánicas están compuestas de rocas volcánicas y muchas tienen un rift central causado por fuerzas tensionales. El volcanismo basáltico, chimeneas hidrotermales y terremotos de hipocentro poco profundo se producen en las dorsales, que se ven separadas por sistemas de fracturas que las cortan. Los montes submarinos,-guyots y colinas abisales que se elevan en los fondos oceánicos son rasgos comunes que difieren principalmente en escala y forma. Muchas dorsales asísmicas del fondo oceánico están formadas por cadenas de montes submarinos, guyots o ambos. Las chimeneas hidrotermales submarinas, conocidas como fumar-olas negras,. situadas .en las dorsales de expansión o cerca de ellas; soportan comunidades biológicas y son fuentes potenciales de diversos recursos. Los arrecifes, estructuras en forma de montículo y . resistentes a las olas, compuestos por esqueletos de animales, pueden ser de diversas formas, pero la mayoría se clasifican como arrecifes costeros,' arrecifes barrera o atolones.

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E L FONDO OCEÁNI C O

náuticas desde su costa. Los recursos encontrados en esta Zona Económica Exclusiva incluyen arena y grava, así como diversos metales.

Los sedimentos llamados arcilla y fango pelágico cubren amplias zonas del fondo oceánico. Los Estados Unidos reclaman derechos sobre todos los recursos dentro de un área de 200 millas

Términos clave abanico submarino (pág. 248) arcilla pelágica (pág. 258) arrecife (pág. 259) cañón submarino (pág. 248) chimenea hidrotermal submarina (pág. 253) corriente de turbidez (pág. 248) dorsal asísmica (pág. 254) dorsal oceánica (pág. 2 5 2)

fango (pág. 259) fosa oceánica (p 251) fumarola negra (p 253) guyot (pág. 254) llanura abisal (pág. 250) margen continental (pág. 24 7) margen continental activo (pág. 248) margen continental pasivo (pág. 249)

monte submarino (pág. 254) ofiolita (pág. 246) perfil sísmico (pág. 244) pie de talud continental (pág. 248) plataforma continental (pág. 24 7) talud continental (pág. 24 7) Zona Económica Exclusiva (ZEE) (pág. 259)

Cuestiones de .repaso 1.

2.

Un atolón: a. _ _ es un arrecife circular u ovalado que rodea una laguna; b. _ _· es un tipo de sedimento de las profundidades marinas formado de arcilla; c._·_ ·_ se encuentra en las profundidades del fondo oceánico junto a una fumarola negra; d. _ __es un depósito compuesto de sulfuros de cobre y cinc; e. _ _ está compuesto de sedimentos depositados a partir de una suspensión lejos de la tierra. Las mayores profundidades oceánicas se encuentran eff: a. _ __ las dorsales asísmicas; b. _ _los montes submarinos; c. _ _las fosas oceánicas; d. _ _ los márgenes continentales pasivos; e. ___los cañones submarinos.

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3.

Una gran parte de un pie de talud está compuesto de : a. ___guyots superpuestos; b. ___ chimeneas hidrotermales superpuestas; c. _ _ márgenes continentales .superpuestos; d. _ _llanuras abisales superpuestas·; e. ___abanicos submarinos superpuestos.

4.

Los dos tipos de sedimentos más comunes en las profundidades de los fondos oceánicos son: a. _ _ grava y caliza; b. ___arcilla y fango pelágico; c. _ __nódulos de manganeso y polvo cósmico; d. _ __arrecifes y arena; e ._ _ montes submarinos y guyots.

5.

La parte ligeramente inclinada del margen continental adyacente al continente es: a. _ _ el talud continental; b. __. _ la llanura continental; c. _ _ el perfil continental;

ACTIVIDAD E S EN LA

7.

8.

9.

10.

Un monte submarino con la parte superior llana que se eleva más di:! 1 km por encima del fondo oceánico es un(a): a. ___guyot; b. ___ arrecife; c. ___fumarola negra; d. ___dorsal oceánica; e. ___altiplano asísmico . ¿Cuál de los siguientes es característico de un margen continental activo?: a. ___ una plataforma continental amplia; b. ___ una plataforma continental que se une a un pie de talud continental; c. ___actividad sísmica; d. ___amplias llanuras abisales; e. ___ chimeneas hidrotermales submarinas. Los depósitos de las corrientes de turbidez normalmente muestran: a. ___ estratificación gradada; b. _ _ un gran componente de fango silíceo; c. ___ muchos esqueletos de corales; d. ___sulfuros; e. _ _ofiolitas. ¿Cuál de las siguientes afirmaciones es incorrecta?: a. ___la mayoría de los terremotos de hipocentro profundo e intermedio se producen en márgenes continentales activos; b. _ _las chimeneas hidrotermales submarinas se encuentran cerca de las dorsales en expansión; c. ___la corteza oceánica está formada por granito y arenisca; d. ___la mayoría de los márgenes continentales del Pacífico son activos; e. ___la arcilla pelágica cubre gran parte de las profundidades oceánicas. La zona amplia y llana situada junto al pie de talud continental se llama:

265

a. ___corteza oceánica; b. ___ cañón submarino; c. ___llanura abisal; d. ___monte submarino; e. _ _pie de talud pasivo.

d. _ _la plataforma continental; e. _ _ la dorsal continental. 6.

~ORLD WIDE WEB

11 .

Identifique los tipos de m árgenes continentales de la Figura 9. 7. ¿Cuáles son las características de cada uno de ellos?

12.

Describa los cañones submarinos y explique cómo creen los científicos que se formaron. ¿Existe alguna evidencia que apoye sus ideas?

13.

Explique cómo evoluciona un arrecife costero, barrera y en atolón.

14.

¿Cómo se forman las dorsales centrooceánicas y en qué se diferencian de las cadenas montañosas de tierra firme?

15 .

¿Por qué son comunes las llanuras abisales alrededor de los márgenes del Atlántico pero raras en la cuenca del océano Pacífico?

16.

¿Cómo supieron los geólogos la naturaleza del manto superior y de la corteza oceánica antes de que pudieran observar las rocas del marito y de la corteza en las cuencas oceánicas?

17.

¿Qué son el fango calcáreo y la arcilla pelágica y dónde se encuentran?

18.

¿Cómo se utilizan el perfil sísmico y la ecosonda para estudiar los fondos oceánicos?

19.

La parte más distante de una dorsal asísmica de 30 millones de años está a 1.000 km de una dorsal oceánica . ¿A qué velocidad, de media, se movió la placa con esta dorsal en centímetros por año?

20.

Durante la edad del Pleistoceno (la Edad de Hielo), el nivel del mar estaba unos 130 m más bajo que hoy en día. ¿Qué efecto tuvo este nivel del mar más bajo en los ríos? ¿Existe alguna evidencia de las plataformas continentales que pudiera tener que ver con esta pregunta? Si es así, ¿cuál?

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Deformación, formación de montañas y los continentes

CAPÍTULO 10

ESQUEMA_,, DEL CAPITULO Introducción Deformación de las rocas. ¿Cómo se produce? GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:

Ruinas antiguas y geología Dirección y buzamiento: la orientación de las capas de rocas deformadas La deformación y las estructuras geológicas La deformación y el origen de las montañas La corteza continental terrestre Geo-Recapitulación



- -- - - - -·----··-

-----------~-----

Este espécimen cortado y pulido del esquisto de Maine, en exposición en e l Museo Real de Edimburgo, Escocia, muestra una intensa deformación . Observemos que muchas capas de la roca están intrincadamente plegadas y algunas capas han sido desplazadas a lo largo de pequeñas fracturas. Fuente: Sue Monroe

---

CAPITULO 10

D EFO RM AC I ÓN, FORMAC I ÓN DE MONTAÑAS Y L OS C O N TI NEN TE S

traducción ((

ól ido como una roca» imp lica permanencia y durabi lidad, pero ya sabemos por capít ulos an teriores que los procesos físicos y químicos disgrega n y descomponen las rocas, y que las rocas se comportan de maner¡¡ muy d iferente a grandes profund idades de lo que lo hacen en la superficie terrest re o cerca de ell a. En realidad, bajo las tcemendas presiones y altas temperaturas presentes a varios kilómetros por debajo de la superficie, las capas de las rocas se arrugan o pliegan, pero permanecen só lidas, y a profundidades más someras ceden por fractura, o una combinación de p liegues y fracturas. En cua lqu ier caso, las fuerzas dinám icas de l interior de la Tierra causan deformación, un térm ino genera l que eng loba todos los cambios en .la forma o vo lumen (o ambos) de las rocas (véase la foto de inicio de l capítulo y la • Figura 10.1). La acción de las fuerzas dinámicas del interior de la Tierra es obvia por la actividad sísmica continua, el volcanismo, el movimiento de placas y la continua evolución de las montañas en Sudaméric;:a, Asia y otras partes. En resumen, la Tierra es un planeta activo con una variedad de procesos motivados por el ca lor interno, particu larmente los movimientos de las placas; la mayor parte de la actividad sísmica de la Tierra, el volcanismo y la deformación de las rocas se produce en bordes de p lacas divergentes, convergentes y transformantes. El origen de las cadenas montañosas verdaderamente grandes en los continentes implica una tremenda deforma-

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ción, norma lmente acompañada de emplazamiento de p lutones, volcan ismo y metamorfismo, en bordes de placas convergentes. Los Apa laches de Norteamérica, los A lpes en Europa, el Hima laya en Asia y los Andes en Sudamérica, deben su existencia a la deformación en bordes de placas convergentes . Y en algunos casos, esta actividad continúa aún ahora. Por tanto, la deformación y la formación de montañas son temas muy re lacionados y, por consiguiente, los est udiaremos ambos en este capítulo. La pasada y continua evolución de los continentes implica no só lo una deformación en los márgenes continentales, sino también adiciones de material nuevo a los continentes existentes, un fenómeno conocido como acreción continental (véase el Capítu lo 19). Norteamérica, por ejemplo, no ha tenido siempre su forma y área actuales. En realidad, empezó a evo lucionar durante el Eón Arcaico (hace 4,0-2,5 m iles de mill ones de años) cuando se agregó materia l nuevo al continente en cinturones de deformac ión a lo largo de sus márgenes. Gran parte de este capítu lo está dedicado a un repaso de las estructuras geológicas, como por ejemplo, las capas de roca p legadas y fracturadas resultantes de la deformación, su term inología descriptiva y las fuerzas responsab les de ellas. Aun así, existen varias razones prácticas para estudiar la deformación y la formación de montañas. En primer lugar, las capas de rocas arrugadas y fracturadas proporcionan un registro de las clases e intensidades de fuerzas que operaron en el pasado. Por consiguiente, las interpretaciones de

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"''" (a)

(b)

• Figura 10.1

----·- - - - ----- ---·-- ---- - - - --Muchas rocas muestran el efecto de la deformación. (a) Pliegues a pequeña escala en rocas sedimenta rias. El bolígrafo tiene 13,5 cm de larg o. (b) Estas rocas se han deformado mediante pliegues y fracturas. Observemos e l poste de luz para ha cernos una idea de la escala. La fra ctura casi ve rtica l do nde se desp lazaron las rocas de colores cla ros es una fa lla, una fractura a lo largo de la cua l las rocas e n los lados opuestos de la fractura se han movido en paralelo con el plano de la fractura.

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DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS . ¿CÓMO SE PRODUCE?

269

estas estructuras nos permiten satisfacer nuestra curiosidad sobre la historia de la Tierra, y además, dichos estudios son esenciales en trabajos de ingeniería, como la elección de ubicaciones para presas, puentes y centrales nucleares, espe-

cialmente si se encuentran en áreas de deformación en curso. Además, muchos aspectos de la explotación y la exploración en busca de petróleo y gas natural se basan en la identificación correcta de las estructuras geológicas.

DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS~ ¿CÓMO SE PRODUCE?

lo puede doblarse o agrietarse a medida que se deforma. En la Figura l 0.2 utilizamos un objeto rectangular en lugar de una persona para simplificar los cálculos. Para evitar la ruptura del hielo, la persona puede tumbarse; esto no reduce el esfuerzo total, pero lo distribuye en un área más grande, reduciendo así el esfuerzo por unidad de superficie. Aunque el esfuerzo es la fuerza por unidad de sup erficie, se da en tres variedades: compresión, tensión y cizalla, dependiendo de la dirección: de las fuerzas aplicadas. En la compresión, las. rocas, o cualquier otro objeto, son apretadas o comprimidas por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de la misma líriea , como cuando apretamos una pelota de goma con la mano. Las capas de roca en compresión tienden a acortarse en la dirección del esfuerzo mediante pliegues o fracturas (• Figura 10.3a). La tensión es el resultado de fuerzas que actúan a lo largo de la misma línea pero en direcciones opuestas. La tensión tiende a alargar las rocas o a separarlas (Figura l0.3b). A propósito, las rocas son mucho más fuertes en compresión que en tensión. En el esfuerzo en cizalla, las fuerzas actúan en paralelo pero en direcciones opuestas, lo que da como resultado una deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados (Figura 10.3c).

efinimos deformación como un término general que se refiere a cambios en la forma o el volumen (o ambos) de las rocas; las rocas pueden arrugarse en pliegues o fracturarse como resultado del esfuerzo, que resulta de una fuerza aplicada sobre un área determinada de la roca , Si la intensidad del esfuerzo es mayor que la resistencia interna de la roca, la roca sufre deformación, que es causada por el esfuerzo. El esfuerzo es la fuerza que causa la deformación o tensión. La siguiente explicación y la • Figura 10.2 nos ayudarán a aclarar el significado de esfuerzo y la diferencia entre esfuerzo y deformación.

Esfuerzo y deformación Recordemos que el esfuerzo es la fuerza aplicada a un área determinada de roca, normalmente expresada en kilogramos por centímetro cuadrado (kg/cm 2 ). Por ejemplo, el esfuerzo, o fuerza, ejercido por una persona que camina sobre un estanque cubierto de hielo está en función del peso de la persona y el área por debajo de sus pies. La resistencia interna del hielo resiste el esfuerzo, a menos que éste sea demasiado grande, en cuyo caso el hie-

Tipos de deformación Los geólogos clasifican como deformación elástica aquella en la que las rocas deformadas recuperan su for-

!!ig~_a 10.2 ________.

Esfuerzo y deformación ejercidos sobre un estanque cub ierto de hielo. El objeto vertica l (a) tiene una .densidad de 1 g/cm 3 y .un vo lumen de 5.000 cm 3 . La superficie del obj eto es de 100 cm 2, por lo que el esfuerzo ejercido sobre el hielo es de 50 g/cm 2 . El objeto de lado (b) . tiene una superficie de. 500 cm 2 en co ntacto con el hielo. Por · consiguiente, el esfuerzo ejercido sobre el hielo es de sólo 1O g/cm 2 .

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J

270

CAP1TULO 10

D E FORMACIÓN, FORM AC IÓN D E MONT A ÑAS Y LOS C ONTIN E NT E S

Compresión

(a) Tensión

~

• Figura 10.3 El esfuerzo y posibles tipos de deformación resultante. (a) La compresión provoca el acortamiento de las capas de las rocas por pliegues o fallas. (b) La t ensión alarga las capas de la roca y provoca fallas. (c) El esfuerzo de cizalla provoca deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.

(b)

Cizalla

/ 1

(c)

ma original cuando las fuerzas deformantes se relajan, En la Figura 10.2, el hielo del estanque puede ceder bajo el peso de una persona pero volver a su forma original una vez que la persona se va. Corrio es de esperar, las rocas no son muy elásticas, pero la corteza terrestre actúa elásticamente cuando está cargada de hielo glaciar y apretada contra el manto. Cuando se aplica un esfuerzo, las rocas responden primero mediante deformación elástica, pero cuando superan su límite elástico, sufren una deformación plástica cuando ceden mediante pliegues, o se comportan como sólidos quebradizos y se fracturan(• Figura 10.4). Ya sea mediante pliegues o por fractura, la deformación es permanente; es decir, las rocas no recuperan su forma ni volumen originales, aunque se elimine el esfuerzo. El que la deformación sea elástica, plástica o de fractura depende del tipo de esfuerzo aplicado, la presión y la temperatura, el tipo de roca y el tiempo que las rocas están -sometidas -al esfuerzo. Un esfuerzo pequeño aplicado durante un período largo, como por ejemplo, sobre una repisa de chimenea soportada sólo en sus -extremos, hará que la roca se combe; es decir, la roca se deforma plásticamente (Figura 10.4 ). Por el contrario, un esfuerzo grande aplicado rápidamente sobre el mismo objeto, como cuando se golpea con un martillo, termina en fractura. El tipo de roca es importante, porque no todas las rocas tienen la misma resis tencia -interna y, por tanto, responden al esfuerzo de manera diferente. Algunas rocas son dúctiles, mientras que otras son frágiles, dependiendo de la cantidad de deformación plástica que -muestren. Las ·rocas frágiles

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muestran poca o ninguna deformación plástica antes de fracturarse, pero las rocas dúctiles muestran una gran cantidad (Figura 10.4). Muchas rocas muestran los efectos de la deformación plástica que debe haberse producido a gran profun-

Fractura

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Aumento de la deformación

~ Figur~~º·~-------- -------------- _______ _________ ___ ,_____ _ Inicialmente, las rocas responden al esfuerzo mediante deformación elástica y recuperan su forma original cuando se libera el esfuerzo. Si se excede el límite elástico, como en la curva A, las rocas se deforman plásticamente, lo que es una deformación permanente. La cantidad de deformación plástica que muestran las rocas antes de fracturase depende de su ductilidad. Si son dúctiles, muestran una deformación plástica considerable (curva A), pero si son frágiles, muestran poca o ninguna deformación plástica antes de fracturarse (curva B).

DEFORMACIÓ N DE L AS RO CAS ¿ CÓMO SE PHOPUC E?

271

Ruinas antiguas y geología

L

as .ruinas roma nas y griegas anti guas podrían no parecer un buen lu gar pa ra estud iar geo logía, pero nos d icen algo sobre la util ización de la piedra en la construcción y sobre el esfuerzo y la deformación. La pied ra es increíb lemente fuerte, pero su resistencia varía dependiendo de cómo se util ice. Recordemos que es más fuerte en compresión que en t ensión. Por · tanto, cuando se utilizan pied ras para una ch imenea, por ejemplo, fodos los esfuerzos actúan en ve rtical con las pied ras inferiores que soportan el peso de las piedras superio res. En otras pa labras, las piedras están sometidas a un esfuerzo compres ivo . Dado que la piedra es tan fuerte, ¿por qué los constructores griegos y romanos levantaron ed ifi cios en los que vigas horizontales están soportadas por columnas verticales poco espaciadas (• Fi gura 1)? ¿No habría sido más efectivo eliminar co lumnas y ahorrar en materiales y trabajo? El prob lema es la resistencia de la pied ra en compresión frente a la tensión. Si las vigas horizontales se extend iesen a lo largo de grandes distancias, senci ll amente se derrumbarían bajo su propio peso, porque una viga de piedra se comprime en su parte superior pero está sometida a tensión en su parte inferior. El esfuerzo en su parte superior es más o menos el mismo que

didad dentro de la corteza. En la superficie, o cerca de ella, las rocas se comportan normalmente como sólidos frágiles y se fracturan, pero ·en las profundidades, ceden con mayor frecuencia mediante la deformación plástica; se hacen más dúctiles con el aumento de la presión y de

en la parte de abajo, pero la parte de arriba contri buye poco a la resisten cia g lobal de la viga. Por lo que si se utilizara de esta manera, se formarían fractu ras de tensión en la parte infe ri or que ascenderían hacia la parte superior, provocando el deterioro. Los constructo res antiguos eran conscientes de la resistencia de la piedra, probab lemente a base de pruebas y errores, y por eso util izaba n columnas poco espaciadas para soportar las vigas horizontales. Los constructores actua les tienen limitaciones sim il ares en la utilización de la piedra en aplicaciones sim ilares. ¿Se imag in a por qué sencillamente dup licar las dimensiones de nuestra viga hipotética, más que su long itud, no reso lvería el prob lema de abarcar grandes distancias entre columnas?

• Figura 1 Ruin as griegas antigu as con columnas vert icales poco espaciadas soportando vigas horizontales.

la temperatura. La .mayoría de los hipocentros de los terremotos se e ncuentran a profundidades de menos de 30 km, lo que indica que la deformación por fractura se hace cada vez más difícil con la profundidad, y no se conocen frac;turas a profundidades s~periores a 700 km.

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CAPITU LO

10

D E FORM AC I Ó

, FORMACIÓ N D E MO

Oué haría Los tipos de esf uerzos, así como la deformación elástica frente a la plástica, podrían parecer bastante esotéricos, pero puede que comprender estos conceptos tenga aplicaciones prácticas. ¿Qué relevancia cree que tiene el conocimiento sobre el esfuerzo y la deformación para algunas profesiones, aparte de la geología?, y ¿qué profesiones podrían ser éstas? ¿Se le ocurre algún esfuerzo y deformació n con los que nos enfrentemos en nuestra vida diaria? Por ejemplo, ¿qué ocurre cuando un coche se estrel la contra un árbol?

DIRECCIÓN Y BUZAMIENTO: LA ORIENTACIÓN DE LAS CAPAS DE ROCAS DEFORMADAS u ra nte la década de 1660 , N ic holas Ste n o, un a natómista dan és, propu so varios principios esen ciales p ara descifrar la historia de la Tierra p artiendo del registro preservado en las rocas . Un o es el principio de horizontalidad original, que significa q ue los sedimentos se acumula n en capas h ori-

(a)

TA ÑAS Y LOS C ONTI NENTES

zontales o casi horizontales. Por tanto, si observamos rocas sedim entarias con siderablem ente in clinadas, podem os dedu cir justifica da m en te que se depositaro n casi h orizontalmente, se litificaron y despu és se inclinaron h asta su posición ac tual (• Figura 10. 5). Las cap as de roca deform adas p or pliegu es, fallas, o ambas cosas, ya n o se e n c ue ntran en su posición origin al, por lo que los geólogos u tilizan la dirección de intersección de planos y el hiizanúento para describir su orien tación con respec to a un pl a no horizontal. Por definición , la dirección es la orien tación de una línea for mada por la in tersección de un plan o h orizon tal y un p la no inclinado. Las superficies de las cap as de roca de la • Figura 10.6 son buen os ejemplos de pla n os in clinados, mientras que la superficie del agua es un plano horizon tal. La dirección de la lín ea formada en la inte rsección de estos plan os es la dirección de las cap as. La orie ntació n de la línea de dirección se determina utilizando una brúj ula para medir su án gulo con resp ecto al n orte. El buzamiento es una m edida de la desviación de un p la n o inclinado del h orizontal, por lo que h ay que m edirlo perpendicular a la dirección (Figu ra 10.6). Los mapas geológicos que mu estra n la edad , distribución aérea y estructuras geológicas de las rocas de una zona utilizan un símbolo especial para indicar la dirección y el buzamiento . Una línea larga en la orientación adecuada indica la dirección, y una línea corta, perpendicular a la línea de dirección muestra la dirección del buzamiento (Figura 10 .6) . Junto al símbolo de la dirección y buzamie nto h ay un número q ue corresponde al án gul o de buzamie nto. La utilidad de estos símbolos se hará patente en las siguientes seccion es sobre pliegues y fallas.

(b)

• Figura 10.5 (a) Estas capas de roca del Valle de los Dioses, en Utah, son horizonta les, como cuando se depositaron y litificaron . (b) Podemos deducir que esta s capas de arenisca en Colorado fueron depositadas horizontalmente, litificadas y después incl ina das hasta su posición actual.

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LA DEFORMAC I ÓN Y LAS ESTHUCTURAS GEOLÓG I CAS

Dirección de buzamiento

273

resultantes de la deformación la llamamos estructura geológica. En casi todos los lugares en los que podemos observar afloramientos de roca existen varias estructuras geológicas, y muchas se de tectan muy por debajo de la superficie mediante perforaciones y diversas técnicas geofísicas.

Capas de roca plegadas

LA DEFORMACIÓN Y LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

Las estructuras geológicas conocidas como pliegues, en las que los rasgos planos se arrugan y doblan, son bastante comunes. La compresión es responsable de lamayor parte de los pliegues, como cuando pon e mos las manos sobre un ma ntel y las movemos una haci~- la otra, produciendo así una serie de arcos en la tela. Las capas de roca de la corteza responden de m an era similar a la compresión, pero, a diferencia del mantel, los pliegues de las rocas son permanentes. Es decir, se ha producido una deformación plástica, por lo que una vez plegadas, las rocas permanecen así. Probablemente, la mayor p arte de los pliegues se producen a gran profundidad dentro de la corteza, donde las rocas son más dúctiles de lo que son en la superficie o cerca de ella. La configuración y la inten sidad de los pliegues varía considerablemente, pero sólo se reconocen tres tipos básicos de pliegues : monoclinal, anticlinal y sinclinal.

ecordemos que deformación se refiere a cambios en la forma y el volumen de las rocas. Durante la deformación , las rocas ·podrían arrugarse en pliegues, o podrían fracturarse, o quizá plegarse y fracturarse. A cualquiera de estas características

Pliegues monoclinales. Un doblez sencillo o flexión en capas de roca de otro modo horizontales o uniformemente inclinadas es un pliegue monoclinal (• Figura 10.7a). El gran pliegue monoclinal de la Figura 10.7b se formó cuando las montañas Bighorn, en Wyoming, se elevaron verticalmente a lo largo de una fractura. La fractura

• Figura 10.6 - ---·- - ---· - --· --· -

Dirección y buzamiento. La intersección de un p lano horizontal (la superficie del agua) y un p lano inclinado (la superficie de cua lq uiera de las .capas de roca) forma un a línea conocida como dirección . El buzam iento de esta s capas es el ángu lo máximo que se desvía de l pla no horizo nta l. Observe mos el símbolo de dirección y buzam iento con un 50 al lado indicando el ángul o de buzam iento.

- ·,:,;. *

(b)

(a)

~-F~gura 10.~--

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(a) Un p liegue monocl ina l. Observemos el símbo lo de dirección y buzamiento y la cruz en un círculo, que es el símbolo de las capas horizontales. (b) Un p liegue monoclinal en las montañas Bi ghorn, en Wyoming.

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D EF ORM.AC IÓ N, FORMA C IÓN DE MONTAÑAS Y LOS CONTINENTES

CAPÍ T ULO 10

no penetró hasta la superficie, de modo que cuando se produjo el levantamiento de las montañas, las rocas cercanas a la superficie se· doblaron, de manera que ahora parecen estar tendidas sobre el margen del bloque elevado. Dicho de otra manera, un pliegue monoclinal es, sencillamente, la mitad de un pliegue anticlinal o sinclinal.

Pliegues anticlinales y sinclinales. Los pliegues monoclinales no son raros, pero no son tan comunes como los anticlinales y los sinclinales. Un pliegue anticlinal es un pliegue arqueado o convexo ascendente con las capas de roca más antigua en su núcleo, mientras que un pliegue sinclinal es un pliegue arqueado o cóncavo descendente en el que las capas de roca más recientes están en su núcleo. Los pliegues anticlinales y sinclinales tienen un plano axial que conecta los puntos de máxima curvatura de cada capa plegada(• Figura 10.8); el plano axial divide los pliegues en dos mitades, cada mitad es un flanco. Como los pliegues se encuentran con frecuencia en una serie de pliegues anticlinales alternando con sinclinales, un pliegue anticlinal y el sinclinal adyacente comparten un flanco. Es importante recordar que los pliegues anticlinales y sinclinales son sencillamente capas de roca plegadas y que no se corresponden necesariamente con áreas altas y bajas de la ~uperfic;ie (ÍI Figura 10.9). Normalmente, los pliegues quedan expuestos a la vista en áreas de profunda erosión, pero incluso erosionados, la dirección, el buzamiento y la edad relativa de las capas de roca plegadá distfüguen fácilmente los plie-

Sinclinal

• Figura 10.8

Anticlinal

- - - - ----------------·----'·- - - - -

Pliegues sinclinal y anticlinal mostrando el plano axial, el eje y los flancos del pl iegue.

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gues anticlinales de los sinclinales. Observemos en la • Figura 10.10 que en la vista superficial del pliegue anticlinal, cada miembro se inclina hacia el exterior alejándose del centro del pliegue y las rocas más antiguas están en el núcleo del pliegue. Sin embargo, en un pliegue sinclinal erosionado, cada miembro se inclina hacia dentro, hacia el centro del pliegue, donde se encuentran las rocas más recientes. Los pliegues que hemos descrito hasta ahora son simétricos, lo que significa que sus planos axiales son verticales y que ambos flancos del pliegue se buzan con el mismo ángulo (Figura 10.10). Sin embargo, en muchos pliegues, el plano axial no es vertical, los flancos buzan con ángulos diferentes y los pliegues se clasifican como inclinados o asimétricos( • Figura 10.1 la). Si ambos flancos buzan en la misma dirección, el pliegue está invertido. Es decir, un flanco ha rotado más de 90 grados desde su posición original, de modo que ahora está boca abajo (Figura lÓ.l lb). En algunas zonas, la deformación ha sido tan intensa que los planos axiales de los pliegues son ahora horizontales, dando lugar a lo que los geólogos llaman pliegues tumbados (Figura 10.1 lc). Los pliegues invertidos y tumbados son particularmente comunes en las montañas resultantes de una compresión en bordes de placas convergentes (hablaremos de ello más adelante en este capítulo). En los pliegues simétricos , la distinción entre anticlinales y sinclinales es sencilla, pero la interpretación de pliegues más complejos, cuyos lados se han inclinado o que se han dado la vuelta por completo, es más difícil. ¿Podría decir cuál de los dos pliegues de la Figura 10.11 c es anticlinal? Aunque se mostraran los símbolos de dirección y buzamiento, aún no podría contestar a esta pregunta, pero la edad relativa de las capas de roca plegadas proporciona una solución. Recordemos que un pliegue anticlinal tiene las capas de roca más antiguas en su núdeo, por lo que el pliegue más cercano a la superficie es anticlinal y el pliegue inferior es sinclinal.

Pliegues con inmersión. Como si los pliegues simétricos e inclinados no fueran suficientes, los geólogos clasifican también los pliegues sin inmersión o con inmersión. En algunos pliegues, el eje del pliegue, una línea formada por la intersección del plano axial con las capas plegadas, es horizontal, .y los pliegues son sin inmersión (Figura 10.10). Sin embargo, es mucho más común que los ejes del pliegue sean inclinados, por lo que parecen sumergirse por debajo de las rocas adyacentes, y se dice que los pliegues son con inmersión(• Figura 10.12). Podría parecer que con esta complicación adicional, sería mucho más difícil diferenciar los pliegues anticlinales con inmersión de los sinclinales con inmersión,

LA DEFORMA C I ÓN Y LAS ESTRUCTURAS GEOLÓG I C AS

275

(a)

(b)

• Figura 10.9 Los p liegues y su relación con la topografía. (a) Corte transversal que muestra que los p liegues anticlinales y sinclinales no se corresponden con cotas altas y baj as de la superficie. Observemos que los p liegues están incluso debajo de un área bastante llana. (b) Un pliegue sinclinal en la cima de esta montaña, en el Parque Nacional de Kootenay, Columbia Británica, Canadá. En la parte inferior del flanco izquierdo de la montaña, son visibles un p liegue anticlinal y otro sinclinal.

Roca expuesta más antigua

Roca expuesta más moderna

• Figura 10.10 ~~~~~~~~~~~~~

Identificació n de p liegues anticl inales y sinclinales erosionad os mediant e la d irección,' el buzamient o y la edad · relativa de las capas d e roca plegadas.

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C APITULO 10

D E FORMA C IÓ N, FO R MA C IÓ N D E MON TAÑAS Y L O S C O NT I NE N T ES

Inc linado

Invertido

Eje

(d)

• Figura 10.11 (a) Un p lieg ue incli nado. El plano axial no es vertica l y los flancos d el plieg ue buzan con ángu los d iferentes. (b) Pliegues invertidos. Amb os miembros del p liegue se Incl inan en la m isma dirección, p ero un fl anco est á invertido. Observemos el símbolo esp ecial de d irecció n y buza mient o que ind ica cap as invertid as. (c) Plieg ues tumbados. (d) Pliegue t umbad o en Suiza.

pero los geólogos utilizan exacta mente los mismos criterios que utilizan para los pliegues sin inmersión. Por tanto, todas las cap as de roca se inclinan alejándose del eje del pliegue en los anticlinales con inmersión y h acia el eje en los sinclinales con inmersión. Las rocas m ás anti~ gu as están en el núcleo de un pliegue an~iclinal con inm ersión erosionado, mi.e n tras que las capas de roca m ás recientes se e ncuentran en: el núcleo de un pliegu e sinclinal con inmersión erosionado (Figura 10. l 2b), E n el C apítulo 6 vimos que los pliegues an ticlinales fo rma n un tipo de tra mpa estruc tural en la que p odría acumularse p e tróleo y gas n atu ral (véase la Figu ra 6 .28b). De hech o, la m ayor parte de la producción mundial de pe tróleo provien e de pliegu es an üclin ales, aunque otras estructuras geológicas y trampas estratigráficas

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también son importantes. Por consiguie nte, los geólogos y sus jefes están particularmente interesados en identificar correctam ente las estructuras geológicas en áreas de posible producción de hidrocarburos.

Domos y cuencas. Los domos y las cuencas son pliegu es circ ulares u ovales(• Figura 10. 13). Pode mos pen sar en ellos como los equivalentes circulares u ovales de los pliegues anticlinales y sinclinales, respectivamente. En un domo erosionado, todas las capas de roca buzan hacia fuera desde un punto central y las rocas más antiguas están en el centro de la estructura. Justo lo con trario sucede en una cuenca, es decir, todas las capas de roca buzan h acia de n tro en dirección a un punto cen tral y las rocas más recientes están en el centro (Figura 10.13).

LA DEF O RM AC IÓN Y LAS E STHU C T U RAS GEO L ÓG I CAS

i77

Rocas expuestas más modernas

(b)

Anticlinal con inmersión

Sinclinal con inmersión

Anticlinal con inmersión

• Figura 10.12 (a) Un p li egue con inmersió n. (b) Vista s d e superficie y corte tran sversal de p liegues con inmersión . La flecha larga en el centro de cad a pliegue es el símbolo geológico est ándar utilizad o para representar pli egues anticlin ales y sinclinales co n inmersi ó n. La flecha al fi nal de la línea mu estra la dirección y sentido de la inmersión. (c) Vista del pliegue anticlinal con inmersión e rosio nado de Sheep Mountain, en Wyoming. Obse rve mos el p li egue más p equeñ o en e l flan co derecho del más grande. ¿Puede decir por los símbo los d e direcció n y buzamiento que es un plie g ue anticlinal con inmersión?

Muchos domos y cuencas son tan grandes que pueden verse sólo en mapas geológicos o fotografías aéreas. Por ejemplo, las Colinas Negras , de Dakota del Sur, son un domo oval grande (Figura 10.13c). Una de las cuencas grandes más famosas de Estados Unidos es la cuenca de Michigan, la mayor parte de la cual está sepultada bajo estratos más recientes, por lo que no se puede observar directamente en la superficie. Sin embargo, la dirección y el buzamiento de los estratos expuestos cerca del margen de la cuenca y miles de pozos de perforación de petróleo y gas, muestran claramente que los estratos están deformados en una cuenca grande. Por desgracia, los términos domo y cuenca se utilizan también para distinguir áreas altas y bajas de la superficie de la Tierra, pero como ocurre con los pliegues anticlinales y sinclinales, los domos y las cuencas resultantes de la deformación no se corresponden necesariamente con montañas o valles. En algunas de las siguientes secciones, tendremos ocasión de utilizar estos términos en otros contextos, pero intentaremos ser claros cuando nos refiramos a elevaciones de la superficie en contraposición con las estructuras geológicas.

(c)

Diaclasas Además de los pliegues , las rocas se deform~n permanentemente !Ilediante fracturas. Las diacla.s as son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido un movimiento en paralelo con la superficie de la fractura (• Figura 10.14), aunque pueden abrirse; es decir, muestran movimientos perpendiculares a la fractura. Los mineros del carbón utilizaban el término diaclasa hace tiempo para referirse a las grietas de las rocas que pensaban que eran superficies dónde los bloques adyacentes · de juntaban. Recordemos que ·las rocas cercanas a la superficie son quebradizas y, por tanto, normalmente se fracturan cuando se someten a un esfuerzo.· Por consiguiente, casi todas las rocas cercanas a la superficie tienen diaclasas que se forman en respúesta a la compresión, tensión y cizalla. Varían desde fracturas diminutas a aquéllas que se extienden a lo largo de muchos kilómec tros y con frecuencia se presentan en dos o quizá tres familias principales. Los mapas regionales revelan que las diaclasas o familias de diaclasas están normalmen-

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CAPITULO ro

DEF O RMA C I ÓN, FORM AC IÓ N D E M O N TA ÑAS Y 'LO S CONT I N E N TE S

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Rocas expuestas más antiguas Selle Fourche

[QJ Carbonífero

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Más moderno

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Rocas expuestas más modernas

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• Figura 10.13

(b) c;uenca

\\"'º'1~.

Un domo (a) y una cuenca (b). Observemos que en un domo las rocas más antig uas est án en el centro y t odas las rocas buzan hacia el exterior desde un .punto central, mientras que en una cuenca las rocas más recientes est án en el centro y todas las rocas buzan hacia el interior .e n direcció n a un punto central. (c) Este map a geológico, sólo una vista superficial, utiliza col ores y símbolos para rep resentar las rocas y estructuras geológicas d e las Colinas Negras, en Dakota del Sur. Basándose en la información proporcionada, ¿puede ·determinar si este mapa representa un domo o una cuenca?

te relacionadas con otras estructuras geológicas, como grandes pliegues y fallas. Ya hemos estudiado la disyunción columnar que se forma cuando la lava o el magma de algunos plutones poco profundos se enfría y contrae (véase la Figura 5.6). Un tipo diferente de disyunción-del que hemos hablado previamente es el !ajeado que se forma en respuesta a la liberación de presión (véase la Figura 6.4).

Fallas Otro tipo de fractura, conocida como falla, es una. a fo largo de la cual los bloques de roca en los lados opuestos de la fractura se han movido en paralelo con la superficie de la fractura, y la superficie en la ·que se produce el movimiento es un plano de falla(• Figura 10.15a). No todas las fallas alcanzan la superficie, pero las que lo hacen podrían mostrar un escarpe de falla, un risco o acantilado formado por un movimiento vertical (Figura 10.1 Sb). Normalmente, los escarpes. de falla se erosionan y ocultan rápidamente. Cuando se produce un movimiento en el plano d e una falla, Jas rocas de lados opuestos pueden rasparse y -pulirse (Figura 10, 15b) o aplastarse y romperse en bloques ang.ulares, formando brechas de falla (Figúra.10.1 Sc) . .

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. Vayamos a la Figura 1O. l 5a y observemos las denominaciones bloque levantado y bloque hundido. El bloque levantado es la roca que hay encima de la falla , mientras que el bloque hundido se encuentra debajo del plano de la falla Podemos reconocer estos dos bloques en cualquier falla excepto en una vertical, es decir, una que se buze 90 grados. Para identificar algunas clases de fallas debemos no sólo identificar correctamente estos dos bloques, sino también determinar cuál se movió relativamente hacia arriba o hacia abajo. Utilizamos la expresión movimiento relativo porque normalmente no podemos decir qué bloque se movió o si se movieron ambos. En la Figura 10. l 5a, el bloque hundido puede haberse movido hacia arriba, el bloque levantado haberse movido hacia abajo, o podrían haberse movido ambos . Sin embargo, el bloque levantado ·p arece haberse desplazado hacia abajo en relación con el bloque hundido. Recordemos nuestra explicación sobre la dirección y el buzamiento de las capas de roca. Los planos de falla también son planosinclinados y también se caracterizan por la dirección y el buzamiento (Figura 10. 1 Sa). En realidad, las dos variedades básicas de fallas se definen según si los bloques de lados opuestos del plano de la falla se movieron en paralelo a la dirección de buzamiento (falla con desplazamiento vertical) o a lo largo de la direc-

LA D EF ORMA C IÓN y. LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

(a)

(b) • Figura 10.14 (a) Erosió n a lo largo de diacl asas paralelas en el Parq ue N acio nal d e los Arcos, Utah . (b) Diacl asas haciendo intersección en ángulo recto d an lugar a este diseño rect ang ular en Gales.

ción (falla de desplazamiento horizontal) (véase «Tipos de fallas» en las páginas 280 y 281).

Fallas con desplazamiento vertical. Todo movimiento en las fallas con desplazamiento vertical se produce en paralelo con el buzamiento de la falla; es decir, el mo-

279

vimiento es vertical, ya sea hacia arriba o hacia abajo del plano de la falla. Por ejemplo, en la • Figura 10. l 6a de la página 283, el bloque levantado se movió hacia abajo en relación con el bloque hundido, dando lugar a una falla normal. Por el contrario, en una falla inversa, el bloque levantado se mueve hácia arriba en relación con el bloque hundido (Figura 10.16b). En la Figura 10.16c, . el bloque levantado también se movió hacia arriba en relación con el bloque hundido, pero la falla tiene una inclinación de men os de 45 grados y es una variedad especial de falla inversa conocida como cabalgamiento. Consultemos la Figu ra 10.3b, que muestra que las fallas normales sori resultado de la tensión. Hay numerosas fallas n~rmales a lo largo de uno o ambos lados de las cadenas montañosas de la Basin and Range Province del oeste de Estados Unidos, donde la corteza se está estirando y haciendo más delgada. La Sierra Nevada, en el margen oeste de la Basin and Range Province está limitada por fallas normales, y la sierra se ha elevado a lo largo de estas fallas, por lo que ahora se encuentra a más de 3.000 m por encima de las tierras bajas del este (véase el Capítulo 23). También encontramos una falla normal activa en el margen este de la cordillera de Tetan, en Wyoming, lo que explica la diferencia de elevación de 2 . 100 m entre el fondo del valle y los picos más altos de las montañas. Las fallas inversas y los cabalgamientos son resultado de la compresión (Figura 1O. l6b, c) . Encontramos ejemplos a gran escala de ambas en las cordilleras que se formaron en los márgen es de placas convergentes, donde uno esperaría encontrar compresión (lo veremos más adelante en este capítulo). Un cabalgamiento conocido es el sobrecabalgamiento de Lewis,' en Montana. (Un sobrecabalgamiento es un cabalga.m iento de ángulo bajo con un movimiento que se mide en kilómetros.) En esta falla, una enorme placa en subducción de rocas de la era Precámbica se movió al menos 75 km h acia el este y ah ora descansa sobre unas rocas mucho m ás recientes de la era Cretácica (véase «Tipos de fallas» en las páginas 280 y 281).

Fallas de desplazamiento horizontal. Las fallas d e desplazamiento horizontal , resultado de esfuerzos en cizalla , muestr:an un movimiento horizontal en el que bloques en lados opuestos de la falla se deslizan pasan do uno al lado del otro (Figura 1O. l 6d) . En otras palabras, todo movimiento se produce en la dirección de intersección de planos del plano de la falla, de ahí el n ombre de falla de desplazamiento horizontal. Se conocen varias fallas de d esplazamiento horizontal de gran tamaño, pero una de fas mejor estudiadas es la falla de San Andrés, que atraviesa la costa de California. Recordemos del Capítulo 2 que la falla de San Andrés se de-

1

1

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J

Las fallas son estructuras geológicas muy comunes. Son fracturas a lo largo de las que el movimiento tiene lugar en paralelo a la superficie de la fractura. Un bloque de roca adyacente a una falla podría moverse por encima o por debajo del plano de falla, es decir, subiendo o bajando el buzamiento de la falla: Por ello, se Dos pequeñas fallas atraviesan denominan fallas con desplazamiento una capa de ceniza en Oregón vertical. Por otro lado, el movimiento (izquierda). Observe que las capas podría tener lugar a lo largo de la de arenisca, a la derecha del dirección de la falla, siendo el origen martillo, están cortadas por una _de las fallas de desplazamiento falla inversa (inferior). -- horizontal: E/movimiento sobre las Compare el sentido del movimiento de los bloques levantado y hundido fallas .y la liberación de la energía en estas dos imágenes. almacenada son los responsables de tos terremotos (véase el Capítulo 8). La mayoría de las fallas se -encuentran en los tres tipos principales de bordes de placa: convergente, divergente y ¿Puede identificar los tipos transformante. de falla mostrados en estas dos -imágenes?

Este

Oeste Montaña «El Jefe,,

una línea de color en la ladera:

Esquema del sobrecabalgamiento de Lewis (falla inversa con ángulo bajo) en el Glacier National Park, Montana. Las antiguas rocas del Precámbrico descansan ahora sobre las rocas sedimentarias del Cretácico.

La erosión.ha aislado la montaña «El Jefe,, del resto del bloque ·cabalgante.

OCÉANO ATLÁNTICO

Mapa que muestra la ubicación de la falla del Great Glen, una falla de desplazamiento horizontal sinestral que atraviesa Escocia.

Vista hacia el suroeste, a lo largo del lago Ness·, Escocia, que yace sobre la zona de la falla del Great Glen, que en este punto tiene más de 1,5 km de ancho.

Falla de la Reina - ----'• Carlota

Desplazamiento lateral dextral de un cauce por la falla de San Andrés en el centro de California. El cauce se separa aproximadamente 21 metros.

Falla de San Andrés

PLACA PACÍFICA

El desplazamiento oblicuo tuvo lugar en esta falla del centro de Nevada durante un terremoto · en 1915. Observe la valla que muestra el desplazamiento lateral dextral y el desplaÚmiento vertical.

--~'.

• Golfo de California

-

-<é-&

'.l

. . Encuadre en la tectónica de placas de la falla de San Andrés, una falla de desplazamiento horizontal. Recuerde que en la terminología de tectónica de placas, esto se denomina falla· transformante.

CAPITU LO

10

D EFO RMA C I ÓN , FORMAC I ÓN DE MONTAÑAS Y, LOS CON T I NENTES

Las flech as indican la dirección del movimiento relativo

(a) (b)

• Figura 10.15

(c)

nomina falla .transformante en la terminología de la tectónica de placas . Las fallas de desplazamiento horizontal se caracterizan como dextral o sinestral, dependiendo de la dirección aparente de la separación. Por ejemplo, en la Figura 10. l 6d, los observadores que miren el bloque en el lado opuesto de la falla, desde su ubicación notarán que parece haberse movido· h acia la izquierda. Por consiguiente, ésta es una falla de desplazamiento horizontal sinestral. Si hubiera sido una falla de desplazamiento horizontal dextral, el bloque al otro lado de la falla desde la ubicación de los observadores párecería haberse movido- a la derecha . La falla de San Andrés, en California, es una falla de desplazamiento horizontal dextral; mientras que

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(a) Termin ología de fa ll as. (b) Pl ano de fa ll a rayado y pulido en escarpe de fa lla cerca de Klamath Falls, Oreg ón. (c) Brecha de fal la, la zona de e_scombros a lo largo de la fal la en las montañas Bighorn, Wyoming. Si no se mostraran las flechas, ¿podría determ inar qué lado de la falla se movió relat iva mente hacia arriba?

la falla Great Glen, en Escocia, es una falla de desplazamiento horizontal sinestral (véase «Tipos de fallas » en las páginas 280 y 281).

Fallas de desplazamiento oblicuo. El movimiento en la mayoría de las fallas es, principalmente, con desplazamiento vertical o d e desplazamiento horizontal, p e ro e n las fallas de desplazamiento oblicuo se dan ámbos movimientos . El movimiento de desplazamiento horizontal podría ir acompañ ado de un componente de desplazamiento vertical, dando lu"gar a un movimiento combinado que incluye lateral sinestral e inversa o lateral dextral y normal (Figura 10.l 6e y véase «Tipos de fallas » en las páginas 280 y 281).

LA DE FORMACIÓN Y EL . ORI GEN DE LAS MONTAÑAS

(a) Falla norm al

(b) Falla inversa

283

(e) Cabalgamiento

..

(d) Falla de desplazamiento horizontal

(e) Falla de desplazamiento oblicuo

• Figura 10.16

- - - - - -- - - - - - -- - - - - - - - - - --- - - - -------- - - - - Tip os de fallas. (a), (b) y (c) son fallas con desplazamiento vertica l. (a) Fall a normal; el b loque levantado se mueve hácia abajo en relación co n el b loque hundido. (b, c) Fall as inversa y cabalga miento; el b loque levantado se mueve hacia arri ba en relación con el b loque hundido. (d) Falla de desplazamiento horizontal; todo movim iento es paralelo a la d irecció n e intersecció n del plan o de fa lla. (e) Falla de desplazamiento ob licuo; comb in ación de los movimientos con desplazamiento vertica l y horizontal.

En los mapas geológicos se representan diversas estructuras geológicas junto con colores y símbolos para los diferentes tipos de rocas . Como uno esperaría, los geólogos construyen y utilizan estos m apas , pero ingenieros, urbanistas y p e rsonas de diversas profesiones pueden tener ocasión de consultar los mapas geológicos.

LA DEFORMACIÓN Y EL l ~ ORIGEN DE LAS MONTAÑ~

1

as montañas se originan de varias maneras , pero las montañas realmente grandes de los continentes son en su mayoría resultado de la defor~

mación producida por la compresión en bordes de placas convergentes. Sin embargo , antes de hablar de la formación de las montañas, deberíamos definir lo que queremos decir con el término montaña y hablar brevemente de -los tipos que existen. Montaña es una denominación para cualquier superficie de tierra que se encuentre significativamente más alta, al menos 300 m , que el campo que la rodea y que tenga una cima limitada. Algunas montañas son picos aislados· únicos , pero es más normal que sean parte .de asociaciones lineales de picos y crestas conocidas como cordilleras, que están relacionadas en edad y -origen. Por otra parte, un sistema montañoso , una zona lineal compleja de deformai:ión y engrosamiento de la corteza, está formado por varias o muchas cordilleras. La cordillera de Teton, en Wyoming, es una de las muchas cordilleras de las Montañas Rocosas. Los Apalaches del

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CAPITULO 10

DEFORMA C IÓ N, FORMAC IÓ N D E MONTAÑAS Y LOS CONTIN EN TES

este de Estados Unidos y Canadá es otro sistema monta- Aquí, la corteza se extiende en dirección este-oeste; por tanto, los esfuerzos tensionales producen fallas delimiñoso complejo compuesto de muchas cordilleras, ·como las Great Smoky Mountains, de Carolina del Norte yTen- · tadoras de cordilleras con una orientación norte-sur. El movimiento diferencial en estas fallas ha producido blonessee, las Adirondack Mountains, de Nueva York, y las ques elevados llamadoshorsts y bloques hundidos llamaGreen. Mountains, de Vermont. dos fosas tectónicas (Figura 10.17), limitados en ambos lados por fallas normales paralelas. La erosión de los Formación de montañas horsts ha producido la topografía montañosa y las fosas tectónicas se han llenado de sedimentos erosionados de Las montañas se. desarrollan de diversas maneras, algulos horsts (Figura 10.17). nas de ellas con poca o ninguna deformación. Por ejemplo, la meteorización diferencial y la erosión han dado lugar a superficies altas con tierras bajas adyacentes en el suroeste de Estados Unidos, pero estos. restos de erosión tienen una cima bastante plana o forma de pináculo, por lo que se denominan mesa y loma, respectivamente (véase el Capítulo 15). Una montaña volcánica única podría desarrollarse sobre un punto caliente, aunque es más común que se formen una serie de volcanes cuando una placa se mueve sobre un punto caliente, como en las islas Hawai (véase la Figura 2.25). Y recordemos que el sistema de dorsales oceánicas está formado por montañas que superan el tamaño de cualquier montaña de la tierra. Pero las dorsales oceánicas se forman por el volcanismo en bordes de placas divergentes y presentan características producidas por esfuerzos tensionales. Sin embargo, las grandes montañas de la tierra están compuestas de todo tipo de rocas y presentan claras indicaciones de compresión. Los bloques fallados son otra manera de formar montañas, p ero implica una deformación considerable (• Fig4ra 10.1 7) . El bloque fallado conlleva movimiento en fallas normales, de manera que uno o más blo_ques se elevan en relación con las superficies adyacentes. Un ejemplo clásico es el bloque fallado activo a gran es<;ala en la Basin and Range Province al oeste de Estad9s Unidos, un área amplia centrada en N evada,. pero que se extiende a varios estados adyacentes y al norte de México.

Los geólogos definen el término orogenia como un episodio de formación de montañas durante el cual se produce una deformación intensa, generalmente acompañada de metamorfismo, el emplazamiento de plutones, especialmente batolitos, y el engrosamiento de la corteza terrestre. Aún no se comprenden del todo los procesos responsables de una orogenia, pero se sabe que la formación de montañas está relacionada con los movimientos de las placas. De hecho, la llegada de la teoría de la tectónica de placas cambió por completo el modo en que los geólogos veían el origen de los sistemas montañosos. Cualquier teoría que ofrezca explicaciones sobre la formación de las montañas debe explicar adecuadamente las características de las mismas, como por ejemplo, su geometría y ubicación ; tienden a ser largas y estrechas en los márgenes de las placas o cerca de ellos. Las montañas también muestran una intensa deformación , especialmente pliegues tumbados o invertidos inducidos por la compresión, así como fallas inversas y cabalgamientos. Además, los plutones graníticos y el metamorfismo regional caracterizan el interior o núcleo de las cordilleras montañosas. Otra característica son las rocas sedimentarias, ahora muy por encima del nivel del mar,

Fosa tectónica

Horst o pilar tectónico

• Figura 10.17

Tectónica de placas y formación de montañas

.--------------·---------. .

Los b loques fa llados y el o ri gen d e los horsts y las fosas tectónicas. Muchas.d e las· cordi lleras d e la Basin and Range Province, al· oest e d e Est ados Unidos y no rte de M éxico, se forma ro n de este modo ..

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285

LA DEFORM A CIÓN Y E L ORI GE N D E LAS MONTAÑA S

Placa del Pacífico

.

Placa Antártica

~

·· ..

.

- 1

-

-

1



,~ , ..

1

• Figura 10.18 -- -- -- --- -- ·-- ----------·--- - -------------------------- -La mayor parte de la actividad orogénica actual y geológica mente reciente de la Tierra se concentra en los cinturones orogénicos del circum-Pacífico y Alpin o- Himalayo.

que fueron claramente depositadas en ambientes marinos someros y profundos. La deformación y actividades asociadas en bordes de placas convergentes son procesos importantes en la formación de montañas. Explican la ubicación y geometría de una cordillera de montañas, así como estructuras geológicas complejas, plutones y metamorfismo. Aún así, la expresión topográfica actual de montañas está también relacionada con varios procesos superficiales, como procesos gravitacionales (procesos producidos por la gravedad, incluidos los flujos de tierras), los glaciares y las corrientes de agua. En otras palabras, la erosión también juega un papel importante en la evolución de las montañas. La mayoría de las orogenías actuales y geológicamente recientes de la Tierra se encuentran en dos zonas o cinturones principales: el cinturón orogénicoAlpino-Himalayo y el cinturón orogénico circum-Pacifico (• Figura 10 .18). Ambos cinturones están compuestos de un cierto número de segmentos más pequeños conocidos como orogenos, cada uno de ellos una zona de rocas deformadas y muchos de los cuales han sufrido metamorfismo e intrusiones por parte de plutones. En realidad, podemos explicar la mayoría de las orogenias presentes y pasadas de la Tierra en función de la actividad geológica en bordes de placas convergentes. Recordemos del Capítulo 2 que los bordes de placas litosféricas convergentes podían ser oceánica-oceánica, oceánica-continental o continental-continental. ·

Orogenias en convergencias de placas oceánicas La deformación, la actividad ígnea y el origen de un arco isla volcánico · cara eterizan las orogehias que se producen donde la litosfera oceánica subduce por debajo de la litosfera oceánica. Los sedimentos derivados del arco isla se deposítan en la fosa oceánica adyacente, y después se deforman y rozan el lado de la fosa orientado hacia tierra (• Figura 10.19). Estos sedimentos deformados son parte de un complejo de subducción, o prisma de acreción, de rocas intrincadamente plegadas cortadas por numerosos cabalgamientos, ambas cosas resultado de la compresión. Además, las orogenias de esta posición se caracterizan por un metamorfismo de facies de esquisto azul de alta presión y baja temperatura (véase la Figura 7.18). La deformación , causada principalmente por el emplazamiento de plutones, también se produce en el sistema de arcos isla, donde muchas rocas muestran evidencias de metamorfismo de baja presión y alta temperatura. El efecto global de la orogénesis del arco isla es el origen de dos cinturones orogénicos más o menos paralelos que consisten en un arco isla volcánico en dirección a tierra con batolitos subyacentes y un cinturón en dirección al mar de rocas deformadas en la fosa (Figura 10: 19). Las islas japonesas son un buen ejemplo de este tipo de deformación.

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CAPÍTULO 10

DEFORMACIÓN, FORMACIÓN DE MONTAÑAS Y LOS CONTIN EN TES

Prisma de acreción

Cuenca trasarco

Corteza continental

Capa de sedimento Corteza oceánica

(a)

Capa de sedimento Corteza oceánica

Astenosfera Prisma de acreción

, • Figura 10.19

Corteza continental

- ·- - - - - - - - - - - - ----- - · · - - -·- - - - - - - - - - - - - - · - - · - - - - - - - - - - - · · - - - - - - - · - - - - · · - - - - - - - · - - - - - Orogenia y el origen de un arco isla volcánico en un borde de placas litosféricas oceán ica-oceánica. (a) Subducción de una placa oceánica por debajo de un arco isla. (b) Subducción continuada, emplazamiento de plutones y comienzo de deformación por cabalgamiento y pliegue de los sedimentos de la cuenca trasarco. (c) Cabalgamiento de los sedimentos de la cuenca trasa rco sobre el continente adyacente y sutura del arco isla con el co ntinente.

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LA D EF OR M A C IÓ N Y E L ORIGEN DE L AS MONTA ÑA S

En la zona situada entre un arco isla y el continente cercano, la cuenca trasarco, los sedimentos y las rocas volcánicas derivadas del arco isla y del continente adyacente también se deforman mientras las placas siguen convergiendo. Los sedimentos se pliegan intensamente y se desplazan hacia el continente a lo largo de cabalgamientos de ángulo bajo. Al final, todo el complejo de arco isla se fusiona con el borde del continente y los sedimentos de la cuenca trasarco son empujados hacia el continente, formando un apilamiento grueso de láminas de cabalgamiento (Figura 10.1 9).

Orogenias en convergencias de placas oceánica-continental Los Andes de Sudamérica son, quizá, el mejor ejemplo de orogenia continua en un borde de placas litosféricas

287

oceánica y continental. Entre las cordilleras de los Andes están los picos más alto.s de América y muchos volcanes activos. Además, la costa oeste de Sudamérica es un segmento extremadamente activo del cinturón de terremotos circum-Pacífico, y uno de los grandes sistemas de fosas oceánicas de la Tierra; la fosa de Perú-Chile, yace justo frente a esta costa. Hace más de 200 millones de años, el margen oeste de Sudamérica era un margen continental pasivo donde se acumulaban sedimentos de forma parecida a como sucede ahora a lo largo de la costa este de Norteamérica. Sin embargo, cuando Pangea de dividió en lo que ahora es la Dorsal Centroatlántica, la placa sudamericana se desplazó hacia el oeste. Como consecuencia, la litosfera oceánica al oeste de Sudamérica empezó a subducirse por debajo del continente(• Figura 10.20). La subducción dio como resulta·d o la fusión parcial de la placa en

Litosfera continental

(a)

Margen continental activo Nivel del mar Litosfera continental

1 (b)

• Figura 10.20 -- -·--· D iagramas g eneralizad os que muestran tres etapas en e l d esarro ll o d e los Andes d e Sudamérica. (a) Hace m ás de 200 m illo nes d e años, la cost a oest e d e Sudamé rica era un m argen co ntinental pasivo . (b) Cuand o la cost a oest e d e Sudamérica p asó a ser un margen co nt in ental activo, co m enzó una oroge nia. (c) Deform ació n, volca nismo y pluto nismo cont inu ad os.

Nivel del mar Litosfera continental

1 (c)

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- ·

.J

CAPÍTULO 10

DEFORMA C IÓ N, FORMA C IÓN DE MONTAÑ A S Y LOS CONTINENTES

descenso, lo que produjo el arco volcánico andesítico de volcanes compuestos, y la costa oeste pasó a ser un margen continental activo. Magmas félsicos, principalmente de composición granítica, se situaron como grandes plutones debajo del arco (Figura 10.20). Como resultado de los acontecimientos que acabamos de describir, las montañas de los Andes consisten en un núcleo central de rocas graníticas cubierto por volcanes andesíticos. Al oeste de este núcleo central, a lo largo de la .costa, están las rocas deformadas del prisma de acreción. Y al este del núcleo central hay rocas sedimentarias intensamente plegadas que fueron empujadas hacia el este sobre el continente (Figura 10.20). La subducción, volcanismo y sismicidad actuales a lo largo de la costa oeste de Sudamérica indican que los Andes aún se están f~rmando.

Orogenias en bordes de placas litosféricas continentales. · El mejor ejemplo de una orogenia en un borde de placas litosféricas continentales es el Himalaya. El Himalaya empezó a formarse cuando India colisionó con Asia hace 40 o 50 millones de años. Antes de eso, India estaba al sur de Asia y separada de ella por una cuenca oceánica(• Figura 10.2la).

Cuando la placa India se desplazó hacia el norte, se formó una zona de subducción a lo largo del margen sur de Asia, donde se consumió la litosfera oceánica. La fusión parcial generó magma, que ascendió y formó un arco volcánico, y grandes plutones de granito se ubicaron en lo que ahora es el Tíbet. En esta etapa, la actividad a lo largo del margen sur de Asia era similar a lo que ahora está sucediendo en la costa oeste de Sudamérica. El océano que separaba India de Asia siguió cerrándose y al final, India colisionó con Asia (Figura 10.2lb). Como resultado, dos placas continentales se soldaron o suturaron' Por tanto, ahora el Himalaya se encuentra dentro de un continente en lugar de en un margen continental. El momento exacto de la colisión de India con Asia no es seguro, pero hace 40 o 50 millones de años el índice de deriva de India hacia el norte disminuyó abruptamente de 1O cm al año a 5 cm al año. Como la litosfera continental no es lo suficientemente densa como para subducirse, esta disminución parece marcar el momento de colisión y la resistencia de la India a la subducción. En consecuencia, el margen anterior de India se hundió por debajo de Asia, provocando cabalgamiento, levantamiento y engrosamiento de la corteza. Las rocas sedimentarias que habían sido depositadas en el mar al sur de Asia fue-

Punta de la placa Ind ia

Antes

Placa india Rocas muy antiguas da 2.000 a 2.500 millones ~ ~ deat'íos ~ Punto de referencia

Meseta Tibetana ascendente

Corteza oceánica antigua Placa Euroasiática

Placa India -

Hace 55 millones de años

(b)

OCÉANO ÍNDICO

Masa de tierra - - - - - - - Hace "India" 71 millones de años

- Sri Lanka (a)

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• Figura 10.21 (a) Durante su viaje hacia el norte, India se desplazó a unos 1O cm por año, pero comenzando entre 40 y 50 millones de años atrás, la velocidad del movimiento disminuyó a la mitad cuando India colisionó con la placa , Euroasiática. (b) Estos cortes transversales muestran las placas India y. Euroasiática antes y después de su colisión, que resultó en el levantamiento del Himalaya y de la meseta tibetana.

LA C ORTEZA C ONTI N EN T AL TERRESTH E

ron empujadas hacia el norte, y dos cabalgamientos importantes llevaron rocas de origen asiático a la placa india (Figura 10.21 b). Las rocas depositadas en los mares poco profundos a lo largo del margen norte de India forman ahora las partes más altas del Himalaya. Desde su colisión con Asia , India ha sido empujada horizontalmente unos 2.000 km por debajo de Asia y ahora se mueve hacia el norte a un ritmo de varios centímetros por año. Otros sistemas montañosos se formaron también como resultado de colisiones entre dos placas continentales. Los Urales eri Rusia ylos Apalaches de Norteamérica, se formaron por colisiones de ese tipo. Es más, la placa Arábiga está ahora colisionando con Asia a lo lar~ go de las montañas Zagros , en Irán.

Los terrenos y el origen de las montañas En la sección anterior, hablamos de las orogenias en los bordes de placas convergentes que daban como resultado la adición de material a un continente, un proceso llamado acreción continental. Gran parte del material añadido a los márgenes continentales es corteza continental más antigua erosionada, pero algunas rocas plutónicas y volcánicas son adiciones nuevas. Sin embargo, durante las décadas de 1970 y 1980, los geólogos descubrieron que algunas partes de muchos sistemas montañosos están también formadas porpeq11eños bloques litosféricos añadidos que, obviamente, se originaron en otra parte. Estos terrenos* , como se los llama, son fragmentos de montañas marinas, arcos isla y pequeños trozos de continentes qu~ fueron trasladados sobre placas oceánicas que colisionaron con placas continentales, añadiéndose así a los márgenes continentales. Hablaremos de este tema de los terrenos y de su importancia en la formación de las montañas más ampliamente en el Capítulo 22.

LA CORTEZA CONTINENTAL TERRESTRE n el Capítulo 9, observamos que la corteza continental se diferencia de la oceánica en composición, densidad y topografía. Obviamente, la corteza oceánica es más baja que la continental, pero ¿por

*Algunos geólogos prefie ren los términos de te rreno sospechoso, terreno exótico o terreno desplazado. Observemos qu e este té rmino de terre no es también un término geográfico que indica un área determinada de tierra.

289

qué es así? Además, ¿por qué las montañas están más altas que ~a c.orteza continental que las rodea? Para contestar a estas preguntas debemos examinar la corteza continental más detalladamente. Como ya sabemos, la corteza oceánica está compuesta de basalto y gabro, . mientras que la corteza continental está caracterizada como granítica, lo que significa que tiene una composición parecida al granito. Sin embargo, contiene una amplia variedad de rocas metamórficas, sedimentarias e ígneas, tiene una densidad media de 2, 7 g/cm 3 , y varía de 20 a 90 km de grosor. En resumen, se diferencia de la corteza oceánica en varios aspectos importantes, y es también considerablemente más compleja. En la mayoría de los sitios, la corteza continental tiene un grosor de 3 5 km, pero es mucho más gruesa por debajo de las Montañas Rocosas , de los Apalaches, de los Alpes y del Himalaya (la corteza oceánica tiene un grosor de 5 a l O km). En realidad, la corteza continental es más gruesa debajo de todos los sistemas montañosos de la Tierra. Y es esta diferencia de grosor, junto con el hecho de que la corteza continental sea menos densa que la oceánica, lo que explica el porqué las montañas son altas.

¿Continentes flotantes? El término flotante nos trae inmediatamente a la mente un barco en el mar o algún otro objeto flotante en un fluido, pero desde luego no evoca una imagen de un continente mantenido a flote por algún tipo de fluido. Sin embargo, la corteza continental, y la corteza oceánica en realidad, están flotando por así decirlo en una sustancia más densa. Para comprender por qué esto es así, debemos estar familiarizados con los conceptos de gravedad y el principio de isostasia. Isaac Newton formuló la ley de la gravitación universal, en la que la fuerza de la gravedad (F) entre dos masas (m 1 y m 2 ) es directamente proporcional a los productos de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre sus centros. Esto significa que existe una fuerza atrayente entre dos objetos cualesquiera, y que la magnitud de esa fuerza varía dependiendo de las masas de los objetos y de la distancia entre sus centros. Generalmente, nos referimos a la fuerza gravitacional entre un objeto y la Tierra como su peso. La atracción gravitacional sería la misma en cualquier parte de la superficie si la Tierra fuera perfectamente esférica, homogénea y no rotara. Pero como la Tierra varía en todos estos aspectos, la fu erza de la gravedad varía de una zona a otra. Los geólogos utilizan el gravímetro para medir la atracción gravitacional y detecta! anomalías gravitatorias, es decir, cambios e~ la fuerza de gravedad esperada(• Figura 10.22). Las anomalías

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C APÍTULO 1 0

DEFOHMAC I ÓN, FOHMAC I ÓN DE MONTAÑAS Y LOS C ONT I NENTES

Anomalía gravitacional positiva

Anomalía gravitacional positiva

t Desviación observada

Masa de montañas .

t i

Anomalía gravitacional negativa

Anomalía gravitacional negativa

Manto de mayor densidad

(b)

(a)

• Figura 10.22

- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ---- - - - -

(a) Una plo mada (una cuerda con un peso suspendido) es normalmente vertical, señalando al ce ntro de gravedad de la Tierra. Cerca de una cordi llera m o ntañosa, la plo m ada d ebería desviarse como se muestra si las mont añas son, sencillam ente, materia l más grueso de baja d ensidad sobre un m ateria l m ás denso, y un estudio d e gravedad en las m o ntañas ind ica ría una anomalía gravitatori a positiva. La d esviació n real d e la p lomad a durant e el estu d io en la India fue menor que la esperad a. Se exp licó postu lando q ue el Him alaya t iene una raíz d e densidad baja . Un estudio de gravedad en est e caso no mostraría anomalías, p o rqu e la m asa d e las m o nta ñas p o r encima de la superficie se compensa en las p rofundidad es con el mate rial de densid ad baj a que desplaza un material más denso.

gravitatorias podrían ser positivas, lo que significa que hay un exceso de masa en algún sitio, o negativas, cuando existe una deficiencia de m asa. Por ejemplo, un depósito de mena de hierro produciría una anomalía gravitatoria positiva de bido a la mayor densidad de estas rocas.

El principio de isostasia Supongamos que las montañ as no fueran m ás q{ie montones de material apilado en la corteza continental, como mostramos en la Figu ra 10.22a. Si esto fuera así, esperaríamos que un estudio d e la gravedad en este área montañosa revelara una enorme anomalía gravitatoria positiva, es decir, un exceso de masa entre la superficie y el centro de la Tierra. El hecho de que dicha anomalía no exista , implica que parte del m aterial del m anto den so en las profundidades debe estar desplazado por rocas de la corteza m enos densas (Figu ra 10 .22b). Según el principio de isostasia, la corteza de la Tierra está en equilibrio flotante con el manto más den so inferior. Este fenóm eno es fácil de entender m ediante la analogía con un iceberg. El h ielo es ligeramente men os denso que el agua, por lo que flota . Pero según el principio de flotabilidad de Arquím edes, un iceberg se hunde en el agu a h asta que desplaza un volumen de agua igual al peso del ice berg. C uan do el iceberg se ha hundido hasta su posición de equilibrio, sólo un 10% de su volu© Cengage Learning Paraninfo

Oué haría Co mo miemb ro de una comisión urbanística, le encarg an el desarrollo de regulaciones de zonificación y códigos de construcción p ara un área d e fallas activas, col inas p ronunciadas y suelos prof undos. Un cierto número de contratistas, así como promotores inmob iliarios y ciudadanos de su comunidad , exigen que se actúe porque quieren comenzar varios desarrollos urbanísticos muy necesarios. ¿Cómo le podrían influir en este trabajo los mapas g eológicos y una ap reciación de las est ructuras geológicas? Considerando los posibles benef icios econó micos para su comun id ad , ¿cree que las regulaciones que redacte deberían ser indulgentes o muy estrictas? Si es esto último, ¿cóm o explicaría por qué favorece regulaciones que im plicarían un coste adicio nal en la vivienda?

m en se proyecta por encima del nivel del agua . Y si algo del hielo por encima del nivel del agua se funde, el iceberg se eleva para m antener la mism a proporción de hielo por en cima y por debajo del agua . La corteza terrestre se parece al iceberg de nuestra analogía en que se hunde en el manto hasta llegar a su nivel de equilibrio. Allí do nde la corteza es m ás gruesa,

LA CORT EZ A C O N TI NEN T A L T E RR E STR E

como por debajo de las cordilleras montañosas, se hunde más en el manto pero también se eleva más alto por encima de la superficie de equilibrio (Figura 10.22). Tanto la corteza continental como la oceánica son menos densas que el manto superior (su densidad es de 3,3 g/cm 3 ), pero la corteza continental, siendo más gruesa y menos densa que la oceánica, está más elevada. Alguno de ustedes podría darse cuenta de que la idea de la corteza flotando en el manto da lugar a una contradicción evidente. Recordemos que en el Capítulo 8 dijimos que el manto es un sólido porque transmite ondas S, que no se mueven a través de fluidos. Pero según el principio de isostasia, el manto actúa como un fluido. ¿Cómo podemos resolver esta paradoja? Cuando lo consideramos en función del breve tiempo requerido por las ondas S para atravesarlo, el manto es, en verdad, sólido. Pero cuando está sometido al esfuerzo durante largos períodos de tiempo, cede por desbordamiento y, por tanto, en esta escala de tiempo puede considerarse como un fluido viscoso. Una sustancia familiar que tiene las propiedades de un fluido o de un sólido dependiendo de lo rápido que se aplique el esfuerzo deformante es el «silly putty». Dado el tiempo suficiente, fluirá bajo su propio peso, pero se rompe como un sólido quebradizo si se le da un golpe brusco.

La • Figura 10.23 muestra la respuesta de la corteza con~inental terrestre a la carga y descarga a medida que las montañas se forman y evolucionan. Recordemos que durante una orogenia, el emplazamiento de pluto-· nes, el metamorfismo y el engrosamiento general de la corteza acompañan a la deformación. En consecuencia, la corteza se eleva más y desciende más por debajo de la superficie de equilibrio que la corteza adyacente más delgada. Sin embargo, cuando las montañas se erosionan, se produce un rebote isostático y las montañas se elevan mientras que las áreas de sedimentación adyacentes se hunden (Figura 10.23). Si continúa durante el tiempo suficiente, las montañas desaparecerán y entonces sólo podrán detectarse por los pintones y rocas metamórficas que muestran su existencia anterior.

Montañas Corteza continental

Manto

El rebote isostático

"

¿Qué sucede cuando se carga un barco y después se descarga? Por supuesto, primero se hunde en el agua y después se eleva, pero siempre encuentra su posición de equilibrio. La corteza terrestre responde de manera similar a la carga y la descarga, pero mucho más lentamente. Por ejemplo, si se carga la corteza, como cuando se acumulan glaciares extensos, la corteza se hunde más en el manto para mantener el equilibrio. La corteza se comporta de un modo parecido en áreas en las que se acumulan grandes cantidades de sedimentos. Si la carga de hielo glaciar o sedimentos hunde la corteza de la Tierra más en el manto, cuando los grandes glaciares se derriten o se produce una erosión profunda, la corteza debería elevarse de nuevo hasta su nivel de equilibrio. Y, de hecho, lo hace. Este fenómeno, conocido como rebote isostático, se está produciendo en Escandinavia, que estuvo cubierta por una gruesa capa de hielo hasta hace unos 10.000 años; ahora se está recuperando a un ritmo de 1 m por siglo. En realidad, las ciudades costeras de Escandinavia se han recuperado lo suficientemente rápido como para que los muelles construidos hace varios siglos estén ahora lejos de la costa. También se ha producido el rebote isostático al este de Canadá, donde la corteza se ha elevado hasta 100 m en los últimos 6.000 años.

291

Rafz de la montaña de baja densidad (a)

(b)

(e)

• Figura 10.24

• Figura activa 10.25

Representación gráfica de la respuesta isostática de la corteza a la erosión (descarga) y al depósito genecalizado (carga).

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CAPITULO 10

DEPORMACIÓN , FORMACIÓN DE MONTAÑAS Y LOS CONT INE NTES

GEO

~

RECAPITULACION Resumen del capítulo Las rocas plegadas y fracturadas han sido deformadas por esfuerzos dirigidos . • El esfuerzo puede ser de compresión, tensión o cizalla. La deformación elástica no es permanente, pero la deformación plástica y la fractura sí, lo que significa que las rocas no vuelven a su forma o volumen original cuando se eliminan las fueri.as deformantes. • La dirección y el buzamiento se utilizan para definir la orientación de las capas de roca deformadas. Este mismo concepto se aplica a otros rasgos planares, como los planos de falla. Los pliegues anticlinales y sinclinales son pliegues arqueados hacia arriba y hacia abajo, respectivamente. Se identifican mediante la dirección y el buzamiento de las rocas plegadas y las edades relativas de las rocas de estos pliegues. • Los domos y las cuencas son los equivalentes circulares y ovales de los pliegues anticlinales y sinclinales, pero normalmente son estructuras mucho más grandes. • Las dos estructuras resultantes de las fracturas son las diaclasas y las fallas. Las diaclasas pueden ahrir~e pero no muestran un movimiento paralelo con la superficie de la fractura, mientras que las fallas sí. • Las diaclasas son muy comunes y se forman como respuesta a la compresión, la tensión y la cizalla. • En las fallas con desplazamiento vertical, todo movimiento es h acia arriba o hacia abajo del buzamiento de la falla. Si el bloque levantado se mueve relativamente hacia abajo e s_una falla normal, pero si se mueve h acia arriba es una falla inversa. Las fallas normales son resultado de la tensión; las fallas inversas de Ja compresión.

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En las fallas de desplazamiento horizontal, todo movimiento es a lo largo _d e la dirección del plano de la falla. Estas fallas son lateral dextral o lateral sinestral, dependiendo de la dirección aparente de la separación de un bloque en relación con el otro. Las fallas de desplazamiento oblicuo muestran componentes de ambos movimientos, con desplazamiento vertical y horizontal. Diversos procesos explican el origen de las montañas. Algunos implican poca o ninguna deformación, pero los g~andes sistemas montañosos de los continentes son resultado de la deformación en bordes de placas convergentes. • Las orogenias en convergencias de placas oceánicas se caracterizan por· un arco isla volcánico, deformación, actividad ígnea y metamorfismo, mientras que la subducción en un borde de placas litosféricas oceánica y continental también da lugar a una orogenia. Algunos sistemas montañosos están en el interior de los continentes, lejos de un borde de placa actual. Estas montañas se f~rmaron cuando dos placas continentales colisionaron y se suturaron. Ahora, los geólogos se dan cuenta de que las orogenias también implican colisiones de terrenos con continentes. La corteza continental s_e caracteriza como granítica, y es mucho más gruesa y menos densa que la corteza oceánica, que está compuesta de basalto y gabro. • Según el principio de isostasia, la corteza de la Tierra flota en equilibrio sobre el manto más denso subyacente. La corteza continental tien e más elevación que la oceánica porque es más gruesa y menos densa.

CUE STIO NES D E RE P ASO

293

Términos clave acreción continental (pág. 289) anomalía gravitatoria (pág. 289) bloque hundido (pág. 278) bloque levantado (pág. 278) buzamiento (pág. 2 72) cabalgamiento (pág. 279) compresión (pág. 269) cuenca (pág. 2 7 6) . deformación (pág. 269) deformación elástica (pág. 269) deformación plástica (pág. 270) diaclasa (pág. 277) dirección (pág. 272)

domo (pág. 2 7 6) esfuerzo (pág. 269) esfuerzo en cizalla (pág. 269) estructura geológica (pág. 2 73) falla (pág. 278) falla de desplazamiento horizontal (pág. 279) falla de desplazamiento oblicuo (pág. 282) falla inversa (pág. 279) falla con desplazamiento vertical (pág. 279) falla normal (pág. 279)

fractura (pág. 270) orogenia (pág. 284) plano de falla (pág. 278) pliegue (pág. 273) pliegue anticlinal (pág. 274) pliegue monoclinal (pág. 273) pliegue sinclinal (pág. 2 7 4) principio de isostasia (pág. 290) rebote isostático (pág. 291) tensión (pág. 269) terreno (pág. 289)

Cuestiones de repaso 1.

2.

3.

4.

Las rocas caracterizadas como dúctiles: a. _ _ se fracturan fácilmente cuando sufren una compresión; b. _ _ muestran una gran cantidad de deformación plástica; c. _ _ _ se encuentran a lo largo de las crestas de los pliegues anticlinales; d. _ _ son comunes en las fallas con desplazamiento vertical; e. _ _ son las principales rocas de los terrenos.

a. _ _ _ esfuerzo; b. _ _ comportamiento quebradizo; c. _ _ _ disyunción ; d. _ _ levantamiento; - e. _ _ dirección. 5.

La falla representada en la Figura 10.16e muestra fallas _ _y_ _ : a. _ _ de levantamiento de bloque levantado/de hundimiento de bloque hundido; b. _ _ cabalgamiento de ángulo bajo/normal; · c. _ __ cabalgamiento/inversa¡ d. _ _ con desplazamiento vertical inversa/de desplazamiento horizontal sinestral; e. ___de desplazamiento horizontal dextral/normal.

Una cuenca es un(a): a. _ _ falla en la cual el bloque levantado se movió hacia abajo; b. _ _pliegue alargado con todos los estratos buzando alejándose del eje del pliegue; c. _ _ clase de fractura que se produce en la lava cuando se enfría; d. _ _ pliegue oval con las rocas más recientes en el centro; e. _ _ _ tipo dé deformación que se encuentra al lado de las fallas de desplazamiento horizontal.

6.

El proceso por el cual se añade material nuevo a los márge nes de las placas es: a. _ _la acreción continental; b. ___el esfuerzo en cizalla; c. _ _el cabalgamiento; d. _ _ la ·deformación elástica; e. _ _ la evolución de las plataformas.

Orogenia es el término geológico utilizado para: a. _ __ deformación con poca o ninguna tensión plástica; b._._ _el origen de grandes pliegues circulares ; c. ___ un episodio de deformación y el origen de las montañas ; d. _ _ rocas que presentan deformación plástica y elástica; e. _ _ un tipo de pliegue con su eje inclinado.

7.

De acuerdo con el principio de isostasia: a. _ _ la corteza oceánica es menos densa que la corteza continental; b. _ _ el manto más denso mantiene a flote a los continentes ; c. _ __ la carga de los glaciares hace que fa corteza terrestre se levante;

La línea formada por la intersección de un pla no horizontal y un plano inclinado es la definición de:

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294

CAPITULO 10

D EFO RMA C IÓ N, FORMA C IÓ N DE MON T AÑ AS Y LO S C O N TI NEN T ES

d. _ __los pliegues invertidos y los cabalgamientos son resultado de la compresión; e. _ _ la falla de San Andrés es una falla de desplazamiento horizontal dextral. 8.

9.

La colisión de una placa oceánica con una placa continental explica la formación de montañas en curso: a. _ _ _ en las Montañas Rocosas; b ._ _ a lo largo de la costa oeste de Sudamérica; c. _ _ donde la placa del Pacífico colisiona con Japón; . d. _ _ _ a lo largo del margen oriental de Norteamérica; e. _ _ _ en una amplia región de África. La mayoría de los pliegues de las capas de roca son resultado de: a. _ _ _ tensión; b. ___ esfuerzo en cizalla;

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c. ___convección; d. ___ compresión; e. _ __ fractura. 10.

Una falla a lo largo de la cual el bloque levantado se mueve hacia abajo en relación al bloque hundido es una falla _ _ a. ___ normal; b. _ _ de desplazamiento horizontal; c. ___cabalgamiento; d. _ _ oblicua; e. _ __inversa.

11.

¿Qué tipo de evidencias indican que se produjo la formación de montañas en una zona donde ya no hay montañas?

12.

Las rocas se han desplazado 200 km a lo largo de una falla de desplazamiento horizontal durante un período de 5 millones de años. ¿Cuál fue la velocidad media del movimiento por año? ¿Es

AC TIVID A D E S EN L A WO'RLD WID E W EB

295

probable que esa media represente la velocidad real de desplazamiento en esta falla? Explique.

l 7.

¿Cuáles son las similitudes y las diferencias entre un pliegue sinclinal y una cuenca?

13.

¿Cómo explicaría el esfuerzo y la deformación a alguien que no esté familiarizado con los conceptos?

18.

14.

Describa las características de las montañas formadas en un borde de placas litosféricas oceánica-continental y dé un ejemplo de dónde se está produciendo esta actividad en el presente.

Ilustre un pliegue anticlinal tumbado y explique qué criterios son necesarios para distinguirlo de un pliegue sinclinal tumbado.

19.

Observe que el pliegue monoclinal de la Figura l O. 7b está profundamente erosionado allí donde la flexura de las capas de la roca es mayor. ¿Por qué? .

20.

¿A qué nos referimos con límite elástico de las rocas, y qué sucede cuando las rocas sufre·n una deformación más allá de su límite elástico?

15. 16.

Explique lo que significa el término terrenÓ y cómo se incorporan los terrenos a los continentes. Describa cómo influyen el tiempo, el tipo de roca, la presión y la temperatura en la deformación de las rocas.

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Procesos gravitacionales

CAPÍTULO 11

ESQUEMA,, DEL CAPITULO Introducción ¿Qué factores influyen en los procesos gravitacionales?

GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: . New Hampshire despide a «El Viejo» ¿Cuáles son los diferentes tipos de procesos gravitacionales? ¿Cómo podemos reconocer y minimizar los efectos de los movimientos de masas?

ENFOQUE GEOLÓGICO 11 .1: La tragedia de Aberfan, Gales Geo-Recapitulación

Los reside ntes de Caracas, Venezuela, limpian los derrubios de la inundación masiva y de los des lizamientos de b arro que devastaron g randes áreas de l país en d iciembre de 7999. Fu ente: AP/Wide World Ph otos

¿ Q UÉ FACT OR ES I N FLUYE N E N LOS PRO CE SO S G RAV ITA C IO NA L ES?

299

y cuál puede ser el resultado, podemos encontrar maneras de reducir los peligros y minimizar los daños en cuanto a sufrimiento humano y daños materiales. Esta tragedia muestra cómo la geología afecta a nuestras vidas y lo interconectados que están los diversos sistemas y subsistemas de la Tierra. La topografía de la superficie terrestre es el resultado de la interacción entre los procesos internos de la Tierra, el tipo de rocas expuestos en la superficie, los efectos de la meteorización y los agentes de erosión, agua, hielo y viento. El tipo específico de paisaje desarrollado depende, en parte, de cuál sea el agente de erosión dominante . Los deslizamientos de tierras (un término general para los movimientos de masas), que pueden ser muy destructivos, son parte del ajuste normal de las pendientes para cambiar las condiciones superficiales. Los procesos gravitacionales (también llamados movimientos de masas) se definen como el movimiento descendente de material bajo la influencia directa de la gravedad. La mayor parte de los procesos gravitacionales son ayudados por la meteorización e implican material superficial. El material se mueve a velocidades que varían desde casi impercep-

tibies, como en el caso de la reptación, a extremadamente rápidas, como en el desprendimiento o deslizamiento de rocas. Aunque el agua puede jugar un papel importante, la incesante fuerza de la gravedad es el factor principal que hay detrás de los procesos gravitacionales Los procesos gravitacionales son unos procesos geológicos importantes que pueden producirse en cualquier momento y casi en cualquier lugar. Por eso, es importante estudiar este fenómeno, porque nos afecta a todos, no importa dónde viv'a mos (Tabla 11.1 ). En Estados Unidos, los procesos gravitacionales se producen en los 50 estados y provocan una destrucción económicamente significativa en más de 25 estados. Además, entre 25 y 50 personas, de media, mueren cada año a causa de flujos de tierras en Estados Unidos, y el coste anual en daños supera los 1.500 millones de dólares. Aunque todos los flujos de tierras importantes tienen causas naturales, muchos pequeños son el resultado de la actividad humana y podrían haberse evitado o, al menos, haberse minimizado los daños. En este capítulo, examinaremos los factores que llevan a los procesos gravitacionales y estudiaremos maneras de evitar o minimizar el daño que provocan.

¿QUÉ FACTORES INFLUYEN EN LOS PROCESOS GRAVITACIONALES?

ción interna entre granos (partículas individuales de material) y cualquier soporte externo de la pendiente (• Figura 11. l). Estos factores definen colectivamente la fuerza de cizalla de una pendiente. En oposición a la fuerza de cizalla de una pendiente está la fuerza de Ja gravedad. La gravedad opera verticalmente, pero tiene un componente que actúa en paralelo a la inclinación, provocando así una inestabilidad (Figura l l. l ). Cuanto más pronunciado sea el ángulo de una pendiente, mayor es el componente de la fuerza que actúa en paralelo a Ja inclinación, y mayor la posibilidad de un proceso gravitacional. El ángulo más pronunciado que puede mantener una pendiente sin de-

uando la fuerza de la gravedad que actúa sobre una ladera o vertiente supera su fuerza de resistencia, se produce un fallo de pendiente (proceso gravitacional). Las fuerzas de resistencia que ayudan a mantener la estabilidad de pendiente incluyen la resistencia y cohesión del material, la cantidad de frie-

• Figura 11.1

La fuerza de cizalla de una pendiente depende de la resistencia y cohesión de los materiales, la cant'1dad de fricción interna entre granos y cualquier soporte externo de la pendiente. Estos factores potencian la estab'1lidad de la pendiente. La fuerza de la gravedad opera verticalmente, pero tiene un compo nente que actúa en paralelo a la pendiente. Cuando esta fuerza, que potencia la inestabilidad, supera la fuerza de cizalla de una pendiente, se produce un fallo de pendiente.

Fricción interna entre granos

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Componente de la tuerza gravitatoria, que actúa en paralelo a la pendiente

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300

CAP ITULO 11

PRO CESO S G RAVITA C IO NALES

Es usted miembro del consejo urbanístico de su comunidad costera. U11 promotor inmobiliario quiere 1 reclasificar una propiedad cóstera para construir 20 bloques de pisos. Esto sería una gran ayuda para la economía local porque proporcionaría puestos de trabajo e incrementaría la base imponible. Sin · embargo, como el área es algo em pinad <J y está d e cara al océano, está preocupado por la seguridad de los edificios. ¿Qué tipos de estudios serían necesarios antes de poder realizar una reclasificación? ¿Es posible construir estructúras seguras en una línea de costa empinada? ¿Qué ·pediría específicamente a la empresa consultora medioambiental que ha contratado el consejo urba nístico que buscara en función de peligros geológicos reales o potencia les, si se construyeran los pisos?

~I

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rrumbarse es s u ángulo de reposo. E n este ángulo, la fue rza de cizalla del material de la p endiente contrapesa exactamente la fuerza de la gravedad. Normalmente, para el material no consolidado, el ángulo de reposo es de 25 a 40 grados. Las inclinaciones de m ás de 40 grados están compuestas normalmente de roca sólida no me teorizada. · Todas las pendien tes están en un estado de equilibrio dinámico, que significa que están ajustándose continuamente a las nuevas condiciones. Aunque tendemos a ver un proceso gravitacional como un acontecimiento perturbador y n ormalmente destructivo, es una de las maneras que tien e una inclinación de ajustarse a las condiciones-nuevas. Sie mpre que se construye un edificio o una carretera e n una ladera, el equilibrio de esa.pendie nte resulta afectado. La pendiente debe e ntonces ajustarse, quizá m edia nte un proceso gravitacional, a este nuevo conjunto de condiciones. Existen muchos factores que pueden provocar procesos gravitacionales: un cambio en el ángulo de pendiente, debilita:miento del material por meteorización , incremento en el contenido de agu a, cambios en la -vegetación y sobrecarga. Aunque la mayoría de estos factores es tá n inte rrelacionados, los examinaremos por separado por mayor comodidad, p ero también mostraremos cómo afectan, individu al y colectivamente, al equilibrio de una inclinación. ·

to más pronunciada sea la p endiente, menos estable es. Por tanto, es más probable que experim enten procesos gravitacion ales las pendientes pronunciadas que las menos empinadas. Existe un cierto número de procesos que pueden sobreacentuar una pendiente. Uno de los más comunes es el debilitamiento por la acción de oleaje o corrientes (• Figura 11.2). Esto elimina la base de la pendiente, aumenta el á ngulo de pendiente y, por tanto, aumenta la fuerza gravitacional que actúa en paralelo a la inclinación. La acción del oleaje, especialmente durante las tormentas, con frec uencia resulta en procesos gravitacionales a lo largo de la costa de los océan os o grandes lagos. Las excavaciones para carreteras y obras en laderas son otra causa importante de fallo de pendiente (• Figura .11.3). Si la gradación de la pendiente es demasiado a brupta, o se excava en un lado, se aumenta el esfuerzo e n la roca o el su elo hasta que ya no es lo suficientemente fuerte como para permanecer en ese ángulo más pronunciado y se produce un movimiento de m asas . Dich a acción es análoga al debilitamiento por corrien tes u oleaje y tiene el mismo resultado, lo que explica por qué tantas carreteras de montaña están asoladas por frecuentes movimientos de masas.

(a)

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Perfil de la pendiente original

(b)

Ángulo de p,e ndiente

• Figura 11 .2

El án gulo de pendiente es, probable mente, la principal causa de los procesos gravitacionales. En gen eral, cuan-

El d ebilitamiento deb ido a la erosión por co rrientes (a) elimina la base d e una p endiente, lo que aumenta el ángulo d e pendiente, y (b) puedé llevar a un fallo de pendiente.

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¿ QU É FAC TOR E S I NF LUYE N EN L O S PRO CESOS GR /\V ITA C I O NA L ES?

30 1

(d) • Figura 11.3

. .·.·

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.

.. ,.•

....... . . (c)

Meteorización y clima Los procesos gravitacionales son m ás probables en pendie ntes con m a terial suelto o m al consolidado que en roca firme. Tan pronto como la roca aflora a la superficie de la tierra, la m eteorización empieza a desintegrarla y a descompone rla , reduciendo su fu e rza de cizalla y aum entando su susceptibilidad a los procesos gravitacionales. C uanto más profunda se extienda la zon a de meteorización, mayor es la p robabilidad de algún tipo de movimiento de masas . Recordemos que algunas rocas son m ás susceptibles a la m eteorización que otras y que el clima juega un papel importante en la velocidad y el tipo de meteorización. En la zon a intertropical, donde las tempera turas son altas y cae una lluvia considerable, los efectos de la meteorización se extienden a profundidades de varias decen as de m etros, y los movimientos de masas se producen más comúnmente en la zona de me teorización profunda. En las regiones áridas y semiáridas, la zona de me teorizadón es ,

(a) Las excava ci ones de una autop ista pert urban el equ ili bri o de una ve rtiente, (b) eli m inand o una pa rte d e su sop o rte, así como . sobreacentu and o la p endie nte en el p unto de excava ció n . (c) Di cha acción pue de provocar deslizamie ntos d e t ierras . (d) La excavació n en est a ladera para la co nstru cc ión de est a parte de la autopi sta Pan -Am erica na, en México , provocó un desprendimiento de roca s que bl o queó la ca rret era por comp leto.

considerable m ente menos profunda . Sin embargo,. chaparrones inten sos y localizados pueden dejar caer gran des cantidades de agu a en un área en poco tiempo.· Con poca vegetación para absorber este agua, la escorrentía es rápida y con frecuencia produce coladas de barro.

Contenido de agua La ca ntidad de agu a en la roca o su elo influye en la estabilidad de la p endiente . G randes cantidades de agua procedentes del deshielo o de fuertes lluvias a umentan enormem ente la p ro babilidad de fallo de p endiente . E l p eso adicion al que añade el agua a una vertiente puede ser suficiente para provocar un movimiento de m asas. Adem ás, el agu a que se infiltra a través del m aterial de una p endien te ayuda a disminuir la fricción entre granos, contribuyendo a una pérdida de cohesión. Por ejem- · plo , las vertientes compu estas de arcilla seca son, normalmente, bastante estables, pe ro cuando se humedecen , pierden cohesión y fricción interna rápidamente © Cengage Learning Paraninfo

CAPIT ULO 11

PR OCESOS G RAVITAC IO NALES

New Hampshire despide a «El Viejo» magi,ne despertarse una mañana y . descubrir que el símbolo de su estado ha desaparecido de repente durante la noche. Eso es exactamente lo que les sucedió a los residentes de New Hampshire cuando de~cubrieron que «El Viejo de la montaña», un ·mo numento que simbo lizaba la independencia y obstinación de su estado, se había derrumbado .po r causas naturales en algún momento de la noche del 5 de mayo de 2003. El Viejo de la montaña, situado en el Franconia Notch State Park, estaba compuesto de una serie de cinco salientes de granito ho rizontales que se habían meteorizado a lo largo de vari os mil lo nes de años hast a formar el p erfil d e un ho mbre . Con vist as al lago Profile, a 400 m por d ebajo, «El Vi ej o» medía unos 13 m desde la barbilla a la frente y sobresa lía 8 m de la parte principal de la· montaña (Figura 1). Las fuerzas naturales que dieron forma a «El Viejo» t ambién p rovocaron su d esap ari ción. Las baj as t emperaturas, los fu ertes vientos y las abundantes lluvi as contribuyeron a reducir finalmente las fuerzas que mantenían la roca en pie. A pesar de los casi 100 años de esfuerzos para proteger el monumento de

1

y se convierten en un compuesto inestable. Esto sucede porque la arcilla, que puede conten er grandes cantidades de agua, está compuesta de p artículas laminares que se deslizan fácilmente unas sobre otras c uando están mojadas. Por esta razón, los lechos de arcilla son frecuentem e nte la capa resbaladiza sobre la cual se d eslizan p endiente abajo las unidades de roca suprayacentes.

Vegetación La vegetación afecta a la estabilidad de una vertiente de varias m an eras. Al absorber agua de un temporal de llu-

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la destru cción, al fin al, las fu erzas de la naturaleza vencieron . Aho ra, t odo lo que queda de «El Viejo» es un montón de escombros en la base de la montaña y algunos cables estabilizadores y resina epoxídica allí desde donde «El Viejo» observó una vez el estado que simbolizó durante t anto tiempo. • Figura 1 ~~~~~~~~~~~~~~~~~

«El Viejo de la mont aña» antes de que se derrumbara.

vías, la vege tación disminuye la saturación de agua del material de una ve rtiente que, de otro modo, daría lugar a una p érdida de fuerza de cizalla . El siste ma de raíces de la vegetación ta mbién ayuda a estabilizar una pen diente unie ndo las p artículas del suelo y suje tando el suelo a la roca firme. La eliminación de la vegetación , ya sea por actividad n a tural o human a, es una causa importante de muc hos movimie ntos de m asas . Los incendios estivales de m ale- · za y bosques en el sur de California dejan con frecu en cia las laderas desprovistas de vegetación. Las lluvias otoñales sa turan el suelo, provocando deslizamientos de barro

¿QUÉ FAC TOR ES INFLUY EN EN LOS PROCESOS GRAV ITA C!ONALES?

que causan tremendos daños y cuestan millones de dólares en labores de limpieza. Los suelos de muchas laderas de Nueva Zelanda se están deslizando, porque los matorrales nativos de raíces profundas han sido reemplazados por hierba de raíces someras utilizada para el pastoreo de ovejas. Cuando las fuertes lluvias saturan el suelo, las hierbas de raíces someras no pueden mantener la pendiente en su sitio, y parte se desliza hacia abajo.

Sobrecarga La sobrecarga es casi siempre el resultado de las actividades humanas y normalmente se produce por el vertido, relleno o apilamiento de material. Bajo condiciones naturales, son los contactos de grano con grano los que soportan una carga de material, y es la fricción entre los granos la que mantiene la inclinación. El peso adicional creado por la sobrecarga aumenta la presión del agua

303

dentro del material, lo que a su vez disminuye su fuerza de cizalla, debilitando así el material de la vertiente. Si se añade material suficiente, al final, la pendiente fallará, a veces con consecuencias trágicas.

La geología y la estabilidad de una vertiente La relación entre la topografía y la geología de un área es importante a la hora de determinar la estabilidad de una vertiente(• Figura 11.4). Si las rocas que hay debajo de una pendiente buzan en la misma dirección que ésta, es m ás probable que se produzcan procesos gravitacionales que si las rocas están en horizontal o buzan en la dirección opuesta. Cuando las rocas buian en la misma dirección que la pendiente, el agua puede filtrarse a lo largo de diversos planos de estratificación y disminuye la cohesión y fricción entre unidades de roca adyacen-

El agua se infiitra a través del suelo y la arenisca humedeciendo la capa de arcilla, que se expande y se hace resbalad iza

El agua que migra a través de las fracturaM \

'" e'poode

~

• Figura 11.4 (a) Las rocas que buzan en la misma dirección que la pendiente de una colina son · parti cularmente propensas .a experimentar procesos gravitacionales. El debi.litamiento de la base de la vertiente por una corriente elimina el soporte y acentúa la pendiente en la base. El agua que se infiltra a través del suelo y en las rocas subyaGentes aumenta el peso y, si hay capas de arcilla, moja la arcilla haciendo resbaladizas las capas. (b) Las fracturas que buzan en la misma dirección que una pendiente se agrandan por la meteorización química, lo que puede debilitar las rocas y provocar procesos gravitaciona les.

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CAPITULO

II

PROCESOS GRAVITACIONAL E S

tes (Figura l l.4a). Esto es particularmente así cuando hay capas de arcilla, porque la arcilla se hace resbaladiza cuando se moja. Aunque las rocas estén horizontales o buzen en dirección opuesta a la de la inclinación, las diaclasas pueden inclinarse en la misma dirección. El agua que se mueve a través de ellas meteoriza la roca y expande estas aberturas hasta que el peso de la roca supraya~ente hace que caiga (Figura l l.4b).

Mecanismos desencadenantes Todos los factores de los que hemos hablado hasta ahora contribuyen a la inestabilidad de una vertiente. La mayoría, aunque no todos, de los movimientos de masas rápidos son desencadenados por una fuerza que perturba temporalmente el equilibrio de una pendiente. Los mecanismos desencadenantes más comunes son las fuertes vibraciones de los terremotos y las cantidades excesivas de agua procedente del deshielo invernal o de fuertes lluvias(• Figura 11.5). Las erupciones volcánicas, las explosiones e incluso los truenos fuertes pueden ser suficientes para desencadenar un deslizamiento de tierras si la inclinación es su-

ficientemente inestable. Muchas avalanchas, que son movimientos rápidos de nieve y hielo en descenso por pendientes montañosas pronunciadas, se desencadenan por un disparo o, en raras ocasiones, incluso por el grito de una persona.

¿CUÁLES SON LOS DIFERENTES TIPOS DE PROCESOS GRAVITACIONALES? os geólogos reconocen varios movimientos de masas (Tabla 11.2). Algunos son de un tipo bien diferenciado, mientras que otros son una combinación de diferentes tipos. No es inusual que un tipo de movimiento de masa cambie a otro a lo largo de su trayectoria. Aunque muchos fallos de pendiente son una combinación de diferentes materiales y movimientos, sigue siendo conveniente clasificarlos según su comportamiento dominante. Los movimientos de masas se clasifican generalmente en base a tres criterios principales (Tabla 11.2): (l) velocidad del movimiento (rápido o lento); (2) tipo de movimiento (fundamentalmente desprendimiento, deslízamiento o flujo), y (3) tipo de material implicado (roca, suelo o derrubios). Los movimientos de masas rápidos implican un movimiento de material visible. Normalmente, dichos movimientos se producen súbitamente y el material se mueve rápidamente pendiente abajo. Los movimientos de masas rápidos son potencialmente peligrosos y con frecuencia dan como resultado pérdida de vidas humanas y daños materiales. La mayoría de los movimientos de masas rápidos se producen en pendientes relativamente pronunciadas y pueden implicar roca, suelo o derrubios. Los movimientos de masas lentos avanzan a una velocidad imperceptible y, normalmente, sólo se detectan por los efectos de su movimiento, como árboles y postes eléctricos inclinados o cimientos agrietados. Aunque los movimientos de masas rápidos son más dramáticos, los movimientos de masas lentos son responsables del transporte pendiente abajo de un volumen mucho mayor de material meteorizado.

• Figura 11.5

- - - - - ·----

Las fuertes lluvias invernales provocaron este flujo de tierras de 200.000 yd 3, en marzo de 1995, en La Conchita, Californi a, a 75 millas al nordeste de Los Ángeles. Aunque no hubo víctimas mortales, nueve casas fueron destruidas o muy dañadas.

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¿CUÁLES SON L OS DI FE R ENTES T I POS D E PR OCESOS G RAVITAC I ONALES ?

305

Tabla 11 .2

Clasificación de los movimientos de masas y sus características Velocidad del movimiento

Tipo de movimiento

Subdivisión

Característ icas

Desprendimientos

Desprend imiento d e rocas

Rocas de cualquier tamaño caen por el aire desde acantilados, cañones y cortes de carretera pronunciados

Extremadamente ráp ido

Deslizamientos

Desplome

El movimiento se produce a lo largo d e la superficie curva de una ruptura; normalmente implica material no consolidado o débilmente consolidado

De extremadamente lento a moderado

Deslizamiento de rocas

El movimiento se produce a lo largo de una s'uperficie generalmente plana

De ráp ido a muy rápido

Colada d e barro

Consist e en al menos un 50% de partículas de tamaño arcilla y limo y hasta un 30% de agua

Muy rápido

Fluj"o de derrubi os

Contiene partículas de mayor tamaño y menos agua que las coladas de b arro

De rápido a muy rápido

Flujo d e tierras

Masa espesa, viscosa, en forma de lengua de regolito húmedo

De ·lento a moderado

Ar'ci llas rápidas

Compuestas d e partículas de arcilla y limo finas saturadas de agua; cuando las perturba un temblor súbito, pierden su cohesión y fluyen como un líquido

.De rápido a muy rápido

Solifluxión

Sedimentos superfi cia les saturados de agua

Lento

Reptación

Movimiento d escendente de suelo y roca

Extremadamente lento

Combinación de diferentes tipos de movimientos

De lent o a extremadamente rápido

Flujos

Movimie"ntos complejos

Desprendimientos Los desprendimientos de rocas son un tipo común de movimiento de m asa extrem adamente rápido en el que rocas de cualquier tamaño caen aéreamente (• Figu ra l l .6a) . Los desprendimientos de rocas se producen en cañones empinados, acantilados y cortes de carretera y crean acumulaciones de rocas sueltas y fragmentos de roca e n su base, llamada talud (véase la Figura 6.3b). Los desprendimientos de rocas son el resultado de un fallo en las diaclasas o planos de estratificación de la roca firme y normalmente vienen desen cadenados por debilitamientos naturales o humanos de las pendientes, o por terremotos. Muchos desprendimientos en climas fríos son el resultado de las cuñas de hielo. La meteorización química provocada por el agua al filtrarse a través de las fisuras en rocas carboná ticas (caliza, dolomía y mármol) es también responsable de muchos desprendimientos. Los desprendimientos varían en tamaño, desde rocas pequeñas que caen desde un acantilado, a caídas masivas de millones de metros cúbicos de derrubios qu e destniyen edificios, sepultan ciudades y bloquean carreteras (Fi-

gura l l.6b). Los desprendimientos son un peligro particu larmente común en zonas montañosas, donde las carreteras se h a n construido volando y nivelando laderas pronunciadas de roca firme. C ualquiera que haya conducido alguna vez a través de los Apalaéhes, las Montañas Rocosas o Sierra Nevada está familiarizado con los letreros de «Precaución : desprendimientos» colocados para avisar del peligro a los conductores. Las-inclinaciones que son particularmente proclives a los desprendimientos de rocas están a veces cubiertas con mallas metálicas en un intento de evitar que las rocas desplazadas caigan sobre la carretera (• Figura 11 . 7). Otra táctica es la de poner vallas de m alla metálica a lo largo de la base de la pendiente para parar o reducir la velocidad de las rocas que éaen rodando o botando.

Deslizamientos Un d eslizamiento implica movimiento de m aterial a lo largo de una o más superficies de rotura. El tipo de m aterial puede ser su elo, roca o una combinación de las © Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO 11

PROCESOS GRAV ITA C I ONA L ES

(a)

(b)

• Figura 11.6 (a) Los desprendimientos de rocas se producen por el fal lo a lo largo d e grietas, fracturas o planos de estratificación en la roca firme y son características com unes en zonas de acantilados empinados. (b) Un enorme desprendimiento de rocas bl oqueó ambos carri les de la Autopista 70, cerca de Rogers Flat, en California, el 25 de julio de 2003. Rocas del tamaño de un vo lquete grande tuvieron que volarse en fragmentos más pequeños para despejar la carretera. A pesar del agrietamiento del pavimento p rovocado por las rocas, los geólog.os determinaron que la base de la carretera no estaba dañada y que la vía sería segura después de los trabajos de limpieza.

dos, ·y puede rompe~se durante el movimiento o permanecer intacto. La velocidad de un ~eslizamiento puede variar desde extremadamente lento a muy rápido (Tabla 11 .2). Generalmente, se reconocen dos tipos de desfizamientos: ( 1) desplomes o deslizamientos rotacionales, en los que el movimiento se produce a lo largo de una superficie curva, y (2) deslizamientos de rocas o bloques, que se mueven por una superficie más o menos plana. Un desplome implica el movimiento descendente de material a lo largo d.e la superficie curva de una ruptura y

se caracteriza por la rotación hacia atrás del bloque desplomado (• Figura 11.8). Los desplomes se producen normalmente en material no consolidado o consolidado débilmente, y varían en tamaño desde conjuntos individuales pequeños, como sucede a lo largo de las orillas de los ríos, a conjuntos múltiples masivos que afectan a grandes superficies y provocan un daño considerable. Los desplomes pueden ser provocados por una serie de factores, pero el más común es la erosión en la base de una pendiente, que elimina el soporte del material supra-

• Figura 11.7 Minimización del daño por desprendimientos de rocas. Se utiliza una malla metálica p ara cubrir esta pendient e pronunciada en Hawai. Ésta es una práct ica común en zonas montañosas para evitar que las rocas caigan sobre las ca rreteras.

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¿ C UÁLES SON LOS DI FE R ENTES TIPOS DE PR O C ESOS GRAV I TAC I ONALES?

307

Fracturas

• Figura 11 .8

Superficie de ruptura

yacente. Esta acentuación local de la pendiente puede ser provocada de forma natural por la erosión de la corriente a lo largo de sus orillas o por la acción del oleaje en la base de un acantilado de la costa. El sobreempinamiento de una pendiente también puede provocarlo la actividad human a, como la construcción de carreteras y el desarrollo urbanístico. Los desplomes son particularmente frec~en­ tes en los cortes de carreteras, donde son, generalmente, el tipo de fallo de pendiente más observado. Aunque muchos desplomes son meramente una m olestia, los desplomes a gran escala en áreas pobladas y autopistas pueden provocar dañ os graves. Tal es el caso de la costa sur de California, donde los desplomes y los deslizamientos son un problem a constante . Mucha.s áreas a lo largo de la costa se encuentran sobre capas de limo, arena y grava, m al o débilmente con solidadas, intercaladas con capas de arcilla, algunas de las cuales son cenizas volcánicas m eteorizadas. Adem ás, el sur de California es tectónicam ente activo, por lo que muchos de estos depósitos están atravesados por fallas y diaclasas, lo que permite que las esporádicas lluvias se filtren rápidamente, mojando y lubricando las capas de arcilla. El sur de California tiene un clima semiárido y está seco la mayor parte del año. C uando llueve, normalmen-

• Figura 11.9

• Figura activa 11.10

En un desplome, el material se mueve hacia abajo a lo largo de la superficie curva d e una rupt ura, haciendo que el b loque de desp lome rote hacia atrás. La mayoría de los desplomes implican mat erial no consolidado o débilmente consolidado y son, normalmente, p rovocados por la erosió n en la base de la pendiente.

te entre noviembre. y marzo, pueden caer grandes can tidadés de lluvia en un breve período de tiempo. Por tan to, el suelo se satura rápidam en te, provocando deslizamien tos de tierras en las paredes de los cañones, así como a lo largo de los, acantilados de la costa . La m ayoría de los fa7 llos de pendiente a lo largo. ~e l~ ;costa del sur de California son resultado del desplome. Estos desplomes h an destruido casas mµy caras y han fÓrzado al cierre y re~­ bicación de numerosas carreteras. Un deslizamiento d e rocas o de bloques se produce ci:iando las rocas se desplazan pendiente abajo a lo largo de una superficie m ás o menos plana . La m ayoría de lo.s deslizamientos de rocas se p roducen porque . las pendientes y capas de rocas locales buzan e~ la misma dirección (• Figu~a 11 .9), aunque también pueden ocu rrir a lo largo de fracturas paralelas a una pendiente. Además de los desplomes, los deslizamientos de rocas son

• Figura activa 11.12

Los desliza mientos de rocas se producen cuando el mat erial se mueve pend iente abajo a lo largo d e una superficie generalmente p lana.

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CAPITULO 11

PRO CES OS G RAV IT AC IO N AL ES

fenó m enos comunes a lo largo de la costa del sur de California. En Point Fermin, las rocas buzando hacia el mar con capas de arcilla resbaladiza intercaladas son debilitadas por el oleaje, provocando numerosos deslizamientos (véase «Point Fermin: siempre en movimiento» en las páginas 31 O y 311). Más al sur, en la ciudad de Laguna Beach, los asombrados residentes observaron cómo un deslizamiento de rocas destruía o dañaba 50 casas el 2 de octubre de 1978. Igual que en Point Fermin, las rocas de Laguna Beach buzan unos 25 grados en la misma dirección que la pendiente de las paredes del cañón y contienen capas de arcilla que «lubrican» las capas de roca suprayacentes, haciendo que las rocas y las casas construidas encima se deslicen. Además, el agua filtrada de las fuertes lluvias del invierno anterior mojó una superficie inferior de arenisca arcillosa, reduciendo así su fuerza de cizalla y ayu-

dando a activar el deslizamiento. Aunque el deslizamiento de 1978 cubrió sólo 5 acres, era parte de un complejo de deslizamientos antiguos más grande. No todos los deslizamientos de rocas se deben a que las rocas buzen en la misma dirección que la pendiente de una colina. El deslizamiento de rocas de Frank, Alberta, en Canadá, el 29 de abril de 1903, muestra cómo la naturaleza y la actividad humana pueden combinarse para crear una situación con trágicos resultados (• Figura 11. l O). A primera vista, podría parecer que la: ciudad minera de Frank, situada en la base de Turtle Mountain, no corría ningún peligro de derrumbamiento (Figura 11.10). Después de todo, muchas de las rocas buzaban en dirección contraria al valle minero, a diferencia de las situaciones de Point Fermin y Laguna Beach. Sin embargo, las diaclasas de la caliza masiva que compone Turtle Mountain buzan pronunciadamente hacia el valle y están, fun-

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• Figura 11.10 (a) El trágico des lizamiento de rocas de Turtle Mountain , que mató a 70 personas y .sepu ltó parcialmente la ciuda d de Frank, en Alberta, Canadá, el 29 de abril de 1903, fue provocado por una comb inación de factores. Éstos incluían d iad asas que buza ba n en la misma -direcció n que la pendiente de Tu rtle Mountain, una fa ll a montaña abajo, capas frágiles de limolita y lutita po r debajo de la base de la. mo ntaña y la e xplot aci ón de vetas de carbó n. (b) Resu ltados d e l deslizamiento d e roca·s en Fra·nk en 1903.

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¿C UÁLES SON LOS DI FE RENT E S TIPOS D E PROCESOS GR AVITA C IONALES ?

309

damentalmente, en paralelo con la pendiente de la montaña misma. Además, Turtle Mountain se apoya sobre capas débiles de carbón, lutita y caliza que han sufrido una lenta deformación plástica debido al peso de la caliza masiva suprayacente. La extracción de carbón en la base del valle también contribuyó al esfuerzo sobre las rocas, eliminando parte del soporte subyacente. Todos estos factores, así como la gelifracción y la meteorización química que ensancharon las diaclasas, provocaron finalmente un deslizamiento masivo de rocas. Casi 40 millones de metros cúbicos de roca se deslizaron por Mountain Turtle a lo largo de planos de diaclasas, matando. a 70 personas y sepultando parcialmente la ciudad de Frank.

Flujos Los movimientos de masas en los que el material fluye como un fluido viscoso o presenta un movimiento plástico se llaman flujos. La velocidad de su movimiento varía de extremadamente lento a extremadamente rápido (Tabla 11.2). En muchos casos, los movimientos de masas comienzan como desprendimientos, desplomes o deslizamientos, cambiando pendiente abajo a flujos. De los principales movimientos de masas, las coladas de barro son los más fluidos y los que más rápido se mueven (a velocidades de hasta 80km por hora). Están compuestas de al menos un 50% de material de tamaño limo y arcilla , con una cantidad significativa de agua (hasta un 30%). Las coladas de barro son comunes en los ambientes áridos y semiáridos, donde .las desencadenan los fuertes temporales de lluvias que saturan rápidamente el regolito, convirtiéndolo en un furioso flujo de lodo que engulle todo lo que encuentra a su paso. Las coladas de barro pueden producirse también en regiones montañosas (• Figura 11.11) y en áreas cubiertas por cenizas volcánicas donde pueden resultar particularmente destructivas (véase el Capítulo 5). Como las coladas de barro son muy fluidas, generalmente siguen cauces preexistentes hasta que la pendiente disminuye o el cauce se ensancha, entonces se abren en abanico. Como las áreas urbana~ en climas áridos y semiáridos siguen extendiéndose, las coladas de barro y los daños que crean se están convirtiendo en un problema. Por ejemplo, las coladas de barro son comunes en las colinas abruptas de alrededor de Los Ángeles, donde han dañado o destruido muchas casas. Los flujos de derrubios están compuestos de partículas más grandes que las coladas de barro y no contienen tanta agua. En consecuencia, normalmente son más viscosos que las coladas de barro, no se mueven tan rápido y rara vez se limitan a cauces preexistentes. Sin embargo, los flujos de derrubios pueden resultar igual de dañinbs porque transportan objetos grandes.

• Figura 11.11·

Un a colada de barro cerca de Estes Park, Colorado.

Los fl~jos de tierras se mueven más despacio que las coladas y que los flujos de derrubios. Un flujo de tierras se desploma desde la parte superior de una ladera, dejando un escarpe, ·y fluye lentamente pendiente abajo como una masa de regolito mojado en forma de lengua, espesa y viscosa (• Figura 11.12). Al igual que las coladas de barro y los flujos de derrubios, los flujos de tierras pueden ser de cualquier tamaño y con frecuencia son destructivos. Se producen más comúnmente en climas húmedos, en pendientes cubiertas de suelo y de hierba, después de fuertes lluvias . Algun_as arcillas se licuan espontáneamente y fluyen como el agua cuando se modifican. Estas arcillas rápidas han ocasionado graves daños y pérdida de vidas humanas en Suecia, Noruega, el este de Canadá y Alaska (T~bla 11.1). Las arcillas rápidas están compuestas de partículas de arcilla y limo finas resultado de la acciórí abrasiva de los glaciares. Los geólogos cree'n que estos sedime~tos finos fueron depositados originalmente en . un ambiente marino, donde sus espacios porosos se lle-· narón de agua salada. Los iones del agua salada ayudaron, a e_stab,lecer fuertes vínculos entre las partículas de arcilla, estabilizando y reforzando la arcilla. Cuando las © Cengage Learning Paraninfo

to Llamada la «ciudad a ras del pavimento» por los residentes de la zona, Poínt Fermín, en el sur de California, es famosa por sus numerosos ejemplos de procesos gravítacíonales. La zona subyace sobre rocas sedimentarías de grano fino intercaladas con capas de díatomíta y ceniza ·volcánica. Cuando estas capas se humedecen, se vuelven resbaladizas y tienden a deslizarse fácilmente. Las rocas también buzan ligeramente hacía el océano y forman las lomas costeras que están siendo socavadas en su base por la acción constante del oleaje. Este oleaje causa el sobreempínamíento de los acantilados, y su desplome. Los procesos gravítacíonales comenzaron en 1929 con pequeños desplomes en la zona. A comienzos de los 40, las conducciones de agua de la región se rompieron y algunas casas empezaron a caerse. El movimiento cesó en gran parte después de esta fase principal de desplomes, pero ha continuado intermitentemente hasta el presente y los residentes han pagado el precio de vivir en un área costera inestable.

Vista de una parte de la zona cercana a Point Fermin que muestra las rocas sedimentarias de grano fino que buzan ligeramente hacia el océano y los acantilados con sobreempinamiento, resultado de los desplomes y los deslizamientos, en primer plano.

Océano Pacífico

Mapa del sur de California que indica la ubicación de Point Fermin y una vista aérea con marea baja del deslizamiento que ha tenido lugar. Observe los numerosos bloques desplazados y los acantilados con sobreempinamiento. El golpeteo.ininterrumpido de las olas contra la base de los acantilados los erosiona y socava, resultando en que aún se desplomen y se deslicen más.

Vista de un bloque desplazado que muestra vestigios de un camino y una palmera todavía en crecimiento, como si nada hubiera pasado.

loma costera con sobreempinamiento. Observe los bloques de hormigón colocados a lo largo de la playa para absorber la energía erosiva de las olas y disminuir la velocidad de la erosión en los acantilados.

La reptación y los pequeños desplomes son evidentes en esta foto. Observe los dos pequeños escarpes. El más pequeño, en segundo plano, está principalmente cubierto de hierba, mientras que el que está en primer plano tiene partes desnudas y, aparentemente, se mueve a -una velocidad ligeramente más rápida. Observe el efecto de la reptación en la pared derecha de la casa. La parte . inferior de la pared se mueve hacia la derecha de la foto como consecuencia de la reptación, produciendo una curva de la pared que se puede ver claramente cerca de su base.

socavados de Point Fermin. La casa abandónada de la foto superior está justo a la derecha de esta vista, en la cumbre del acantilado.

¿C U Á LE S S O N LO S DIF E R EN TE S TIPOS D E PRO CES OS G RAV I TAC IO NA LE S?

nos de arena y limo asociados con las capas de arcilla. Cuando se produjo el terremoto Good Friday, de magnitud 8,6, el 27 de marzo de 1964, la sacudida convirtió algunas partes de la arcilla de Bootlegger Cove en una arcilla rápida y precipitó una serie de deslizamientos masivos en acantilados de la costa que destruyeron la mayoría de las casas de Turnagain Heights (Figura l l.13b). La solifluxión es el movimiento lento y descendente de sedimentos superficiales saturados de agua. La solifluxión se puede producir en cualquier clima donde el suelo se sature de agua, pero es más común en áreas de permafrost. El permafrost, suelo que está permanentemente helado, cubre casi el 20% de la superficie del mundo (• Figura l l. l 4a). Durante la estación cálida, cuando la parte superior del permafrost se funde , el agua y los sedimentos superficiales forman una masa saturada que fluye por solifluxión y produce una topografía lobulada característica (Figura l l.14b). Como podríamos esperar, existen muchos problemas asociados con la edificación en un ambiente de permafrost. Un buen ejemplo es lo que sucede cuando se

313

construye un edificio no aislado directamente sobre el permafrost. El calor escapa a través del suelo, funde la superficie inferior y la convierte en i:ina pasta saturada inestable. Como el suelo ya no es sólido, el edificio se asienta de forma irregular, apareCiendo numerosos problemas estructurales. · La construcción del oleoducto desde los campos de petróleo de la bahía de Prudhoe al puerto libre de hielo de Valdez causó gran inquietud por el efecto que podría tener en el permafrost y la probabilidad de solifluxión. Algunos pensaron . que el petróleo del interior del conducto estaría lo suficientemente caliente como para fun. dir el permafrost, haciendo que el oleoducto se hundiera más en el suelo y posiblemente se fracturara. Después de numerosos estudios, los científicos determinaron que el oleoducto, terminado en 1977, podía sepultarse de manera segura a lo largo de m á s de la mitad de sus 1.280 km de longitud. Allí donde el deshielo del perinafrost podía provocar problemas estructurales al conducto, fue aislado e instalado por encima del suelo. La reptadón, el tipo de flujo más lento, es el proceso gravitacional más extendido y significativo en función

(b)

(a)

• Figura 11.14 ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~--,~~~~~~~~~~~~~~~~

(a) Distribu ció n de zo nas de permafrost en el hemisferio norte. (b) Los flujos d e solifluxión cerca de Suslositna Creek, A laska , muestran la típica t opografía lobulada característica de las condi ciones de solifluxió n.

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CAPÍTULO 11

PROCESOS GRA VITACIONAL E S

de la cantidad total de material desplazado pendiente abajo y del daño monetario que causa anualmente. La reptación implica el movimiento descendente extremadamente lento de suelo· o roca. Aunque se puede producir en cualquier parte y en cualquier clima, es más efectivo e importante como agente geológico en las regiones húmedas. En realidad, es la forma de movimiento de masas más común en el sudeste de Estados Unidos y el sur de los Apalaches. Como la velocidad del movimiento es esencialmente imperceptible, con frecuencia no nos percatamos de la existencia de la reptación hasta que notamos sus efectos: árboles y postes eléctricos inclinados, calles y aceras quebradas o muros de contención y cimientos agrietados (• Figura 11.15). Normalmente, la reptación implica toda la ladera, y probablemente suceda, hasta cierto punto, en cualquier superficie inclinada meteorizada o cubierta de suelo.

Qué haría Ha encontrado la parcela de tierra de sus sueños en las colinas del norte de la Baja California, donde planea retirarse algún día. Como quiere asegurarse de que la zona es segura para construir una casa, decide hacer su propia investigación geológica de la zona para asegurarse de que no hay ningún peligro geológico evidente. ¿Qué cosas específicas buscaría que pudieran indicar procesos gravitacionales en el pasado? ¿Aunque no haya pruebas evidentes de procesos gravitacionales rápidos, qué aspectos buscaría que pudieran indicar un problema con tipos lentos de procesos gravitacionales, como, por ejemplo, la reptación?

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• Figura 11.15 (a) Algunas evidencias de reptación: (A) troncos de árbol curvados; (B) monumentos desplazados; (C) postes eléctricos inclinados; (D) vallas desp lazadas y torcidas; (E) carreteras desalineadas; (F) superficie con montículos. (b) Árboles doblados por la reptación, Wyoming. (c) La reptación ha doblado estas capas de lutita y arenisca de la formación Haymond, cerca de Marathon, Texas. (d) Muro de piedra inclin ado por reptación, Champion; Michigan.

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¿CÓMO PODEMOS RECONOCER Y MINIMIZAR LOS EFECTOS DE LOS MOVIMIENTOS DE MASAS?

315

La reptación es difícil no sólo de reconocer, sino también de controlar. Aunque los ingenieros pueden a veces ralentizar o estabilizar la reptación, muchas veces la única opción es, sencillamente, evitar la zona si es posible o, si la zona de reptación es relativamente delgada, diseñar estructuras que puedan asegurarse a la roca fir~e :

ficial adicíonal e incrementando-su velocidad. El terremoto de Perú de 1970 (Tabla 11.1) puso e!l movimiento la avalancha de derrubios que destruyó las ciudades de Yungay y Ranrahirca, y mató a más de 25.000 personas(• Figura 11.1 7).

Movimientos complejos

¿CÓMO PODEMOS .. RECONOCERY MINIMIZAR LOS EFECTOS DE LOS MOVIMIENTOS DE -MASAS?

Recordemos que muchos movimientos de masas son combinaciones de diferentes tipos de movimientos. Cuando hay un tipo dominante, el movimiento puede clasificarse como uno de los que hemos descrito hasta ahora. Sin embargo, si hay varios tipos implicados de un manera más o menos igual, se llama movimiento complejo. El tipo más común de/ movimiento complejo es el deslizamiento-flujo, en el que hay un deslizamiento al principio y alguna clase de flujo más adelante a lo largo de su curso. La mayoría de flujos de tierras de deslizamiento-flujo implican un desplome bien definido al principio, seguido de un flujo de derrubios o de un flujo de tierras(• Figura 11.16). Sin embargo, podemos clasificar cualquier combinación de tipos de movimientos de masas diferentes como un movimiento complejo. Una avalancha de derrubios es un movimiento complejo que se produce con frecuencia en cordilleras mon-_ tañosas muy escarpadas. Normalmente, las avalanchas de derrubios empiezan como desprendimientos de rocas, cuando grandes cantidades de roca, hielo y nieve se desprenden de la ladera de una montaña, frecuentemente como resultado de un terremoto. Después, el material -se desliza o fluye montaña abajo, recogiendo material super-

l factor más importante a la hora de eliminar o minimizar los efectos dañinos de los procesos gravitacionales es una exhaustiva investigación geológica de la región en cuestión. De este modo, se pueden identificar anteriores flujos de tierras y áreas sus ceptibles de sufrir movimientos de masas, y quizá evitarlos. Al evaluar los riesgos de po~ibles procesos gravitacionales antes de iniciar una co~strucdón, los ingenieros pueden dar los pasos necesarios pata eliminar o minimizar los efectos de dichos fenómenós ..La identificación de zonas con un alto potencial de ·fallo de pendiente es importante en cualquier estudio de evaluación de riesgos; estos estudios incluyen la identificación de flujos de tierras anteriores, así como dé hrgares de posibles movimientos de masas. Los escarpes, grietas abiertas, objetos desplazados o inclinados, una superficie con montículos y cambios repentinos de vegetación son al-

Escarpe f-oesl izamiento

1

• Figura 11.16 Un movimiento complejo en el que ·al principio se produce un desplome, seguido de un flujo de tierras. •

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CAPITULO

11

P R OC ESOS G RAV IT A C IO NA LE S

rreteras ; cables eléctricos y líneas telefónicas, y complejos habitacionales o industriales basándose en la estabilidad' o inestabilidad relativa de un sitio en particular. Además, los mapas indican el alcance del problema de flujo de tierras de una zona y el tipo de movimiento de masas que puede producirse. Esta información es importante para hacer la gradación de las pendientes o construir estructuras para evitar o minimizar los daños por fallo de pendiente. Aunque normalmente la mayor parte de los grandes movimientos de masas no pueden evitarse, los geólogos e ingenieros utilizan varios métodos para minimizar el peligro y el daño que puedan provocar. Ya que el agua juega un papel tan importante en muchos flujos de tierras, una· de las maneras más efectivas y económicas de reducir la posibilidad de un fallo de pendiente o de incrementar la estabilidad de la pendiente existente, es el drenaje de la superficie y de la superficie inferior de una ladera. El drenaje sirve a dos propósitos. Reduce el peso del material con posibilidades de deslizarse y aumenta la fuerza de cizalla del material de la vertiente, reduciendo la presión de los poros. Las aguas superficiales pueden drenarse y desviarse mediante zanjas y alcantarillas diseñadas para alejar el agua de las pendientes. Los tubos de desagüe perforados a lo largo de una superficie e introducidos en una ladera pueden ayudar a eliminar el agua de la superficie inferior( • Figura 11.19). Por último, la plantación de vegetación en las laderas ayuda a estabilizar las pen• Figura 11.17 - - - --·------ ----·-----·· dientes manteniendo unido el suelo y reduciendo la canUn terremoto a 65 km de di stancia desencadenó un deslizamiento tidad de agua. de tierras en Nevado Huascará n, Perú , que destru yó las ciudades Otra manera de ayudar a estabilizar una ladera es de Yungay y Ranra hirca y mató a más de 25.000 perso nas. reducir su pendiente. Recordemos que la sobrecarga y el sobreempinamiento por gradación son causas comunes de fallo de pendiente. La reducción del ángulo de una ladera disminuye la posibilidad de fallo de pendiente. Normalmerite, se utilizan dos métodos para reducir el · gunas de las 'Características que indican flujos de tierras ángulo de pendiente. En el método corte y relleno, se quiprevios o un área msceptible de fallo de pendiente. Los ta material de la parte superior de una pendiente y se efectos de la meteorización, la erosión y la vegetación utiliza como relleno en la base, proporcionando así una pueden, sin embargo, ocultar evidencias de procesos grasuperficie plana para la construcción y reduciendo la vitacionales pasados. pendiente (• Figura 11.20). El segundo método, llamaTambién se realizan estudios, tanto de campo como de laboratorio, de muestras de suelo y de roca firme para · do hanqueo, implica cortar una serie de bancos o escalones -en una ladera (• Figura 11.21). Este proceso evaluar características como la composición, la suscepreduce la pendiente media total y los baricos sirven como tibilidad a la meteorización, la cohesión y la habilidad sitios de recolección para pequeños flujos de tierras o para transmitir fluidos. Estos estudios ayudan a los geólogos y a los ingenieros a predecir la estabilidad de una . desprendimientos que pudieran producirse. El banqueo se utiliza más comúnmente en laderas escarpadas en inclinación bajo diversas condiciones. conjunción con un sistema de drenajes de superficie La información derivada de un estudio de evaluapara desviar la escorrentía. ción de riesgos puede utilizarse para producir mapas de estabilidad de pendiente de la zona (• Figura 11.18). EsEn algunas situaciones , se construyen muros de tos mapas permiten a los ·urbanistas y a los promotores . contención para proporcionar soporte a la base de la verinmobiliarios tomar decisiones sobre dónde ubicar catiente. Normalmente están bien anclados a la roca fir-

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¿ C ÓMO PODEMOS HE C ONOCEH Y M INI M I ZAR LOS EFE C TOS DE LOS MOV I M I E NT OS D E M ASAS?

317

Contacto horizontal entre rocas de diferente estabilidad. Las márcas señaladas se dirigen a las rocas más fác ilmente erosionables. La erosión por socavamiento puede dar lugar al sobreempinamiento de las rocas más resistentes, originando deslizamientos de tierras ~lS~===~~~~~,2_~~LL~~~ Estabi lidad de área relativa ------~·-' esGenso c3€Ha-estabi l idad -------<~ N

• Figura 11.18 Mapa de estabilidad relativa de pendient es de p arte de San Clemente, Ca liforni a, q ue muestra zo nas delinead as según Ja est abili dad relativa.

- Relativamente + - Relativamente inestableestable O 300 900

1.500

m

t

(b) • Figura 11.19 (a) Introducir t ubos de desagüe p erfo rados p or un lado en un a ladera, co.n el lad o perfo ra do hacia arriba, p uede eli min ar parte d el agua de la su b superfi cie y ayudar a estabili za r la la d era. (b) Un tub o d e desag üe en un a lad era d e Po int Fermin, California.

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La tragedia de Aberfan, Gales

L

os derrubios extraídos de las minas de carbón subterráneas del sur de Gales consisten, normalmente, en una n:iezcla húmeda de fragmentos de varias rocas sedimentarias. Normalmente, este material se arroja por la pendiente más cercana, donde se acumula en grandes montones de residuos llamados escombreras. Una escombrera es bastante estable, siempre que el material que lo compone esté relativamente seco y sus lad_os IJº sear:i muy pronunciados. Entre 1918 y 1966, se construyeron siete grandes escombreras com puestos de derrubios mineros a varias alturas en las pendientes del valle situado por encima del pequeño pueblo minero de Aberfan. Poco después de las 9:00 A.M .. del 21 de octubre de 1966, la escombrera n.º 7, de 250 m de altura, empapado por la lluvia, se derrumbó, y un lodo negro fluyó

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valle abajo con el rugido de un tren ruidoso. (• Figura 1). Antes de que se detuviera a 800 m de donde se había iniciado, el flujo había destruido dos granjas, cruzado un canal y sepultado la escuela infantil Pantglas, asfixiando virtualmente a todos los niños de Aberfan. Un total de 144 personas murieron en el flujo, entre ellas 116 niños que se habían reunido para la asamblea matinal en el colegio. Después del desastre, nadie preguntó «¿Por qué ha ocurrido esta tragedia?» ni «¿Podría haberse evitado?» La posterior investigación reveló que no se habían realizado estudios de estabilidad en las escombreras, y que los repetidos avisos sobre un posible fallo en las escombreras, así como deslizamientos previos, habían sido ignorados. En 1939, 8 km al sur, se derrumbó una escomb,rera construida bajo condiciones casi idénticas a las de la n. 0 7. Afortunadamente, nadie

resultó herido, pero por desgracia, el fallo se olvidó pronto y las escombreras de Aberfan siguieron creciendo. En 1944, la escombrera n. 0 4 falló, y, de nuevo, nadie salió herido. En 1958, se estableció la escom brera n. 0 7 basándose únicamente en el espacio disponible, sin tener en cuenta la geología de la zona. A pesar de los anteriores fallos en escombreras y de los avisos de fallo de pediente por parte de trabajadores de la escombrera y otros, los derrubios mineros se apilaron en la escombrera n.º 7 hasta el día del desastre. ¿Oué causó exactamente el derrumbe de la escombrera n.º 7 y las demás? La investigación oficial reveló que los cimientos de las escombreras se habían saturado de agua de los manantiales sobre los que se habían construido. En el caso de las escombreras derrumbadas, la presión de.los poros por el

Londres



• Figura 1 ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~

Mapa de ub icació n y vist a aérea del desastre de l vertedero de Aberfan, en el que murieron 144 perso nas.

ag ua supe ró la fri cció n entre g rahos y t od a la masa se licuó como «a renas movedizas». A l actu ar como un líq ui do, la m asa d escendió ráp idame nte co lin a ab ajo, extendi éndose

lat eralmente. M ientras flu ía, la m asa perd ió ag ua, y las pa rtícul as sed imentari as recu p eraro n su cohes ió n. Después de la invest igació n, se reco mendó la creació n d e un

Co mité N acio-nal para la Seguridad d e las Escomb reras para eva luar los pe ligros d e las esco mb reras existent es y da r consej o para la constru cci ó n de otras nuevas.

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320

CAPITULO rr

PROCESOS GRAVITA C IONALES

Este material se ha removido

Pendiente inicial

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Después

Antes

• Figura 11 ..20 Un método común uti lizado para ayudar a estabili zar una ladera y reducir su pendiente es el método de corte y re lleno. Se quit a material de la parte superior más escarpada de la ladera, reduciendo así el ángufo de pendiente, y se utiliza para rellenar la base. Esto proporciona un soporte adicional en la base de la pendiente.

me, rellenos de roca compactada y provistos de agujeros de drenaje para evitar la creación de presión de 'agua en la ladera . Los pernos en roca, parecidos a los que se emplean en los túneles y en las minas, pueden utilizarse para sujetar masas de roca potencialmente inestables a la roca firm e estable subyacente. Esta técnica se ha utilizado con éxito en las laderas de Río de Janeiro , Brasil, y para ayudar a asegurar las pendientes de la presa de Glen Canyon, en el río Colorado. El reconocimiento, la prevención y el control de zon as propensas a los flujos de tierras es caro, pero no tanto como pueden serlo los daños c uando se ignoran o no se reconocen las señales de aviso. El flujo de tierras de la escombrera n. 0 7 en Aberfan, Gales (véase Enfoque Geológico 11.1 ), es tan solo uno de los muchos ejemplos trágicos en los que fueron ignoradas las señales de aviso de desastre .inminente.

Antes Pend iente fnicial

• Figura 11.21 Otro método común ut ilizado para estab ili za r una ladera y reducir su inclinación es el banqueo. En est e proceso se trata de hacer varios cortes a lo largo de una ladera para redu ci r la inclinación t ota l. Adem-ás, los fa llos de pendiente ind ividua les está n ahora limitados en tamaño y el material queda recogido en los bancos.

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RES UMEN DE L CAP fTULO

GEO

321

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RECAPITULACION Resumen del capítulo Los procesos gravitacionales son el movimiento descendente de material bajo la influencia de la gravedad. Se producen cuando la fuerza gravitacional que actúa en paralelo a una inclinación supera la resistencia de la pendiente. Con frecuencia, los procesos gravitacionales tienen como resultado pérdida de vidas humanas, así como millones de dólares en daños anualmente. Los procesos gravitacionales pueden ser provocados por muchos factores, incluidos el ángulo de pendiente, la meteorización del material, el contenido de agua, la sobrecarga y la eliminación de vegetación. Normalmente, varios de estos factores combinados contribuyen al fallo de pendiente. Los movimientos de masas se clasifican generalmente en base a la velocidad de movimiento (rápido frente a lento), el tipo de movimiento (desprendimiento, deslizamiento o flujo) y el tipo de material (roca, suelo o derrubios). Los desprendimientos de rocas son un movimiento de masas común en el que las rocas caen libremente. Se reconocen dos tipos de deslizamientos: los desplomes son deslizamientos rotacionales que implican movimiento a lo largo de una superficie curva; son más comunes en material no consolidado o mal consolidado. Los deslizamientos de rocas se producen cuando el movimiento tiene lugar a lo largo de una superficie más o menos plana; normalmente implican fragmentos sólidos de roca. Se reconocen varios tipos de flujos según la velocidad de movimiento (rápido frente a lento) , el tipo de material (roca, sedimento o suelo) y cantidad de agua. . Las coladas de barro están formadas principalmente por partículas de tamaño limo y arcilla y contienen

más de un 30% de agua. Son más comunes en ambientes áridos y semiáridos y generalmente siguen cauces preexistentes. Los flujos de derrubios están compuestos de partículas más grandes y contienen menos agua que las coladas de barro. Son m ás viscosos y no fluyen tan rápido como las coladas de barro. Los flujos de tierras se mueven más despacio que las coladas y que los deslizamientos de derrubios. Se desplazan pendiente abajo como masas espesas y viscosas de regolito húmedo, en forma de lengua. Las arcillas rápidas son arcillas que se. licuan espontáneamente y cuando se alteran fluyen como el agua. La solifluxión es el movimiento descendente lento de material superficial saturado de agua y es más común en áreas de permafrost. La reptación, el tipo de flujo más lento, es el movimiento descendente imperceptible de suelo o roca. Es el más extendido de todos los procesos gravitacionales. Los movimientos complejos son combinaciones de diferentes tipos de movimientos de masas en los que ningún tipo es dominante. La mayoría de los movimientos complejos implican deslizamiento · y flujo. El factor más importante a la hora de eliminar o reducir los efectos dañinos de los procesos gravitacionales es una exhaustiva investigación geológica para determinar las áreas susceptibles de sufrir movimientos d'e masas . Las vertientes se pueden estabilizar construyendo muros de contención, drenando. el exceso de agua, regradando las pendientes y plantando vegetación.

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322

CAPITULO 11

PRO C ESOS GR AV ITAC IO N ALE S

Términos clave arcilla rápida (pág. 309) colada de barro (pág. 309) deslizamiento (pág. 305) desplome (pág. 306) deslizamiento de rocas (pág. 307) desprendimie.l)to de rocas (pág. 305)

flujo de derrubios (pág. 309) flujo de tierras (pág. 309) fuerza de cizalla (pág. 299) movimiento complejo (pág. 315) movimiento de masas lento (pág. 304)

movimiento de masas rápido (pág. 304) permafrost (pág. 313) procesos gravitacionales (pág. 299) reptación (pág. 313) solifluxión (pág. 313)

Cuestiones de repaso 1. · La fuerza que se opone a la fuerza de cizalla de una pendiente es: a. _ _ el soporte externo; b ._ _l¡;¡ gravedad; c. _ _ el soporte interno; d. _ _la cohesión; e ._ _la fricción interna. 2.

3.

4.

d .___ sólo en p endientes leves ; e. _ _ sólo donde hay roca firme expuesta. 5.

El movimiento descendente de material a lo largo de una superficie de ruptura curva es un(a): ª·-·.__desprendimiento de rocas; b. _ _ desplome; c. _ _colada de barro; d. _ _flujo de tierras; e. ___deslizamiento de rocas.

¿Cuáles de los siguientes son los movimientos de masas más fluidos?: a. ___los flujos de tierras; b. _ _las coladas de barro; c. _ _ _ los deslizamientos de derrubios; d. _ _los desplomes; e. ___la solifluxión.

6.

El más extendido y costoso de todos los procesos gravitacionales es: a. _ _el desplome; b. _ _la reptación; c. _ _la colada de barro; d ._ _ el desprendimiento de rocas ; e. _ _la arcilla rápida.

El movimiento de material a lo largo de una superficie o superficies de fallo es un: a. ___flujo; b. _ _desprendimiento ; c. ___deslizamiento; d ._ _ todos; e ._ __ninguno.

7.

¿Cuál de los siguientes es un factor que influye en los procesos gravitacionales?: a ._ _ el ángulo de pendiente; b. ___la vegetación; c. _ _la meteorización; d. _ _ el contenido de agua; e ._ _ todos ellos .

8.

La solifluxión se produce más comúnmente ¿en qué zonas?:

¿Dónde pueden producirse los procesos gravitacionales?: a ._ _ sólo en pendientes pronunciadas ; b. _ _ sólo en climas templados; c. _ _ en cualquier parte;

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ACT IVIDADE S EN LA WOR LD WID E WE B

323

a. ___en las playas; b. _ _en los desiertos ; c. ___de permafrost; d. _ _selvas tropicales; e. _ _ninguna de ellas.

13.

Explique cómo contribuyen al fallo de pendiente la topografía y la geología subyacente.

14.

¿Por qué son los desplomes un problema a lo largo de las autopistas y vías de ferrocarril en áreas con relieve?

9.

De lo siguiente, ¿qué ayuda a reducir el ángulo de pendiente o proporciona soporte en la base de una ladera?: a. _ _corte y relleno; b. ___muros de contención; c. _ _ banqueo; d. _ _ todos; e. _ __ ninguno.

15.

¿Cuál es la relación entre los planos geológicos de debilidad, como los planos de estratificación, y el agua en los procesos gravitacionales? Utilizando la Figu ra 11.12 como ejemplo, explique cómo los planos geológicos de debilidad de esta pendiente más el agua de la lluvia influyeron en el desarrollo del deslizamiento representado.

1O.

¿Por medio de qué características podemos identificar flujos de tierras anteriores y zonas actualmente susceptibles de fallo de pendiente?: a. _ _objetos inclinados; b. _ __ fisuras abiertas; c. _ _escarpes; d. ___superficies con montíc"ulos; e. _ _todas ellas.

16.

Explique cómo se interrelacionan los diferentes factores que influyen en los procesos gravitacionales.

17.

¿Cómo podríamos reconocer los procesos gravitacionales en otros planetas y -satélites, y qué nos diría eso acerca de la geología y quizá de la atmósfera del planeta o satélite en que se produjeran?

18.

Si una zona tiene una historia documentada de procesos graVitacionales que han hecho peligrar o perder vidas humanas, ¿cómo deberían la gente y los gobiernos evitar que dichos acontecimientos volvieran a suceder? ¿Son la mayoría de los grandes procesos gravitacionales evitables o predecibles?

19.

¿Por qué es importante conocer los diferentes tipos de procesos gravitacionales?

20.

¿Por qué es tan frecuente la reptación y por qué causa tantos daños? ¿Qué maneras hay de controlar la reptación? .

11 .

Explique algunas de las maneras con las que se puede mantener la estabilidad de una pendiente para reducir la posibilidad de movimientos de masas.

12.

¿Qué valor tendría un mapa de estabilidad de pendiente para una persona que quiera comprar una propiedad? Utilizando el mapa de estabilidad de pendiente de la Figura 11.18, localizar la línea que muestra un contacto horizontal entre rocas de diferente estabilidad. ¿Cuál es la probabilidad de procesos gravitacionales a lo largo de esta línea y por qué?

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Corrientes de agua

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CAPÍTULO 12

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

Introducción El agua en la Tierra Corrientes de agua ¿Cómo erosionan y transportan sedimentos las corrientes de agua?· Depósitos por corrientes de agua ¿Se pueden predecir y controlar las inundaciones? GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Cámaras mortuorias flotantes Cuencas de drenaje y redes de drenaje ¿Cómo se forman y evolucionan los valles? Geo-Recapitulación

Las cataratas de Cumberland, del río Big South Fork, en el Cumberland Fa/Is State Resort Park, de Kentucky, tienen una caída de 18 m, convirtiéndolas en las segundas cataratas más altas al este de las Montañas Rocosas. Fuente : Departamento de Parques de Ke ntucky.

CAPITULO 12

C ORRI EN TES D E AG UA

Introducción ntre los planetas terrestres, lá Tierra es el único que tiene agua líquida abundante. Tanto Mercurio como la Luna (satélite de la Tierra) son demasiado pequeños para contener agua, y Venus, debido s~ alta temperatura, está demasiado caliente para que exista agua superficial. En la actualidad, Marte tiene algo de agua congelada y contenidos traza de agua en su atmósfera, pero las imágenes de las naves espaciales y otros datos revelan áreas con valles meandriformes que, probablemente, fueron formados por corrientes de agua durante la historia temprana del planeta. Por el contrario, los océanos y mares cubren un 71 % de la superficie de la Tierra (véase la Figura 9.2), y hay pequeñas pero importantes cantidades de agua en la atmósfera y en tierra. Obviamente, la hidrosfera tiene un impacto enorme sobre la superficie, pero está compuesta del vapor de agua en la atmósfera, las aguas subterráneas (véase el Capítulo 13), el agua congelada de los glaciares (véase el Capítulo 14), el agua de los · océanos (véanse los capítulos 9 y 16) y una pequeña cantidad de agua en _la tierra (véase la foto al inicio del capítulo). El agua sobre la tierra se encuentra también en lagos, pantanos y ciénagas, pero en este· capítulo centramos nuestro interés en el pequeño porcentaje de 'agua corriente confinado en los cauces. Para apreciar el poder de la s corrientes de agua, sólo tenemos que leer algunos de los vívidos relatos de las inundaciones. Por ejemplo, a las 4:07 P.M . del 31 de mayo de 1889, los residentes de Johnstown, Pénsilvania, oyeron «un rugido como un trueno», y en 1O minutos, una catastrófica inu.ndac ión destruyó la ciudad, dejando al menos 2.200 muertos. Un muro de agua de 18 m de altura atravesó la ciudad a más de 60 km/h, arrastrando casas, derrubios y cientos de personas. Según un testimonio, «Miles de personas intentaron desesperadamente escapar de la o la . Aquellos que resultaron atrapados por la ola se encontraron arrastrados en un torrente de agua grasienta y turbia rodeados de toneladas de derrubios . ... Muchos quedaron irremediab lemente

a

EL AGUA EN LA TIERRA --

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egún un cálculo estimado, en la Tierr a hay 1,36 mil millones de km 3 de agua , la mayor parte (97 ,2%) en los océanos (Tabla 12.1). Alrededor de un 2, 15 % está congelada en los glaciares, especialmente en la Antártida y en Groenlandia, y gran parte del 0,65 % restante .está en la atmósfera, Jas aguas subterrá-

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enredados en kilómetros de alambre de espino de las alambradas destruidas.»* El hecho de que Johnstown fuera levantada en la llanura de inundación de un val le estrecho contribuyó a la tragedia, pero la rotura de la presa de South Fork, 22 km río arriba, en el rí0 Conemaugh, fue la causa principal del desastre. La presa estaba en malas condiciones y fue incapaz de soportar la tensión añadida de los 20-25 cm de lluvia que cayeron en 24 horas. Ésta no ha sido la última rotura de presa en Estados Unidos, pero desde luego fue la más trágica. La s inundaciones provocadas por causas naturales, así como por descuidos humanos, son una amenaza continua. En realidad, son tan comunes que en las noticias aparecen regularmente informes de daños, heridos y víctimas mortales por inundaciones. Cada año se producen varias inundaciones grandes en Norteamérica, pero la última inundación de proporciones realmente enormes fue la inu ndación del 93, que inundó gran parte de l centro de Estados Unidos, especialmente lowa, Wisconsin, llli nois, Missouri, Minnesota, Dakota del Norte y del Sur, Kansas y parte de algunos estados adyacentes. A l fina l, murieron 50 personas, 70.000 quedaron sin hogar y los daños materiales se estimaron de 15 a 20 mil millones de dó lares. Sin embargo, obtenemos muchos beneficios de las corrientes de agua, e incluso de algunas inundaciones. El agua de los cauces, es decir, arroyos y ríos, es una fuente importante de agua du lce para la industria, la agricu ltura, el uso doméstico y el ocio, y alrededor de un 8% de la electricidad uti lizada en Norteamérica se genera por caída de agua en las centrales hidroeléctricas. Grandes vías fluviales por todo el mundo son importantes vías de comercio, y cuando los europeos exploraron el interior de Norteamérica, siguieron los ríos St. Lawrence, Mississippi, Missouri, Columbia y Ohio.

~S.ervicio de Parques Nacionales, Departamento de Interior de Estados Unidos, Seivicio Online de información sobre Johnstown .

neas , lagos, pantanos y ciénagas. Sólo un 0,0001 % del agua de la hidrosfera está en cauces de arroyos y ríos en algún momento. Sin embargo, las corrientes de agua , con su erosión, transporte y depósito, son, con pocas excepciones, el agente geológico más importante en producir cambios en la superficie terrestre. Sólo en áreas cubiertas por grandes glaciares o en partes de algunos desiertos otros .agentes geológicos son más importantes que el agua. Incluso en la mayoría de los desiertos , los

EL AG UA E N L A T I ERRA

Tabla 12.1

El agua en la Tierra Ubicación

Volumen (km 3 )

Océanos 1.327.500.000 Casquetes polares y g laciares 29.315.000 8.442.580 Aguas subterráneas Lagos salinos o de agua dulce y mares de interior 230.325 Atmósfera al nivel del mar 12.982 Cauces de corrientes 1.255

Porcentaje del total 97,20 2,15 0,625 0,017 0,001 0,0001

efectos de las corrientes de agua son evidentes, aunque los cauces están secos la mayor parte del tiempo Gran parte de nuestra exposición sobre las corrientes de agua es descriptiva, pero debemos recordar que los arroyos y ríos son sistemas dinámicos que deben responder continuamente a los cambios. Por ejemplo, lapavimentación en las zonas urbanas aumenta la escorrentía superficial hacia las vías fluviales, y otras actividades humanas, como la construcción de presas y la formación de pantanos, también alteran la dinámica de los sistemas de arroyos y ríos. Los cambios naturales afectan también a las partes interactivas complejas. de los sistemas de arroyos y ríos.

El ciclo hidrológico La conexión entre precipitaciones y nubes es obvia, pero ¿de dónde procede la humedad para la lluvia y la nieve? En la sección anterior, vimos que un 97 ,2 % del agua de la Tierra se encuentra en los océanos, por lo que uno podría sospechar inmediatamente que los océanos son el origen fundamental de las precipitaciones. En realidad, el agua se recicla continuamente desde los océanos, a través de la atmósfera, a los continentes y de vuelta a los océanos. Este ciclo hidrológico, como lo llamamos, está potenciado por la radiación solar y es posible porque el agua cambia fácilmente de líquido a gas (vapor de agua) bajo condiciones superficiales. Alrededor de un 85% de todo el agua que entra en la atmósfera viene del agua de los océanos, lo que corresponde a una capa de 1 m de grosor que se evapora de los océanos cada año. El 15% restante procede del agua de los continentes , pero este agua vino también originalmente de los océanos. Venga de donde venga, el vapor de agua sube a la at" mósfera, donde tienen lugar los complejos procesos de condensación y formación de las nubes. La mayor parte

327

de las precipitaciones del mundo, alrededor de un 80%, caen directamente de nuevo en los océanos , en cuyo caso el ciclo hidrológico es un proceso de tres pasos, evaporación, condensación y precipitación. Para el 20% de las precipitaciones que caen sobre la tierra, el ciclo hidrológico es más complejo, implica evaporación, condensación, movimiento del vapor de agua de los océanos a la tierra, precipitación y escorrentía. Aunque parte de las precipitaciones se evaporan mientras caen y vuelven a entrar en el ciclo, alrededor de 36.000 km 3 de la precipitación que cae sobre la tierra regresa a los océanos por escorrentía, el flujo superficial en arroyos y ríos. Sin embargo, no toda fo precipitación regresa directa~ente a los oc.éanos. Parte se almacena temporalmente en lagos y pantanos, campos de nieve y glaciares, 9 se infiltra por debajo de la superficie do~de entra en el sistema de aguas subterráneas. El agua podría permanecer en algunas de estas reservas durante miles de años , p ero al final, los glaciares se funden, los lagos y las aguas subterráneas se vierten en los ríos y los arroyos_, y este agua regresa a los océanos. Incluso el agua utilizada por las plantas se evapora, un proceso conocido como transpiración, y regresa a la atmósfera. En resumen , toda el agua derivada de los océanos al final regresa a ellos, pudiendo así comenzar de nuevo el ciclo hidrológico (• Figura 12.1).

Flujo de fluidos Los sólidos son sustancias rígidas que mantienen sus formas a m enos que una fuerza los deforme, pero los fluidos , es decir, líquidos y gases, no tienen resistencia, por lo que fluyen en respuesta a cualquier fuerza , no importa lo leve que sea . El agua líquida, que es de lo que estamos hablando aquí, fluye pendiente abajo en respuesta a la gravedad; su flujo puede ser lam inar o turbulento. En el flujo laminar, las líneas de flujo van en paralelo con poca o ninguna mezcla entre capas adyacentes (• Figura 12.2a). Todo flujo .va en una sola dirección y permanece igual a lo largo del tiempo. En el flujo turbulento, las líneas de flujo se entrecruzan, provocando una mezcla compleja dentro del fluido en m ovimiento (Figura 12.2b) Si pudiéramos seguir el rastro de una molécula de agua en un flujo turbulento, veríamos que puede moverse en cualquier dirección en un momento determinado, aunque su movimiento global es en la dirección del flujo. La esCGrrentía durante un temporal de lluvias depende de la capacidad de infiltración, la velocidad máxima a ·la que los materiales superficiales pueden absorber agua. Varios factores controlan la cap acidad de infiltración, incluida la intensidad y la duración de las lluvias. Si la lluvia se absorbe tan rápido como cae, no

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CA PIT U LO 12

CORR I ENTES D E AGUA

Condensación Condensación

y precipitación

Aire húmedo hacia el continente

o

Evaporación en el descenso Hacia el océano

Precipitación sobre el océano Evaporación del océano

• Figura 12.1 Durante el ciclo hidrológico, el agua de los océanos se evapora y asciende en forma de vapo r de ag ua para formar las nubes, que liberan su precipitación sobre los océanps o sobre la t ierra . Gran parte de las p recipitaciones q ue caen sobre la tierra regresa a los océanos mediante escorrent ías superficiales, completando así el ciclo.

Superficie del agua

(a)

se produce ninguna escorrentía superficial. Por ejemplo, el suelo seco poco compactado absorbe el agu a más rápido que el suelo húmedo compactado, por lo que debe caer m ás lluvia sobre el suelo seco su elto para que empiece la escorrentía. Sin tener en cuenta la condición inicial de los m ateriales superficiales, una vez que se saturan, el agu a en exceso se acumula en la superficie y, si está en una pendiente, se mueve colin a a bajo.

Superficie del agua

(b)

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• Figura 12.2 ·- - - - - ·- (a) En el flujo laminar, las líneas de flujo son paralelas y se produce poca o ninguna mezcl a ent re las capas adyacentes del fl uido. (b) En el f.lujo turb ulento, las .líneas de flujo est án entrelazadas de forma compleja, lo que indica una mezcla entre capas. La mayor parte del f luj o de las corrientes es turbulento.

CORRIENTES DE AGUA

CORRIENTES DE AGUA a hemos mencionado que el agua en movimiento es el agente geológico más importante en la modificación de la superficie terrestre. Las únicas excepciones son las zonas cubiertas por extensos glaciares y partes de algunos desiertos; por lo demás, los efectos de las corrientes de agua son omnipresentes.

Escorrentía en lámina y canalizada Incluso en las pendientes escarpadas, el flujo es inicialmente lento y, por tanto, provoca poca o ninguna erosión. Sin embargo, a medida que el agua va descendiendo, se acelera, y puede moverse por escorrentía en lámina, un flujo más o menos continuo de agua que se desplaza sobre la superficie. La escorrentía en lámina no está limitada a las depresiones, y es la responsable de la erosión laminar, un problema particular de algunas tierras de cultivo (véase el Capítulo 6) En la escorrentía canalizada, la escorrentía superficial está limitada a cauces, que varían en tamaño, desde acanaladuras diminutas con un hilo de agua, al río Amazonas, en Sudamérica, que mide 6.450 km de lonoitud "' ' y en algún sitio 2,4 km de ancho y 90 m de profundidad. Describimos la escorrentía canalizada con términos como acanaladura, arroyo y río, la mayoría de los cuales se diferencian en tamaño y volumen. Aquí utilizamos los términos de arroyo y río de un modo más o menos intercambiable, aunque el último normalmente se refiere a un cuerpo más grande de agua corriente, siendo fre cuente el empleo del término corrientes fluviales. Los arroyos y ríos reciben agua de distintas fuentes, incluida la escorrentía en láminas y la lluvia que cae directamente en sus cauces. ~in embargo, mucho más importante es el agua proporcionada por la humedad del suelo y las aguas subterráneas, que fluye pendiente abajo y desemboca en las vías fluviales. En las zonas en las que el agua subterránea es abundante, los arroyos y ríos mantienen un flujo bastante estable durante todo el año, porque su abastecimiento de agua es continuo. Por el contrario, la cantidad de agua de los arroyos y ríos de las regiones áridas y semiáridas fluctúa mucho, porque dependen más de las esporádicas lluvias y de la escorrentía superficial.

329

una distancia horizontal de 500 km. Calculamos su gradiente dividiendo la caída vertical por la distancia horizontal, que en este ejemplo es 1.000 m/500 km = 2 m/km (• Figura 12.3). De media, este río desciende verticalmente 2 m por cada kilómetro que discurre. En el ejemplo anterior, calculamos el gradiente medio de un río hipotético, pero los gradientes varían no sólo entre cauces, sino incluso a lo largo del curso de un mismo cauce. Los ríos y arroyos son más pronunciados en sus partes superiores (cerca de sus cabeceras), donde pueden tener gradientes de varias decenas de metros por kilómetro, pero tienen gradientes de sólo unos pocos centímetros por kilómetro allí donde desembocan ál mar. La velocidad de las corrientes de agua es una medida de la distancia corriente abájo que recorre el agua en un tiempo determinado. Normalmente se expresa en metros por segundo (mis) y varía de un lado a otro de un cauce, así como a lo largo de su longitud. El agua se mueve más lentamente y con mayor· turbulencia cerca del lecho y de las orillas de un cauce, porque la fricción es mayor que a cierta distancia de estos límites (• Figura 12.4a). La forma y lo agreste que sea un cauce también influye en la velocidad del flujo. Los cauces anchos y poco profundos y los cauces estrechos y profundos tienen proporcionalmente más agua en contacto con sus perímetros que los cauces con secciones transversales semicirculares (Figura 12.4b). Por tanto, si otras variables son iouales el "' ) agua fluye más rápidamente en un cauce semicircular,

-~--.'-.,,\--Gradiente

5 m/km

---+--+-Gradiente 1,67 m/km Gradiente 2 m/km

----1- - - - 1 - - - - ' 7 - - - - Gradiente

1 m/km

Gradiente, velocidad y caudal El agua de cualquier cauce fluye colina abajo por una inclinación conocida como su gradiente. Supongamos que un río tiene su cabecera (fuente) a 1.000 m por encima del nivel del mar y fluye a lo largo de 500 km hasta el mar, de modo que cae verticalmente 1.000 m sobre

• Figura 12.3

---- --------- - - -

El gradiente medio de este arroyo es de 2 m/km, pero podemos calcular el gradiente de cualquier segmento de una corriente, como mostramos en este ejemplo. Observemos que el gradiente es más pronunciado en la zona de cabecera y disminuye corriente abajo.

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CAPITULO 12

CORRI E N T ES DE AG UA

• Figura 12.4 La velocidad de flujo en los ríos y arroyos varía como resultado de la fricción con sus oril las y sus lechos. (a) La velocidad máxima se da cerca del centro y de la parte superior de un cauce re cto, donde la fricción es menor. Las flechas son proporcionales a la velocidad. (b) Estos tres cauces de form as diferentes t ienen la misma sup.e rficie de sección transversal. El cauce semicircular tiene menos agua en co ntacto con su perímetro y, por tanto, menos resisten cia por fricción al fluj o.

(a)

Canal ancho, somefo

Área transversal . Perímetro en contacto con el agua

. . 10 m 2 12 m

Canal profundo, estrecho

Canal semicircular

10 m2

10

12m

7,9

m2

m

(b)

p.orque hay menos resistencia por. fricción t Como sería de .esperar, los cauces desiguale;j ·co1no p.or ejemplo los gue están-ll~nos de rocas, ofre~en m_ás resistencia por fricción al flujo que los cauces con un lecho y unas orillas . coru"puesta:s de arena o barro. .. . ·Intuitivamente; podríamos sospechar que el gradiente ,es el control de velocidad más importante; cuanto más pronunciado sea el gradiente, mayor será· la velocidad .. En realidad, la velocidad media de un cauce aumenta corrier¡.te abajo aunque su gradiente disminuya. Recordemos que ~stamos hablando de velocidad me4ia en· un segmento largo de un cauce, no ·de velocidad en un punto determinado. Este incremento de velocidad CO" rriente abajo se debe a tres factores. En primer lugar, la velocidad aumenta, aun con la disminución del gradiente, en respuesta a la aceleración de . la gra.v edad. En segundo lugar, la cuencas altas de las corrientes tienden a

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.ser amplias, poco profundas y llenas de rocas, por lo que la resistencia por fricción al flujo es alta, mientras que los segmentos corriente abajo de los mismos cauces son más semicirculares y tienen orillas compuestas de materiales más finos. Y por último, el número de afluentes más pequeños que se unen a un cauce más grande aumenta corriente abajo. Por consiguiente, el volumen total de agua (caudal) aumenta·y el incremento del cai.ictal da lugar a una velocidad mayor. • En el párrafo anterior, .hemos mencionado el caudal , pero observemos que se refiere solamente al volumen de agua. Más específicamente, el caudal es el volumen de agua que pasa por un pu"nto en particular en un período de tiempo determinado. El caudal se calcula a partir de las dimensiones de un cauce lleno de agua, es decir, su área en sección transversal (A) y su velocidad de flujo (V). Por tanto, calculamos el caudal

¿ C ÓMO EROS I ONAN Y TR ANS PORTA N SEDIMENTOS LAS CORR IE NTES D E A GU A?

(Q) con la fórmula Q = VA y lo expresamos en metros cúbicos por segundo (m 3 /s). El río Mississippi tiene un caudal medio de 18.000 m 3/s, y el caudal medio del río Amazonas es de 200.000 m 3/s. En la mayoría de los ríos y arroyos, el caudal aumenta corriente abajo a medida que entra cada vez más agua en el cauce. Sin embargo, hay unas cuantas excepciones. Debido a los altos índices de evaporación y a la infiltración, el flujo de algunas vías fluviales de algunos desiertos disminuye corriente abajo hasta que el agua desaparece. E incluso en ríos y arroyos perennes, el caudal es evidentemente más alto durante las épocas de fuertes lluvias y está al mínimo durante la estación seca .

¿CÓMO EROSIONAN Y TRANSPORTAN SEDIMENTOS LAS CORRIENTES DE AGUA? o podemos subestimar el papel de las corrientes de agua en la erosión. El agua posee dos clases de energía: potencial y cinética. La energía potencial es la energía de posición, como la energía que posee el agua detrás de una presa o en una elevación. En las corrientes de agua, la energía potencial se convierte en energía cinética, la energía del movimiento. La mayor parte de esta energía cinética la consume la turbulencia de los fluidos, pero queda disponible una pequeña cantidad para la erosión y el transporte de sedimentos.

331

La erosión es la extracción de un área de origen de sustancias disueltas , así como partículas sueltas de suelo, minerales y rocas. Algunos de los materiales disueltos en el agua proceden de los lechos y orillas de los cauces, donde afloran rocas solubles, como la caliza, pero lamayor parte proceden del flujo laminar..y de aguas subterráneas. Las partículas sólidas de los perímetros de los cauces Q introducidos en ellos por los procésos gravitacionales se ponen en movimiento mediante la acción hidráulica, es decir, el impacto directo del agua en movimiento sobre materiales sueltos (• Figura 12. 5). Las corrientes de agua que transportan arena y grava también erosionan por abrasión, que es el impacto de partículas sólidas con superficies rocosas. Las corrientes de agua que transportan sedimentos pueden alisar los afloramientos de rocas por a_b rasión, o pueden formar pilancones (marmitas de gigante) cuando la grava atrapada en los remolinos erosiona los lechos de las corrientes, dando lugar a depresiones ovales o circulares (• Figura 12.6 ). Una vez erosionados los materiales , son transportados por el agua a alguna distancia de su origen y finalmente depositados. El transporte significa desplazar una carga disuelta, consistente en materiales puestos en disolución durante la m eteorización química, y una carga sólida, que varía desde partículas de tamaño arcilla a clastos grandes(• Figura 12.7). Esta carga sólida se divide en una carga en suspensión y en una carga de fondo. En la carga en suspensión, las partículas más pequeñas en transporte, como por ejemplo limo y arcilla, se mantien en en suspensión por encima del lecho del cauce mediante la turbulencia de fluidos (Figura 12. 7). La carga en suspensión de los ríos y arroyos es lo que le da al agua su aspecto turbio. Las corrientes de agua tam-

(a)

(b)

• Figura 12.S 1

(a) Esta corriente adquiere parte de su ca rga de sedimentos erosionando sus orillas. (b) Parte del sedimento del río Snake,' de ·ldaho, procede de estos cancha les que se acumu laron como resu ltado de los procesos gravitaciona les.

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332

CAP ITULO 1 2

CORR I ENTES DE AGUA

mente en suspensión cuando un remolino atraviese el lecho de un cauce y levante los granos en el agua. Estos granos se mueven h acia adelante con el agua, pero también se depositan y descansan sobre el fondo, donde pueden volver a moverse por el mismo proceso de botes y saltos intermitentes, un fenómeno conocido como saltación (Figura· 12. 7). Las partículas derpasiado grandes para ponerse en suspensión se mueven temporalmente rodando y deslizándose . .

(a)

DEPÓSITOS POR CORRIENTES DE AGUA

arte de los sedimentos que está depositando ahora en el Golfo de México el río Mississippi proceden de lugares tan distantes como Pensilvania, Minnesota y Alberta, en Canadá. Puede que el tran sporte sea largo; pero al final se produce el depósito. Algunos depósitos se acumulan a lo largo del camino en los cauces, en llanuras de inundación adyacentes, o donde los ríos y arroyos descargan desde las montañas en tierras bajas cercanas, o donde desembocan en lagos o mares. Los ríos y los arroyos erosionan, transportan y de(b) positan sedimentos continuamente, pero realizan la ma• Figura 12.6 yor parte de su trabajo geológico cuando se desbordan. (a) Estos pi lancones en el fondo del río Chippewa, en Ontario, En consecuencia, sus depósitos, colectivamente llamaCanadá, miden alrededor de 1 m de ancho. Dos pilancones en la dos aluviones, no representan las actividades del día a parte central superior se han unido para forma r un pilancón día de las corrientes de agua, sino más bien los episocompuesto más grande. (b) Estas piedras, que miden de 7 a 8 cm, dios de sedimentación periódicos a gran escala que tiede un pilancón son notablemeñte esféricas a causa de la abrasión. nen lugar durante las inundaciones. Recordemos del Capítulo 6 que los sedimentos se acumulan en ambienbién transportan una carga de fondo de partículas m ás tes sedimentarios, clasificados como continentales, trangrandes, especialmente arena y grava, que la turbulensicionales. y marinos. Los depósitos de ríos y arroyos se cia de los fluidos no puede mantener en suspen sión. Sin . . en cuentran principalmente en los dos primeros ambienembargo, parte de la arena podría ponerse temporaltes; sin embargo, gran parte del sedimento detrítico encontrado en los m árgenes continentales procede del continente y fue transportado a los océanos por las coSuperficie de la corriente· rrientes de agua . e ·§ QJ ºüi g, ~ Suspendida 1 1

ro fü-

o¡¡i

1 1 1

- - t----§i _g 1 Saltación

c ¿su 21 l.._

Q)

-- - -

Rodadura y deslizamiento Fondo de la corriente • Figura 12.7

Transporte de sedimentos por corrientes de agua . El perfil de velocidad de la derecha indica que el agua fluye más rápida cerca de la superficie y más lenta en el fondo.

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Los depósitos de los cauces anastomosados y meandriformes

La m ayoría de los ríos y arroyos tienen cauces caracterizados como anastomosados o meandriformes. Una corriente anastomosada tiene una red intrincada de cauces que se dividen y se vuelven a unir separados por barras de arena y grava (• Figura 12.8). Vistos desde arriba, los cauces parecen una trenza. Los cauces anastomosados se desarrollan cuando el aporte de sedimentos supera la ca-

DEPÓSITOS POR COR RIEN TES DE /\GUA

• Figura 12.8 Corrientes anastomosadas y sus depósitos. Una corriente anastomosada en Alaska. Los depósitos de esta corriente están compuestos principalmente de arena.

333

pacidad de transporte de la corriente de agua, _dando como resultado el depósito de barras de arena y ·grava. Duran te las épocas en las que el nivel del agua es alto, las barras están sumergidas,_pero cuando el agua está baja, quedan expuestas y dividen un cauce único en múltiples cau ces. Las corrientes anastomosadas tienen cauces amplios y poco profundos, y se caracterizan como corrientes de transporte de carga de fondo porque transportan y depositan principalmente arena y grava (Figura 12.8). Los cau ces an astomosados son comunes en las regiones áridas y semiáridas con escasa vegetación y materiales superficiales desprotegidos que se erosionan . fácilmente . Al fundirse los glaciares, se liberan tantos ·~~~ dimentos que los ríos y arroyos que proceden de ellos son también, normalmente, anastomosados (véase el Capítulo 14). Las corrientes meandriformes tienen un único··cauce sin_uoso con amplias curvas conocidas como meandros (• Figura 12.9). Los cauces de las corrientes meandriformes son semicirculares e1; corte transversal a lo largo de ~u~ncas rectas, pero marcadamente asimétricos en los meand~os , donde varían de bastan te someros a profun~ dos de un lado a otro del meandro. El lado m ás profundo del cauce es donde se· origina el _es_ci::irpe de r~troceso, por-

Áreas de máxima velocidad

Corriente yazoo

Retroceso de escarpe

Diques naturales

Ci énaga Depósitos aluviales

• Figura 12.9 Esquema de un río meandriforme.

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334

CAPITULO 12

CORRIENTES DE AGUA

que una m ayor velocidad y la turbulencia de fluidos lo erosionan. Por el contrario, la velocidad del flujo es mínima en la orilla opuesta, que se inclina ligeramente hacia el cauce. Como resultado de esta distribución desigual de la velocidad del flujo en los meandros; el escarpe de retroceso se erosiona mientras se deposita una barra de meandro en la orilla interior ligeramente inclinada. La mayoría de las barras de meandro están compuestas de arena con estratificación cruzada, pero algunas están form adas de grava(• Figura 12.10). Norm almente, los meandros se h acen tan sinuosos que la delgada porción de tierra que hay entre los meandros adyacentes queda cortada durante una inundación. Muchos de los fondos de los valles con cauces meandriformes están marcados por lagos de media luna en forma creciente, que son , sencillamente, meandros estrangulados -(• Figuras 12.9y12.ll). Los lagos de media luna pueden persistir durante algún tiempo, pero al final se llenah de ·materia: orgánica y sedimentos de grano fino transportados por las inundacion~s.

Sedimentación de la barra de meandro Erosión del escarpe de retroceso

Oué haría Dado lo que conocemos sobre la dinámica de las corrientes de agua en los cauces, es sorprendente que aún se construyan casas en los escarpes de retroceso de los ríos meandriformes. No hay duda de que los propietarios creen que estas ubicaciones proporcionan unas buenas vistas porque se encuentran por encima del cauce adyacente. Explique por qué construiría o no una casa en una ubicación así. ¿Qué recomendaciones haría a una comisión de urbanismo sobre el uso de la tierra en zonas como las descritas aquí? ¿Apoyaría alguna regulación de zonificación o código de construcción específicos?

Depósitos de llanura de inundación Los ríos y arroyos reciben periódicamente más agua de la que pueden albergar sus cauces, por lo que se desbordan y se extienden por las llanuras de inundación relativamente llanas y bajas adyacentes (Figura 12 .9) . Los sedimentos de las llanuras de inundación podrían ser arena y grava que se acumuló cuando las corrientes meandriformes depositaron un a sucesión de b arras de meandro que migraron lateralmente(• Figura 12.12a).

• Figura 12.10 ---~·

(a) En un cauce meandriforme, la velocidad del flujo es mayor cerca de la orilla exterior. La línea de puntos sigue el cam ino de la ve locidad máxima y las flechas sólidas son proporcionaÍ es a la velocidad. Como la velocidad varía de un lado a otro del cauée, la-oril la exterior o escarpe de ret roceso se·erosiona ; pero se deposita u.na barra .de meandro _en la ori ll a opuesta del cauce. (b) _Dos pequeñas barras de meandro de arena en una corriente meandriforme. Observemos cómo se inclinan hacia la parte más profúnda del cauce. Observemos también el esca rpe de retroceso.

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(b)

DE PÓ S I TOS POR CORRIE N TES DE AGU A

335

Depós_itos de .. limo y arcilla

(a)

(b)

(e)

(e)

• Figura 12.11

• Figura activa 12.12

Cu atro etapas en el origen de un lag o de media luna. En (a) y (b) el cuello de l meandro se estrecha y en (c) aísla parte del cauce origina l para formar un lag o de media luna (d). (e) Este lago de media luna, en Wyoming, se formó re cientemente.

Sin embargo, es más normal que sedimentos de grano fino, principalmente fango, sean dominantes en las llanuras de inundación. Durante una inundación, una corriente sobrepasa sus orillas y el agua se vierte sobre la llanura de inundación, pero cuando lo hace, su velocidad y profundidad disminuyen rápidamente. Como resultado, se depositan crestas de aluvión arenoso, conocidas como diques naturales, a lo largo de los márgenes del cauce, y el fango se desplaza más allá de los diques naturales hacia la llanura de inundación, donde deja de estar en suspensión y se deposita (Figura l 2. l 2b-d).

Los deltas Cuando un río o arroyo desemboca en una masa de agua permanente, como un lago o el océano ,' su velocidad de flujo disminuye rápidamente y cualquier sedimento que transporte se deposita. Bajo ciertas circunstancias, este depósito crea un delta, un depósito aluvial que hace que la línea de costa se levante hacia el lago o mar, un proceso llamado progradación. Los deltas progradarites más sencillos tienen una secuencia vertical característica de capas de base superpuestas sucesivamente por capas fron-

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CAPITULO 12

CO RRI EN T ES DE AGUA

tales y capas de techo(• Figura 12.13). Esta secuencia vertical se desarrolla cuando un río o arroyo desemboca . en otro cuerpo de agua donde los sedimentos m ás finos (limo y arcilla) son trasladados a alguna distancia dentro del lago o mar; allí se depositan formando capas de base. Más cerca de la costa, las capas frontales se depositan como capas ligerame nte inclinadas, y las capas de techo, compuestas de los sedimentos más gruesos, se depositan en una red de canales distribuidores que atraviesa la parte superior del delta (Figura 12 .13 ). Muchos deltas pequeños en lagos tienen la secuencia de tres unidades descrita anteriormente, p ero los deltas depositados a lo largo de las costas marinas s_on mucho m ás grandes, m ás complejos y considerablemente más importantes como áreas potenciales de recursos

naturales. En realidad, dependiendo de la relativa importancia de los procesos de las m areas, las olas y la acción fluvial, los geólogos identifican tres tipos principales de deltas marinos(• Figura 12.14). Los deltas dominados p oi: las corrientes fluviales tienen largos cuerpos de arena en forma de dedo, cada uno de ellos depositado en un canal distribuidor que prograda hacia el mar. El delta del Mississippi es un buen ejemplo. Por el contrario, el delta del N ilo, en Egipto, es dominado por el oleaje. Tam bién tiene canales distribuidores, pero el margen del delta que da al mar está formado por islas m odificadas por las olas y todo el m argen del delta prograda. Los deltas dominados por las mareas son continu a mente modificados en cuerpos de arena mareales que son paralelos a la dirección del flujo de la m area.

(a)

(e)

(b) Dique natural

(d)

• Figura 12.12 (a) Los depósitos de las llanuras de inundación se forman por la acreción lateral de barras de meandro. (b-d) Tres et apas del origen de depósitos de llanura de inundación por acr.eción-vertical ..

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( S E P UE D E N P íl E D EC I R Y C O N TílO L AR L AS I NUNDA C IONES?

337

Lago

• Fig ura 12.13 Estructura interna del t ipo más sencil lo de delta prograd ant e.

Abanicos aluviales Los depósitos aluviales lobulados, conocidos com o aban icos aluviales, se fo rman m ej or en terren os baj os con áreas abrup tas adyacentes en regiones áridas y semiáridas, donde h ay poca vegetación p ara estabilizar los m ateriales superficiales (• Figura 12. 15). Durante los temp orales de lluvias p eriódicas, los materiales superficiales se saturan rápidamente y la escorrentía superficial se e ncauza en un cañón de montañ a que conduce a las tierras bajas adyacentes. En el cañón de m on taña, la escorren tía está confinada , p or lo q u e no puede extenderse lateralmente, pero cua ndo desemboca en las tierras bajas , se extien de rápidamente, su velocidad disminuye y tien e lugar el depósito. Episodios repetidos de sedimentación dan como resultado la ac umulación de u n cu erp o aluvionar en forma de abanico. El dep ósi to realizado p or corrientes de agu a de la m a n era que acaba m os de desc ribir es responsable de m uc hos abanic os aluviales . En este caso, están compu estos principalmente de aren a y grava, que contienen

Oué haría La mayor parte de los ingresos provenientes de los recursos minerales de muchos estados proceden de la arena y la grava, gran p arte de las cuales se utiliza en la construcción. Se entera de un depósito de arena y grava que puede adquirir como una pequeña inversión . ¿Cómo influiría en su decisión la proximidad del depósito a posibles mercados? Suponiendo que el depósito procediera de una corriente fluvial , ¿sería importante saber si tuvo lugar en cauces anastomosados o meandriformes? ¿Cómo podría diferenciar uno de otro?

diversas estructuras sedimentarias. Sin embargo, en algunos casos, el agu a q ue flu ye por un cañón recoge tanto sedimento qu e se convierte en un fl ujo de derrubios viscoso. En con secuen cia, algunos abanicos aluviales están fo rmados principalmente por depósitos de fluj os de derrubios que presentan poca o ninguna estructuración en capas . Por supuest o, el tipo dominante de depósito p uede cambiar a lo largo del tiempo, por lo que un abanico en p articular podría tener ambos tipos de depósito.

¿SE PUEDEN PREDECIR Y CONTROLAR LAS INUNDACIONES? u ando un río o arroyo recibe m ás agu a de la que su ca u ce pu ede manejar, se d esb orda, ocupando parte o toda su llanura de inun dación . En realidad, las inundaciones son tan com un es que a m enos q ue provoqu en daños materiales de con sideració n o víctimas m ortales, r ara vez m erecen m ás qu e anuncio de pasada en las n oticias. E n 1993, se produjo una inundación catastrófic a en los Estados Unidos (véase «La inun dación del 93 » e n las p áginas 340 y 341 ), p ero desde entonces, h a h abido varias inundaciones graves en otras zonas de N orteam érica y en otros lugares. Una de las m ás desas tro sas ocurrió en diciemb re de 199 9, cuando las inundaciones y los deslizamientos de lodo mataron a decen as de miles de personas en Venezu ela (véase el Capítulo 1 1). · La gen te lleva miles de añ os intentando controlar las inundaciones. Prácticas comunes son las de construir presas, que forman pantanos, y diques a lo largo de las riberas de las corrientes (• Figura l 2. l 6a, b). Los diques elevan las riberas de una corriente, res tringien do así el flujo du-

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CAPITULO IZ

C OR R I ENTES DE AGU A

Mar Mediterráneo

EG IPTO

Golfo de México

D D D D

Tierras altas Llanura del delta Pantanos y salinas Islas barrera Distribuidores abandonados· (b)

(a)

INDIA

• Figura 12.14 (a) El delta del río M ississippi, en la costa del Golfo de Esta dos Unidos, está dominado por la corriente fluvia l·. (b) El delta del Nilo, en Egipto, está dominado por las olas.· (c) El delt a del Ganges-Brahmaputra, de Bang ladesh, está dominado por las mareas.

rante 1as inundaciones. Por desgracia, el depósito dentro del ca~c::e ele.v a el lecho de la corriente, ·haciendo que los diques seán inútiles a merios .que también se eleven. Los diques a lo largo de las riberas del Huang He, en China, hicieron que el lecho de la corriente se elevara más de 20 m por encima de la llanura de inundación que lo rodea en 4.000 años. Cuando el Huang He rompió sus diques en 1887, murieron más de un millón de personas. Sacramento, en California, situada en la confluencia de dos ríos, se encu entra entre las ciudades m ás propensas a inundaciones de Estados Unidos . Algun_os de los· diques que protegen la ciudad tienen 150 años de

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Bahía de Bengala

(e)

antigüedad y están en malas condiciones; el coste de reparación asciende a 250.000 dólares cada 100 m. Las presas y los diques son insuficientes para controlar grandes inundaciones, por lo que en muchas zonas se utilizan también canales de inundación. Un canal de inundación es un canal construido para desviar parte del exceso de agua de una corriente de zonas pobladas o áreas de importancia económica. La reforestación de la tierra también reduce la posibilidad de inundaciones, porque el suelo con vegetación ayuda a prevenir la escorrentía al absorber m ás agua. Cuando los proyectos de control de inundaciones ~stán bien planificados y construidos, son

¿SE PUED EN PR E D EC IR Y C O N TROL A R L A S INU N DAC IONES?

H

339

Cámaras mortuorias flotantes ¿

a pensado alg una vez en cómo afectan las cond iciones geológicas a dónde y cómo se constru yen los cementerios? ¿Sabía que los cement erios los d iseñan los arquitectos y que deben tener en cuenta la geología de una zona a la hora de elegir un sitio? Tomemos por ejemplo el cementerio de Leesville, Louisiana, donde las cámaras mortuorias de p ied ra desca nsan sob re un terreno donde el nivel freático está inusualmente elevado en la zona. Muchas de las cámaras mortuorias se encuentran ahora casi a flote, ya que la tierra se hunde, lo que da como resultado un a elevación simu ltánea del nivel del mar y, por supuesto, el nivel freático también se eleva. El problema del hundimiento y de la elevación de l nivel freático no está lim itado a Leesville, sino que afecta a gran parte del sur de Louisiana, especialmente la parte sur de l delta del río M ississippi (• Figura 1). Los proyect os de co ntro l de inund aciones del río Mississippi evitan que la mayor parte de los sedimentos alcancen el margen de l delta que da al mar, lo que contribuye a la pé rdida de tierra debido a la erosión por el oleaje. Aún más importante es la propens ión natural de los depósitos de Íos deltas, especialmente el fango, a compactarse bajo su prop io peso y a hundirse. Como resultado, muchas áreas

funcionales. De lo que m ucha gente no se da cuenta es que estos proyectos están diseñados para contener inundaciones de un tamaño determinado; si 'se produjeran inundaciones más grandes, los ríos se desbordarían por las llan uras de inundación de cualquier modo. Además, las

del delta, incluida Nueva Orleans, se encuentran ahora por debajo de l nivel de l mar y deben protegerse med iante sistemas de diques. Cada año se pierden unos 65 km 2 de la costa de Louisiana con estos procesos e, irón icament e, los esfue rzos humanos para evitar las in undaciones sólo empeoran la situ ación. ¿Y qué decir del ca lentamiento g lobal, que provoca la expansión térmica de las aguas supe rfici ales de l océano y el deshie lo de los glaciares? Definitivamente, esto contribui rá a los problemas de la región, ya qu e el nivel del mar se eleva y gran parte del delta sigue hundiéndose. ¿Oué cree que le depara el futu ro al cementerio de Leesville, Louisiana?

• Figura 1 El de lta d el río Mississippi desde el espacio.

presas a veces se derrumban, y los pantanos se llenan de sedimentos -. a· menos que se draguen. En resumen, los proyectos de control de inundaciones no s¿n sólo caros inicialmente, sino que requieren 'un costoso manteníiniento constante.

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Aunque todos los años tienen lugar inundaciones que causan daños, lesiones . y víctimas mortales, la última gran inundación en Norteamérica ocurrió en junio y julio de 1993. La ahora llamada inundación del 93 fue la responsable de 50 muertes y 70. 000 personas quedaron sin hogar. En varios estados se produjeron graves daños materiales, pero afectó particularmente a Missouri e lowa (véase el gráfico). El comportamiento anormal de la corriente de chorro (Jet Stream) y Ja convergencia de masas de aire sobre el medio oeste fueron las responsables de las numerosas Aire frio Zona de convergencia Área de corrientes tormentas eléctricas y seco recu rrente de tormentas de inundación ~·-que causaron la inundación. Patrón climático dominante en junio y julio de "1993. La corriente de chorro permaneció sobre el medio oeste Glurante el verano en vez de moverse hacia· el . norte, hacia Canadá, como hace no.rmalmente. Las to~mentas eléctricas se desarrnllaron en la zona dé . convergencia donde el aire tibió, el húmedo y fresco, y el seco coincidieron.

~\ TX \ ¡: Aire húmedo \(Ji

y templado

Imágenes de satélite de los ríos Mississippi, Missouri e lllinois, cerca de la «unión de los tres ríos», durante la sequía de 1988 (izquierda) , y durante la inundación Gle 1993 (inferior). La «X» señala el sitio de Portage des Sioux, Missouri (véase la imagen siguiente).

·...;;::

-

Portage des Sioux, St. Charles County, Missouri, el 16 de julio de 1993. El lecho del río Mississippi está a la derecha, al fondo.

Las aguas de la inundación en Portage des Sioux cubrieron 5,5 m del pedestal de esta estatua en la o rilla del río Mississippi.

Dique con una brecha en el río Mississippi, cerca de Davenport, lowa. Éste es uno de los 800 diques que fallaron o que se desbordaron durante la ínundación .

.- .-

176.833.000$

Dakota del Norte Daños ocasionados por la inundación del 93. Recopilado por el Cuerpo de Ingenieros del Ejército de los EE.UU.; las cifras se han redondeado al millar más cercano.

Wisconsin Total (todos los estados)

..

166.502.000$

409 020.000$

752.355.000$

57.827.000

1.030.030.000

334.835.000

1.422.692.000

35.829.000

855.849.000

176.162.000

1.067 .840.000

16.940.000

694.041.000

286.540.000

405,175000

540.666.000

1.255.191.000

18.584.000

120.521.000

67 .899.000

10.138.000

35.039.000

25.806.000

21.919.000

27 6.218.000

195.408.000

17.747.000

133.835.000

135.917.000

760992.QOO

3.852.701.000

2.886.778.000

34 2

CAPITULO

CORRIENTES DE AG U A

I2

• Figura 12.15 (a) Los abanicos aluviales se forman allí donde las corrientes desembocan desde los cañones de montaña en las t ierras baj as adyacentes. (b) Aba nicos aluvia les junto a la co rdillera de Panamint, en el margen del Valle de la M uerte, en Ca liforn ia.

.......

.....

'Losca:nales están secos la:máyor·parte

....

.....

Abanicos aluviales

Abanico · ... aluvial

...

@ei tiempo

....

(a)

(b)

w

~ ~ "'5 w

~ (a)

(b)

• Figur~:2_6___________ -------- - - - - - - - - - - - - - - -------- ___________________________ _ Contro l de inundaciones. (a) La presa de 235 m de alt ura de Oroville, en el río Feather, California, es la más alta de Estados Unidos. Ayuda a controlar las inundaciones, proporciona agua para la irrigación y es un área recreativa popular. (b) Este d ique, un muro de conte nción artificial a lo largo de una vía fl uvial, ayuda éJ proteger las áreas colindant es de las inundaciones.

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CUENCA S D E DR ENAJ E Y REDES DE DRE NAJ E

CUENCAS DE DRENAJE Y REDES DE DRENAJE iles de vías fluviales , que son parte de sistemas de drenaje más grandes, desembocan directa o indirectamente en los océanos. Las únicas excepciones son algunos ríos y arroyos que desembocan en cuencas del desierto rodeadas de áreas más altas. Pero incluso éstos forman parte de sistemas m ás grandes que consisten en .un cauce principal con todos sus afluentes, es decir, corrientes que aportan agua a otras corrientes. El río Mississippi y sus afluentes, como por ejemplo los ríos Ohio, Missouri, Arkansas y Rojo, y otros

343

miles de afluentes pequeños, o cualquier otro sistema de drenaje, llevan la escorrentía desde una zona llamada cuenca de drenaje. Un área topográficamente elevada, llamada divisoria, separa una cuenca de drenaje de las de al lado (• Figura q.17). Por ejemplo, la divisoria contin ental a lo largo de la cima de las Montañas Rocosas de Norteamérica sépara el drenaje en direcciones opuestas; el drenaje hacia el oeste vá :al Pacífico, mientras .que el drenaje al este alcanza el Golfo de México. Las diversas disposicion es de los cauces de una zona se clasifican como tipos de redes de drenaje. El drenaj e dendrítico, que consiste e n una red de cauces parecida a las ramas de un árbol, es el más común (• Figura 12. l Sa). Se desarrolla en superficies ligeramente inclinadas compuestas de materiales que responden m ás

WISCONSIN LAGO MICHIGAN

MICH IGAN

-----------------1...- --- - INDIANA

ILLINOIS

OH IO

• Figura 12.17 La cuenca de drenaje del río Wabash, uno de los afluentes d el río Ohio. Todos los afluentes de la cuenca de drenaj e, como por ej emplo el río Vermillion, tienen sus propias cuencas de drenaje más pequeñas. Las divisorias se muestran con líneas rojas.

KENTUCKY

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344

CA PITULO 12

CORRIENTES DE AGUA

Crestas de roca resistente

(e)

(b)

(a)

• Figura 12.18 Ejemplos de redes de d renaje: (a) drenaje dendrítico, (b) drenaje recta ngular, (e) drenaje en enrejado, (d) drenaj e radial y (e) drenaje desordenado.

(d)

o menos homogéneamente a 1a erosión, como por ejemplo, las zonas que tienen por debajo rocas sedimentarias casi horizontales. En el drenaje dendrítico , los afluentes se unen a cauces m ás grandes en varios ángulos, pero el drenaje rectangular se caracteriza por curvas en ángulo recto y los afluentes se unen a los cauces más grandes en ángulo recto (Figura 12.18b). Dicha regularidad en los cauces la controlan las estructuras geológicas, particularmente los sistemas regionales de diaclasas, que se cruzan en ángulo recto. El drenaje enrejado consiste en una red de corrientes principales casi paralelas a la que se unen los afluentes en ángulo recto; es común en algunas partes del este de Estados Unidos. En Virginia y en Pensilvania, la erosión de rocas sedimentarias plegadas desarrolló un paisaje de crestas sobre rocas resistentes y valles encima de rocas fácilmente erosionadas. Las principales vías fluviales siguen los valles y los afluentes cortos que fluyen desde las crestas cercanas se unen a los cauces principales en ángulos casi rectos (Figura l 2 . l 8c). En el drenaje radial, las corrientes fluyen hacia el exterior en todas direcciones desde un punto central elevado, como por ejemplo, un volcán grande (Figura l 2. l 8d). Muchos de los volcanes de la cordillera de las Cascadas del oeste de Norteamérica tien en redes de drenaje radial. En todos los tipos de drenaje que hemos mencionado hasta ahora es fácilmente reconocible algún tipo de

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(e)

red. Por el contrario, el drenaje desordenado se caracteriza por su irregularidad , con corrientes entrando y saliendo de lagos y pantanos, corrientes con sólo unos pocos aflu en tes cortos y vastas áreas pantanosas entre los cauces (Figura l 2. l 8e). Este tipo de drenaje se desarrolló recientemente y aún no ha formado un sistema de drenaje completamente organizado. En partes de Minnesota, Wisconsin y Michigan, donde los glaciares borraron el drenaje anterior, sólo h an pasado 10.000 años desde que se fundieron los glaciares. Como resultado, los sistemas de drenaje aún no se han desarrollado por completo y grandes áreas p ermanecen sin drenar.

La importancia del nivel de base ¿A qué profundidad puede erosionar un río o arroyo? El Gran C añón de Arizona tiene más de 1 ,6 km de profundidad, p ero el fondo del ·cañón aún está muy por encima d el nivel del mar. Obviame n te, los cauces deben m a nte ner algo de gradiente, por lo que están limitados por el nivel de base, el límite más bajo al que puede erosionar el agua en movimie nto. El nivel del mar se llama nivel de base fina l y, teórica mente, un cauce podría erosionar a suficiente profundidad como para que su gradiente se elevara ligeramente tierra adentro desde el mar (• Figura 12. 19). E l nivel de base fin al se aplica a un sistema de arroyos o ríos entero, pero los cau ces también pueden tener niveles de base locales o teniporales. Por

C U ENCA S D E DR ENAJE Y R ED ES DE D RE NA J E

345

Nivel de base local

Nivel de base local Roca resistente a la erosión

Nivel de base final

• Figura 12.19

~

(a) El nivel del mar es el nivel de base fi na l, pero una capa de roca resisterite _ que origina un a catarata form a un nivel de base local. (b) Nivel de base local do nde un a co rriente fluvia l dese mboca en un lago.

(b)

(a)

ejemplo, un nivel d e base local puede ser un lago u otra corriente, o donde un arroyo o río cruza por rocas particularmente resistentes y se desarrolla una cascada (Figura 12. l 9 y la foto de inicio del capítulo). El nivel de base final es el nivel del mar, pero supongamos que el nivel del mar descendiera o se elevara con respecto a la tierra, o supongamos que la tierra se elevara o se hundiera. E n estos casos, el nivel d e base cambiaría y produciría cambios en los sistemas de los ríos y arroyos . Por ejemplo, durante la era del Pleistoceno (Edad de Hielo), el nivel del mar estaba unos 130 m más bajo que ahora, y las c orrientes se adaptaron erosionando valle s m á s profundos (tenían gradientes m ás pronunciados ) y extendiéndose hacia las plataformas continentales. La elevación del nivel del m ar a finales de la E dad d e Hielo hizo que se eleva!'"ª el nivel de base, descendieran los gradientes de las corrientes y se d epositaran sedimentos en los cauces. Los cambios naturales , como la fluctuación en el nivel del mar durante el Pleistoceno, alteran la dinámica d e los ríos y arroyos, pero también lo hace la interven ción del hombre. Los geólogos e ingenieros sabep bien qu e la construcción de una presa para hacer un pantano crea un nivel de base local (• Figura l 2.20a). Al entrar en un pantano, una corriente se ralentiza y deposita sedimentos, por lo que , a menos que se draguen, .los pantanos al final se llenan de sedimentos. Además , el agua descargada en una presa está en buena parte libre de se-

dimentos, pero aún posee energía para llevar una carga de sedimentos. Por consiguiente, .no ,es inusual que las corrientes c ausen una gran erosión corriente abaj o de una presa para adquirir una carga de sedimentos. El drenaj e de un lago puede p arec,er un cambio pequeño que m erezca la pena el tiempo y el gasto emplea-

Nivel de base local Nivel de base fi nal Perfil de la corriei;;ite antes de la construcción de la presa (a)

Nivel de base fi nal

Nivel de Perfil de la corriente antes base local de que se drena ra el lago___..,,----'--,--

------------- -- ----------r-Perfil de la corriente después de drenar el lago (b)

• Figura 12.20

(a) La constru cción de una presa para fo rmar un pantano crea un nivel de base loca l. Una corriente fl uvial deposita gran pa rte de su ca rga de sedimentos do nde desemboca en un pantano. (b) Una co rriente fluvia l se adapta a un nivel de base más bajo cuando se dre na un lago.

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-------

CAPITULO 12

CORR IE NTES DE AGUA

do para poner al descubierto tierra seca para la agricultura y el desarrollo comercial. Pero al drenar un lago se elimina el nivel de base local; y una corriente que originalmente desembocara en el lago respondería erosionando rápidamente un valle más profundo mientras se adapta a un nuevo nivel de base (Figura 12.20b).

Perfil de la corriente

(a)

Erosión Erosión

¿Qué es una corriente en equilibrio? El peifil longitudinal de cualquier vía fluvial muestra las elevaciones de un cauce en toda su longitud como si se viera en un corte transversal(• Figura 12.21). En algunos ríos y arroyos, el perfil longitudinal es liso, pero otros muestran irregularidades, como lagos y cataratas, que son niveles de base locales. Con el tiempo, estas irregularidades tienden a eliminarse, porque se produce sedimentación allí donde el gradiente es insuficiente para mantener el transporte de sedimentos y la erosión disminuye el gradiente donde es pronunciado. Por tanto, con tiempo suficiente, los ríos y arroyos desarrollan un perfil longitudinal de equilibrio cóncavo y sin obstáculos. Una corriente en equilibrio es aquella que tiene un perfil longitudinal en el que existe un delicado balance entre gradiente, caudal, velocidad de flujo , forma del cauce y carga de sedimentos, de manera que dentro de su cauce no tiene lugar ninguna erosión ni sedimentación significativa. Dicho balance delicado rara vez se obtiene, por lo que el concepto de corriente en equilibrio es un ideal. Sin embargo, muchas corrientes se aproximan a la condición de equilibrio, aunque sólo temporalmente y no necesariamente a lo largo de toda su longitud. Aunque el concepto de corriente en equilibrio sea un ideal, podemos anticipar su respuesta a los cambios que alteran su equilibrio. Por ejemplo, un cambio en el nivel de base haría que una corriente se adaptara, como hemos visto anteriormente. El aumento de lluvias en la cuenca de drenaje de una corriente daría como resultado un mayor caudal y una mayor velocidad de flujo. En resumen, la corriente poseería más energía, que debe disiparse en el sistema de la corriente mediante, por ejemplo, un cambio de cauce semicircular a uno ancho y poco profundo, que disiparía más energía por fricción . Por el contrario, la corriente puede responder erosionando un valle más profundo y reduciendo su gradiente hasta que vuelva a estar en equilibrio. La vegetación impide la erosión estabilizando el suelo y otros materiales superficiales sueltos. Por lo que un descenso en la vegetación de una cuenca de drenaj e podría llevar a índices de erosión más elevados, haciendo que se arrastraran más sedimentos a una corriente de los ·que puede transportar.' Por consiguiente, la corriente puede re,s ponder realizando depósitos dentro de su cauce, lo que aumenta su gradiente hasta que sea lo

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~

~l/ ~-\

Depósito

Depósito (b)

• Figura 12.21 (a) Una corriente no en equilibrio tiene irregularidades en su perfil longitudina l. (b) La erosión y la sedimentación a lo largo del curso de una corriente e lim ina las irregularidades y hace que se desarrolle el perfi l cóncavo y liso típico de una corriente en equilibrio.

suficientemente pronunciado como para transportar la mayor carga de sedimentos.

¿CÓMO SE FORMAN Y EVOLUCIONAN LOS VALLES? as tierras bajas, conocidas como valles, están limitadas por tierras más altas , y la mayoría de ellas tienen un río o arroyo que las recorre en toda su longitud, con afluentes que drenan las áreas altas cercanas. Los valles son accidentes geográficos comunes y, con pocas excepciones, se form an y evolucionan en respuesta a la erosión realizada por las corrientes de agua, aunque también contribuyen otros procesos, especialmente los gravitacíonales. Las formas y tamaños de los valles varían desde barrancos pequeños de laderas pronunciadas a aquellos que son anchos con paredes ligeramente inclinadas. Los valles profundos de gran tamaño y paredes pronunciadas se llaman cañones, y los que son particularmente estrechos y profundos son desfiladeros. Un valle podría comenzar a erosionarse donde la escorrentía tiene suficiente energía para soltar materiales superficiales y excavar una acanaladura pequeña. Una vez formada , una acanaladura recoge más escorrentía y se hace más profunda y ancha, y sigue haciéndolo hasta que se desarrolla un valle hecho y derecho. Los procesos relacionados con las corrientes de agua que contribuyen a la formación de un valle incluyen profundización, erosión lateral, erosión remontante y arrastre en lámina.

(C Ó:\10 S E FO R M A N Y E V OLUCIO NAN LOS VAL L ES ?

También son importantes un cierto número de procesos gravitacionales. La profundización tiene lugar cuando un río o arroyo tiene más energía de la que necesita para transportar sedimentos, por lo que parte de ese exceso de energía se utiliza para profundizar su valle. Si la profundización fuera el único proceso que se produjera, los valles serían estrechos y de lados pronunciados. En la mayoría de los casos, las paredes del valle son socavadas por la acción de la corriente, un proceso llamado ensanchamiento o erosión lateral, creando vertientes ines tables que pueden modificarse por uno o más procesos gravitacionales. Además, la erosión por arrastre en lámina y la erosión de los afluentes lleva materiales de las paredes del valle a la corriente principal. Los valles no sólo se hacen más profundos y anchos , sino que también se hacen más largos mediante la erosión remontante, un fe nómeno que implica la erosión debida a la entrada de escorrentía en el extremo superior de un valle(• Figura 12.22). La erosión remontante continuada normalmente da como resultado una captura fluvial, la ruptura de una divisoria de drenaje y la desviación de parte del drenaje de otra corriente (Figura 12.22). Una vez que se produce la captura fluvial, ambos sistemas de drenaje deben adaptarse a estas nuevas condiciones; ahora, un sistema tiene un caudal mayor y la posibilidad de causar más erosión y transportar m ás sedimentos, mientras que el otro tien e m enos capacidad para realizar estas tareas. Según un concepto conocido, la erosión de una zona levantada por encima del nivel del mar da lugar a una serie distintiva de paisajes. Cuando comienza la ero-

(a)

• Figura 12.22

347

sión, las corrientes erosionan en sentido descendente; sus valles son profundos, es trec hos y en forma de V y sus perfiles tienen un cierto núm ero de irregularidades (• Figura 12.2 3a). C uando las corrientes dejan de erosionar hacia abajo, empiezan a erosionar lateralmente, estableciendo así un patrón meandriforme y una llanura de inundación amplia (Figura 12.23b). F inalmente, con la continua erosión, se desarrolla una vasta llanura casi sin características (Figura 12.23c) . M uchas corrientes presentan las características típicas de estas etapas. Por ejemplo, el río Colorado fluye a través del Gran Cañón y sus características se parecen mucho a las de la etapa inicial mostrada en la Figura 12.23a . Las corrientes de muchas zonas se parecen a la segunda etapa de desarrollo y, desde luego, el bajo Mississippi es muy parecido a la última etapa. Sin embargo , la idea de un desarrollo secuencial de paisajes erosionados por las corrientes se h a abandonado, porque no h ay razón para pensar que las corrientes ·.s iguen necesariamente esta progresión idealizada. En realidad, una corriente en una superficie ligeram ente inclinada cerca del nivel del m ar podría desarrollar características de la última etapa en una fase temprana de su historia. Aqemás, siempre que el índice de elevación supere el índice de profundización , una corriente seguirá erosionando hacia abajo y estará encajada en un cañón estrech o .

Terrazas fluviales Junto a muchos cauces hay restos erosionales de llanuras de inundación que se formaron cuando las corrientes

(b)

- - - ---------·

Dos etapas en la evoluci ón de un val le. (a) La corriente ensancha su vall e mediante erosión lateral y procesos gravitacionales, mientras que lo alarg a simultán eamente mediante erosión remontante. (b) Mientras la corriente más g ran de ~ontinúa la e;osión remontante, se produce la captura fluvial cuando recoge parte· del drenaje de uria corriente .más pequeña. Observemos ta mbién que· el valle más g ran de es más anch o en (b) de lo que era en (a).

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CAPITUL O 12

CORR I ENTES DE AGUA

(a)

(b)

• Figura 12.23 Etapas idea li zadas en el desarrollo de una corr iente y las formas asociadas. De acuerdo con esta id ea, una zona e levada comienza a erosionarse como en (a), y con el tiempo evo lu ciona a un paisaj e como el que aparece en (b) y fi na lmente en (c).

(e)

Ll anura de inundación

• Figura 12.24

(a)

Origen de las terrazas fluvial es. (a) Una corriente tiene una llanura d e inundación ampli a. (b) La corriente comienza a erosionar hacia abajo y estab lece una nueva ll anura de inundación en un nivel má s bajo. Los restos de la ant igua ll an ura de inundación más alta son las terrazas fluvia les. (c) Se forma otro nivel de terrazas fluviales cua ndo la corriente vuelve a erosionar hacia abajo. (d) Te rrazas fl uvia les a lo largo del río Madison, en M ontana.

Terrazas fluviales

(b)

(e)

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~

(d)

¿C ÓMO S E FORM J\N Y E V OLUCIO NAN LO S VA LLE S?

fluían a un nivel más alto . Estas terrazas fluviales están formadas por una superficie superior bastante llana y una pendiente pronunciada que desciende hasta el nivel de la llanura de inundación actual más baja (• Figura 12.24). En algunos casos, una corriente tiene varias superficies en forma de escalones por encima de su llanura de inundación actual, lo que indica que se formaron terrazas fluviales en varias ocasiones. Aunque todas las terrazas fluviales son resultado de la erosión, son precedidas por un episodio de formación de llanura de inundación y de depósito de sedimentos. La posterior erosión hace que la corriente profundic e hasta que vuelve a estar en equilibrio (Figura 12.24). Entonces, comienza a erosionar lateralmente y establece una nueva llanura de inundación en un nivel más bajo. Varios de estos episodios explican los múltiples niveles de terrazas que hay junto a algunos cauces. La erosión renovada y la formación de terrazas fluviales se atribuyen, normalmente, a un cambio en el nivel de base. La elevación de la tierra sobre la que fluye una corriente o el descenso del nivel del mar da lugar a un gradiente más pronunciado y un aumento de la velocidad de flujo, iniciándose así un episodio de profundización. Cuando la corriente alcanza un nivel en el cual vuelve a estar en equilibrio, la profundización ces a . Aunque no hay duda de que los cambios en el nivel de base son los responsables de muchas terrazas fluviales , una escorrentía mayor en la cuenca de drenaje de una corriente puede dar lugar también a la formación de terrazas .

Meandros encajados Algunas corrientes están restringidas a cañones meandriformes y profundos cortados en la roca firme, donde generan unas formas llamadas meandros encajados. Por ejemplo, el río Colorado, en Utah, ocupa un cañón meandriforme de más de 600 m de profundidad (• Figura 12.25). Normalmente, las corrientes limitadas por paredes de roca no pueden erosionar lateralmente; por tanto, carecen de una llanura de inundación y ocupan todo el ancho del fondo del cañón. N o es difícil comprender cómo puede una corriente profundizar en la roca, pero cómo forma un patrón meandriforme en la roca firme es otra cuestión. Como la erosión lateral queda inhibida una vez que comienza la profundización, debemos deducir que el curso meandriforme se estableció cuando la corriente fluía a través de un área cubierta por aluvión. Por ejemplo, supongamos que una corriente cercana al nivel de base ha establecido un patrón meandriforme . Si la tierra sobre la que fluye la corriente se eleva, entonces comie nza la erosión y los meandros se hacen encajados eri la roca firme subyacente.

349

• Figura 12.25 El río Colorado, en el Parque Estata l Dead Horse, está encajado a una profundidad de 600 m.

Corrientes sobreimpuestas Las corrientes fluyen pendiente abajo en respuesta a la gravedad, por lo que su curso está determinado por la topografía preexistente . Aún así, algunas corrientes parecen, a primera vista, haber desafiado a este control fundamental. Por ejemplo, los ríos Delaware, Potomac y Susquehanna, al este de Estados Unidos, tienen valles que se abren camino directamente entre crestas que se encuentran a su paso. El río Madison, en lVlontana, serpentea hacia el norte a través de un amplio valle y después entra en un cañón estrecho cortado en la roca firme que lleva al siguiente valle, donde el río termina su serpenteo. Estos son ejemplos de corrientes sobreimpuestas. Para comprender la sobreimposición, uno debe conocer la historia geológica de estas corrientes. En el caso del río Madison, los valles que ahora ocupa estuvieron llenos una vez de rocas sedimentarias, por fo que el río fluyó sobre una superficie a un nivel más alto(• Figura 12.26) . Cuando el río erosionó hacia abajo , fu e sobreimpuesto directamente sobre un bloque de roca m ás resistente, y en lugar de cambiar su curso, cortó un cañón estrecho de paredes empinadas llamado desfiladero. La sobreimposición también es la responsable del hecho de que los ríos Delaware, Potomac y Susquehanna fluyan a través de cañones. Durante la Era Mesozoica, la región de los Apalaches fue erosionada hasta formar una llanura cubierta de sedimentos a través de la cual fluían numerosas corrientes , generalmente hacia el este. Durante la Era Cenozoica, comenzó la elevación regional , y como resultado de esta elevación , las corrientes comenzaron a erosionar hacia abajo y fueron sobreimpuestas sobre estratos resistentes , formando así los cañones (Figura 12.26).

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CAPITULO 12

C ORRI ENTES DE AGUA

Desfilad ero

(a)

• Figura 12.2~

(b)

_____ _

El origen de una corriente sobreimpuesta~ (a) Una corriente empieza a cortar los estratos horizontales. (b) La erosión elimina una ca pa horizonta l, exponiendo la estructura subyacent e. La corriente fl uye a t ravés de capas resist entes que forman las crestas.

GEO

-"'

RECAPITULACION Resumen del .capítulo El agua se evapora continuamente en los océanos, asciende como vapor de agua, se condensa y cae en forma de precipitación; un 20% cae sobre tierra y, con el tiempo, regresa a los océanos, principalmente por escorrentía superficial. Las corrientes de agua se mueven por flujo laminar, en el que las líneas de flujo son paralelas, y por flujo turbulento, en el que las líneas de flujo se entrelazan de manera compleja. Casi todo el flujo de los cauces es turbulento. El movimiento del agua tiene lugar mediante escorrentía en lámina, una lámina de agua delgada, más o menos continua, y mediante escorrentía canalizada, confinada a cauces de ríos y arroyos. El descenso de cota en uria determinada distancia, o gradiente, de un cauce varía desde pronunciada en la cabecera a suave en la zona más baja . • La velocidad de flujo y el caudal están relacionados, de manera que si uno cambia, el otro también.

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La erosión producida por las corrientes de agua tiene lugar mediante acción hidráulica, abrasión y disolución de sustancias solubles. La carga de fondo de los cauces está formada por arena y grava, mientras que la carga en suspensión está compuesta por partículas de tamaño arcilla y limo. El agua también transporta una carga disuelta. Las corrientes fluviales anastomosadas tienen un complejo entramado de cauces que se dividen y se vu elven a unir, y sus depósitos son principalmente capas de arena y grava. • Un cauce único y sinuoso es típico de las corrientes meandriformes, que depositan principalmente fango con depósitos subordinados de barras de meandro de arena, o más inusualmente, grava. Las amplias llanuras de inundación planas adyacentes a los cauces son el emplazamiento de los lagos de media luna, que son , sencillamente, meandros abandon ados .

C UESTIO N ES DE REPASO

351

Un delta es un depósito aluvial en la desembocadura de un río. Algunos deltas cumplen la división en tres partes de capas de base, frontales y de techo, pero los grandes deltas marinos son mucho más complejos y se clasifican en dominados por las corrientes fl uviales, por el oleaje o por las mareas.

arroyos. Los niveles de base locales pueden ser lagos o los lugares donde las corrientes fluyen a través de rocas resistentes.

Los abanicos aluviales son depósitos lobulados de arena y grava sobre el terren o que se forman preferentemente en las region es semiáridas. Se forman principalmente por el depósito realizado por las corrientes de agua, pero los fl uj os de derrubios también son importantes .

Una combinación de procesos, incluidos la profundización, la erosión lateral, el arrastre en lámina, los procesos gravitacionales y la erosión remontante, son los responsables del origen y evolución de los valles fluviales .

Los ríos y los arroyos llevan escorrentía desde sus cuencas de drenaje, que están separadas unas de otras por divisorias.

Las terrazas fluviales y los meandros encajados se forman, normalmente, cuando un río o arroyo que anteriormente estaba en equilibrio empieza un nuevo episodio de profundización.

Las corrientes en equilibrio tienden a eliminar irregularidades en sus cauces, por lo que desarrollan un perfil de equilibrio liso y cóncavo.

El nivel del mar es el nivel de base final, el nivel más bajo al que pueden erosionar los ríos y los

Términos clave abanico aluvial (pág. 337) abrasión (pág. 331) acción hidráulica (pág. 331) aluvión (pág. 332) barra de meandro (pág. 334) capacidad de infiltración (pág. 327) carga de fondo (pág. 332) carga disuelta (pág. 3 31) carga en suspensión (pág. 3 31) caudal (pág. 330)

ciclo hidrológico (pág. 327) corriente anastomosada (pág. 332) corriente en equilibrio (pág. 346) corriente meandriforme (pág. 333) corriente sobreimpuesta (349) cuenca de drenaje (pág. 343) delta (pág. 335) dique natural (pág. 335) divisoria (pág. 343) escorrentía (pág. 327)

gradiente (pág. 329) lago de media luna (pág. 334) llanura de inundación (pág. 334) meandros encajados (pág. 349) nivel de base (pág. 344) red de drenaje (pág. 343) terraza fluvial (pág. 349) valle (pág. 346) velocidad (pág. 329)

Cuestiones de repaso l.

2.

El caudal de un río o arroyo es: a.___la cantidad de agua que pasa por un lugar específico durante un determinado período de tiempo; b .___lo rápido que se m ueve el agua por el exterior de un mean dro; c .___la distancia que recorre el agua desde su origen hasta el océan o; d. _ _la cantidad de agua perdida por evaporación e infiltración; e._ __ una medida de su carga total de arena, grava y materiales disueltos. Las corrientes de agua que transportan arena y grava erosionan de manera efectiva por:

a. _ _ disolución; b ._ _ captura; c. _ __abrasión; d. _ _ depósito; e. ___arrastre en lámina. 3.

Una corriente caracterizada com o anastomosada tiene: a. ___ un único cauce sinuoso; b. ____ un valle estrecho y profundo; c. ____ n umerosos depósitos de barra de meandro; d. _ _ un delta dominado por la acción del oleaje; · e. ___múltiples cauces interconectados.

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352

CAPITUL O 12

C ORRIENTES DE AG UA

4.

¿En cuál de las siguientes zon as sería probable que se desarrollara un drenaje radial?: a. ___ volcán compuesto; b. ___ abanico aluvial; c. _ __ barra de meandro; d ._ _ lago de media luna; e .___ terraza fluvial.

5.

La carga de fondo de una corriente está formada por: a. ___materiales' disueltos y materia orgánica; b. ___ arcilla, limo y escorrentía ; c. ___ abanicos. aluviales y deltas; d. _ __arena y grava; e. _ _ _ todos los materiales en disolución.

6.

El nivel más bajo al que pueden erosionar un río o arroyo se llama: a. ___ nivel de b ase ; b ._ _ captura libre; c. ___ drenaje dendrítico; d. _ _dique natural ; e ._ __gradiente.

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7.

La erosión por el impacto directo del agua es: a. _ _flujo de tierras de la barra de meandro; b. _ _ capacidad; c ._ __ acción hidráulica; d. ___ superposición; e. ___ trastorno aluvial.

8.

El área topográficamente alta situada entre cu encas de drenaje adyacentes es un(a): a. _ _ perfil de equilibrio; b. ___ divisoria; c. ___llanura de inundación ; d. _ _ delta; e .___caudal.

9.

Un resto de erosión de una llanura de inundación más elevado que la llanura de inundación actual de una corriente es un (a): a. ___depósito de acreción lateral; b .___ terraza; c. _ __ m eandro libre; d. ___ barra de meandro; e. ___ divisoria.

A C TI V ID A DES E N LA W ORL D WIDE W E B

10.

Un valle profundo y estrecho es un (a) : a. _ _ cañón; b .___barranco; c. _ _ desfiladero; d ._ _ aluvión; e. _ _ corriente gradada.

11.

¿Por qué es la Tierra el único planeta del sistema solar con agua líquida en abundancia?

12.

Calcule el caudal diario de un río de 148 m de ancho y 2,6 m de profundidad, con una velocidad de flujo de 0,3 mis.

13.

Describa cómo se forman una barra de meandro y un dique natural.

14.

¿Cómo es posible que una corriente m eandriforme erosione lateralmente y mantenga una amplitud de cauce más o menos constante? (un diagrama resultaría práctico).

15.

Un río situado a 2.000 m por encima del nivel del mar fluye durante 1.500 km hasta el océano. ¿Cuál es su gradiente? ¿Cree que el gradiente que ha calculado es válido para todos los segmentos de este río? Explíquelo.

353

16.

¿En qué se parecen y en qué se diferencian los abanicos aluviales y los deltas?

17 .

Explique cómo puede una corriente alargar su cauce en sus extremos superior e inferior.

18.

Alrededor de 10,7 5 km 3 de sedimentos se erosionan en los continentes anualmente, y el volumen de los continentes por encima del nivel del mar es de 93.000.000 km 3 . Por tanto, los continentes deberían erosionarse al nivel del mar en poco más de 8.600.000 años. N uestro índice de erosión y volumen. de los continentes son razonablemente precisos, pero hay un grave error en la suposición de que los continentes se nivelarán en tan poco tiempo. Explíquelo.

19.

Explique el concepto de corriente en equilibrio y describa las condiciones que podrían perturbar la condición de equilibrio.

20.

Cuanto más pronunciado sea el gradie-nte de un río o arroyo, mayor será la velocidad de flujo. ¿Es eso correcto? Explíquelo.

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Aguas subterráneas

CAPÍTULO 13

ESQUEMA,, D E L C A P ' 1 T U ·L O Introducción Las aguas subterráneas y el ciclo hidrológico ¿Cómo absorben el agua los materiales de la Tierra? ¿Qué es el nivel freático? ¿Cómo se mueven las aguas subterráneas? · ¿Qué son los manantiales, los pozos de agua y los sistemas artesianos? ¿Cómo erosionan y depositan material las aguas subterráneas? ¿Cómo afecta el hombre al sistema de aguas subterráneas? GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Plantas de tratamiento de aguas Actividad hidrotermal: ¿qué es y dónde se produce? Geo-Recapitulación

En Mammoth Cave, Kentucky, existe una gran variedad de depósitos de cuevas, como estalactitas, estalagmitas, columnas y cortinas. Fuente: David Mue·nch/Corbis

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'.

CAPITULO

13

AGUAS SUB T ERR ÁN E A S

lntroduccion n el interior de la región caliza del oeste de Kentucky se encuentra el sistema de cuevas más grande del mundo. En 1941 se apartaron aproximadamente 51.000 acres y se creó el Parque Nacional de Mammoth Cave. En 1981 se convirtió en Patrimonio Mundial. Desde el nivel del suelo, la topografía del área no es impresionante, con colinas ligeramente onduladas. Sin embargo, por debajo de la superficie hay más de 540 km de pasajes interconectados, cuyas espectaculares características geológicas han disfrutado tanto exploradores como turistas. Durante la guerra de 1812 se extrajeron de Mammoth Cave aproximadamente 180 toneladas métricas de salitre, utilizado en la fabricación de pólvora. Al final de la guerra, el mercado de salitre se derrumbó y Mammoth Cave se utilizó como atracción turística, eclipsando fácilmente a las otras cuevas de la zona. Durante los 150 años siguientes, el descubrimiento de nuevas galerías y cavernas ayudó a establecer Mammoth Cave como la principal cueva del mundo y el estándar con el que se miden todas las demás. La formación de las cuevas comenzó hace unos 3 millones de años, cuando las aguas subterráneas empezaron a disolver la caliza de Santa Genoveva, que se encuentra por debajo de la región, para producir una red compleja de cavidades, galerías y enormes cámaras que constituyen lo que es actualmente Mammoth Cave. El río Echo, un sistema de corrientes que al final se une al río Green en la superficie, atraviesa las diversas cavernas. Los coloridos depósitos de las cuevas son la principal razón por la que millones de turistas han visitado Mammoth Cave a lo largo de los años. Colgando del techo y eleván-

dose desde el suelo hay espectaculares estructuras en forma de carámbano, así como columnas y cortinas en una gran variedad de colores (véase la foto al inicio del capítulo). Además, intrincadas galerías conectan salas de distintos tamaños. La cueva es también el hogar de más de 200 especies de insectos y otros animales, incluidas unas 45 especies ciegas. Además de las hermosas cuevas, cavernas y depósitos producidos por el movimiento de las aguas subterráneas, éstas son también una fuente importante de agua dulce para la agricultura, la industria y el uso doméstico. Más del 65% del agua subterránea utilizada en Estados Unidos cada año se va en irrigación, en segundo lugar en uso industrial, seguido de las necesidades domésticas. Estas demandas han reducido severamente el suministro de agua subterránea en muchas zonas, causando problemas como el hundimiento del suelo (subsidencia) y la contaminación por agua salada. En otras zonas, la contaminación de los vertederos, los residuos tóxicos y la agricultura han puesto en peligro el suministro de agua subterránea. A medida que aumente la población mundial y el desarrollo ind ustrial, la demanda de agua, particularmente de agua subterránea, aumentará. No sólo es necesario localizar nuevas fuentes de agua subterránea, sino que, una vez encontradas, estas fuentes deben ser protegidas de la contaminación y administradas adecuadamente para asegurar que los usuarios no sacan más agua de la que puede reponerse. Por tanto, es importante que la gente se dé cuenta del recurso tan va lioso que es el agua subterránea, de manera que pueda asegurar a las futuras generaciones un suministro adecuado y limpio de esta fuente de agua.

LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS Y EL CICLO HIDROLÓGICO

aguas subterráneas pueden proceder también del agua que se infiltra desde las corrientes, lagos, pantanos, estanques artificiales y sistemas de tratamiento de las aguas. Sea cual sea su fuente, el agua subterránea que se mueve a través de diminutas aberturas entre el suelo y las partículas de sedimentos y los espacios de las rocas filtra muchas impurezas, como por ejemplo, microorganismos que provocan enfermedades y muchos contaminantes. Sin embargo, no todos los suelos y rocas son buenos filtros y, a veces, puede existir material no deseable que contamina el agua. El movimiento de las aguas subterráneas y su recuperación en los pozos depende de dos aspectos críticos de los materiales a través de los que se desplaza: porosidad y permeabilidad.

as aguas subterráneas, agua que llena los espacios abiertos d~ las rocas, sedimento y suelo por debajo de la superficie, son una reserva del Ciclo hidrológico, representando aproximadamente un 22% (8,4 millones de km 3 ) del suministro mundial de agua dulce (véase la Tabla 12.1 ). Igual que ocurre con el resto del agua del Liclo hidrológico, el verdadero origen del agua subterránea son los océanos, pero su fuente más inmediata es la precipitación que se infiltra en el terreno a través de los huecos del suelo, sedimentos y rocas. Las

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¿CÓMO A B SORBE N EL AG

¿CÓMO ABSORBEN EL AGUA LOS MATERIALES DE LA TIERRA? a porosidad y la permeabilidad son propiedades físicas importantes de los materiales de la Tierra y son, en gran parte, responsables de la cantidad, disponibilidad y movimiento de las aguas subterrán eas. El agua cala el terreno porque el suelo, los sedimentos y las rocas tiene n espacios abiertos o poros. La porosidad es el porcentaje de poros del volumen total de un material que es poroso. La porosidad consiste con frecuencia en los espacios entre las partículas del suelo, los sedimentos y las rocas sedimentarias, pero otros tipos de porosidad incluyen las grietas , fracturas, fallas y vesículas de las rocas volcánicas (• Figura 13. 1). La porosidad varía entre los diferentes tipos de roca y depende del tamaño, la forma y la disposición del material que compone la roca (Tabla 13. l ). La m ayoría de las rocas metamórficas e ígneas, así como muchas calizas y dolom ías, tienen una porosidad muy baja, porque están formadas por cristales bien entrelazados. Sín emEspacio entre poros

(a) Aberturas resultantes de la disolución

(c)

(b)

Fracturas

(d)

• Figura 13.1

La porosidad de una roca depende del tamaño, fo rma y disposición del material que compone la roca. (a) Una roca sedimentaria bien seleccionada tiene una porosidad alta, mientras que (b) una mal seleccionada tiene una porosidad más baja. (c) En las rocas solubles, como la caliza, la porosidad puede aumentar mediante la disolución, mientras que (d) las rocas metamórficas e ígneas cristalinas pueden hacerse porosas mediante fractura. Fuente: Modificado de U.S. News & World Report (8 de marzo de 1991): 72-73.

A LOS ~IATERIALES D E L A TIERRA?

357

Tabla 13.1

Valores de porosidad para diferentes materiales Porcentaje de porosidad

Material Sedimento no consolidado

Suelo Grava Arena Limo Arcilla

55 20-40 25-50 35-50 50-70

Rocas

Arenisca Lutita Con procesos de disolución e n ca liza y dolomía Basalto fracturado Granito fractu rado

5-30 . 0-10 10-30 5-40 10

Fuente: Instituto de Investigación Geológica de EE.UU., Conferencia sobre el suministro de agua 2220 (1983) y otras.

bargo, su porosidad puede aumentar si el agua subterránea las h a meteorizado o están fracturadas. Esto sucede particularmente e n dolomías y calizas m a sivas, cuyas fractu ras pueden agrandarse por la acción del agu a subterrán ea acidificada. Por el contrario, las rocas sedimentarias detríticas compuestas de granos bien seleccionados y redondeados pueden tener una porosidad alta, porque dos granos. sólo se tocan en un único punto, dejando esp acios abiertos relativamente grandes e ntre los gran os (Figura 13. l a). Sin embargo, las rocas sedimentarias m al seleccionadas tiene n, normalmente, una porosidad b aja, porque los granos m ás pequeños llenan los espacios entre los granos más grandes, reduciendo así la porosidad (Figura 13. l b). Además, la cantidad de cemento entre los granos puede disminuir la porosidad. La porosidad determina la cantidad de agua subterránea que pueden conten er los materiales de la Tierra, pero no garantiza que el agu a pu'eda extraerse fácilm ente. Por lo que además de ser porosos, los materiales de la Tierra deben tener la capacidad de transmitir fluidos, una propiedad conocida como permeabilidad. Así, tanto la porosidad como la p ermeabilidad juegan un p apeI importante en· el movimien to y recuperación del agua subterrán ea. La p erm eabilidad depende no sólo de la porosidad, sino también del tamaño de los poros o fracturas y su s interconexiones. Por ejemplo, los depósitos de limo

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CAPÍTULO 13

AGUA S SUB TER R ÁNEA S

o arcilla son normalmente más porosos que la arena o la grava, pero tienen una permeabilidad baja, porque los poros entre las partículas son muy pequeños y la atracción molecular entre las partículas y el agua es grande, evitando así el movimiento del agua. Por el contrario, los espacios porosos entre los granos de la arenisca y el conglomerado son mucho más grandes y la atracción molecular del agua es, por tanto, baja. Las rocas sedimentarias químicas y bioquímicas, como la caliza y la dolomía, y muchas rocas metamórficas e ígneas que estén altamente fracturadas pueden ser también muy permeables, siempre que las fracturas estén interconectadas . La diferencia en porosidad y permeabilidad de sustancias familiares queda bien demostrada si comparamos la arena con la arcilla. Si vertemos algo de agua sobre arena, rápidamente se hunde, mientras que el agua vertida sobre arcilla permanece en la superficie. Además, la arena mojada se seca rápidamente, pero una vez que la arcilla absorbe el agua, puede tardar días en secarse debido a su baja permeabilidad. Ni la arena ni la arcilla son buenas sustancias para cultivos o jardines, pero una mezcla de las dos , más algo de materia orgánica en forma de humus , forma un suelo excelente para la agricultura y la jardinería (véase el Capítulo 6) Una capa permeable que transporta agua subterránea es un acuífero, del latín aqua, «agua». Los acuíferos más efectivos son depósitos de arena y grava bien seleccionadas y redondeadas. Las calizas en las que las frac-

Agua en suspensión · Zona de aireación

turas y los planos el~ estratificación se han agrandado mediante disolución son también buenos acuíferos. Los esquistos y muchas rocas metamórficas e ígneas son malos acuíferos, porque normalmente son impermeables, a meno s que estén fracturadas . Estas rocas y cualquier otro material que evite el movimiento de las aguas subterráneas son acuicludos.

¿QUÉ ES EL NIVEL FREÁTICO? arte de la precipitación que cae sobre la tierra se evapora, y otra parte se incorpora a las corrientes y regresa a los océanos por escorrentía superficial; el resto se infiltra en el suelo. Cuando este agua desciende desde la superficie, una pequeña cantidad se adhiere al material que atraviesa y detiene su progreso descendente. Sin embargo, con la excepción de este agua retenida, el resto sigue infiltrándose hacia abajo y se acumula h asta que llena todos los espacios porosos disponibles. Por tanto, se distinguen dos zonas , según si sus espacios porosos contienen principalmente aire, la zona de aireación (o vadosa), o principalmente agua, la zona de saturación (o freática) subyacente. La superficie que separa estas dos zonas es la tabla de agua o nivel freático (• Figura 13.2).

Nivel freático Zona de saturación

• Figura 13.2 La zona de aireación contiene aire

Nivel

y agua en sus espacios abiertos,

Zona de saturación

mientras que todos los espacios abiertos de la zona de saturación están llenos de agua subterránea. El nivel freático es la superficie que separa las zonas de aireación y satu ración. Dentro del borde capilar, el agua se eleva por tensión supe rficia l desde la zona de saturación a la zona de aireación.

Agua subterránea ·

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¿QUÉ S O N LO S ~ I A

1

ANTIALES, L OS POZOS DE A G UA Y LOS SISTEMAS A RTESIANOS?

La base de la zona de saturación varía de un sitio a otro, pero normalmente se extiende hasta una profundidad donde haya una capa impermeable o a una profundidad donde la presión de confinamiento cierre todos los espacios abiertos. Extendiéndose irregularmente hacia arriba desde unos pocos centímetros hasta varios metros de la zona de saturación se encuentra la franja capilar. El agua se mueve hacia arriba en esta región debido a la tensión superficial, igual que el agua se mueve hacia arriba a través de una toalla de papel. En general, la configuración del nivel freático es una reproducción suavizada de la superficie terrestre suprayacente; es decir, se eleva por debajo de las colinas y tiene sus cotas más bajas por debajo de los valles. Varios factores contribuyen a la configuración superficial del nivel freático de una región, incluidas las diferencias regionales en cantidad de lluvias, permeabilidad y velocidad del movimiento de las aguas subterráneas. Durante períodos de lluvias abundantes, el agua subterránea tiende a elevarse por debajo de las colinas, porque no puede fluir lo suficientemente rápido hacia los valles adyacentes para mantener una superficie plana. Durante las sequías, el nivel freático desciende y tiende a aplanarse, ya que no se repone. En las regiones áridas y semiáridas, el nivel freático es normalmente bastante plano, sin importar la superficie suprayacente.

¿CÓMO SE MUEVEN LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS? a gravedad proporciona energía para el movimiento descendente de las aguas subterráneas. El agua que se introduce en el terreno

Acuicludo localizado

359

se mueve a través de la zona de aireación hasta la zona de saturación (• Figura 13 .3). Cuando el agua alcanza el nivel freático, continúa atravesando la zona de saturación desde áreas en las que la tabla de agua es alta hacia áreas en las que es más baja, como las corrientes, lagos o pantanos. Sólo una parte del agua sigue la ruta directa a lo largo de la inclinación del nivel freático . La mayor parte desciende por caminos curvos más largos y después entra en una corriente, lago o pantano desde abajo, porque se mueve desde áreas de presión alta hacia áreas de una presión m ás baja dentro de la zona saturada. La velocidad del agua subterránea varía mucho y depende de muchos factores. Las velocidades varían desde 250 mal día en algún material extremadamente permeable a menos de unos pocos centímetros al año en material casi impermeable. En la mayoría de los acuíferos ordinarios, la velocidad media del agua subterránea es de unos pocos centímetros al día.

¿QUÉ SON LOS MANANTIALES, LOS POZOS. DE AGUA Y LOS SISTEMAS ARTESIANOS? odemos pensar en el agua de la zona de saturación como en un depósito cuya superficie se eleva o desciende dependiendo de la recarga, en contraposición a las extracciones naturales y artificiales. La recarga, es decir, las· adiciones a la zona de saturación, provienen de las lluvias o del deshielo, o también

• Figura 13.3

Las agu as subterráneas descie nden a través de la zona de aireación hasta la zona de saturación. Después, pa rte se desplaza a lo largo de la pendiente del nivel freático y e l resto se mueve a través de la zona de satu ración desde áreas con presión alta hacia zonas de presión baja. Algo de agua podría acum ularse sobre un acuiclu do local, como po r ejemplo, una capa de lutitas, formando así un· nivel freático colgado.

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CA PITU LO

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A GU AS SU BTERR ÁN E AS

se puede agregar agua artificialmente en las plantas de tratamiento de aguas residuales o en los estanques de recarga construidos para este propósito. Pero si el agua subterránea se descarga naturalmente o se saca de los pozos sin una recarga sufiCiente, el nivel freático desciende, del mismo modo que una cuenta corriente disminuye si los reintegros superan a los ingresos. Las extracciones del sistema de agu as subtérráneas tienen lugar donde el agua flu ye lateralmente hacia corrie ntes, lagos o pantanos, donde se descarga en la superficie en forma de manantiales y donde se extrae del sistema por los pozos.

Manantiales Los lugares donde el agua subterrán ea fluye o surge fuera del terreno en forma de manantiales siempre han fascinado a la gente. El agua fluye h acia fuera sin ninguna razón apareo te y desde ninguna fuente fácilmente identificable. Por tanto , no es sorprendente que los manantiales se h ayan contemplado con superstición y que se hayan ven erado por sus supuestos valores medicinales y poderes curativos . Sin embargo, no h ay nada místico ni misterioso en los manantiales. Aunque los manantiales pueden producirse bajo una amplia variedad de condiciones geológicas, todos ellos se forman básicamente del mismo modo( • Figura 13.4). Cuando el agua infiltrada alcanza el nivel freático o una capa impermeable, fluye lateralmente, y si este flujo se cruza con la superficie topográfica, el agua se descarga en. forma de manantial. El área de Mammoth Cave, en Kent ucky, está situada sobre calizas fracturadas cuyas fracturas han sido agrandadas hasta formar cuevas por la actividad de disolución (véase la foto de inicio del capítulo) , En este ambiente geológico, los manantiales se producen donde las fracturas y las c uevas se cruzan con la superficie del terreno, permitiendo que el agua subterrá-

nea salga a la superficie_. La mayoría de los manantiales se en cu entran a lo largo de las paredes de los valles donde las corrientes han cortado los valles por debajo del nivel freá tico regional. Los manantiales también se pueden desarrollar en cualquier lugar donde un nivel freático colgado se cruza con la superficie (Figura 13 .3 ). Un nivel freático colgado puede producirse donde haya un acuicludo dentro de un ac uífero m ás grande , como por eje mplo , lentejones de lutitas dentro de una arenisca C u ando el agua migra a través de la zona de aireación , es detenida por el acuicludo local y se forma una zon a de saturación «colgada» localizada por encima del nivel freático principal. El agua que se mu eve lateralmente a lo largo de la tabla de agua colgada puede cortar la superficie dando lugar a un manantial.

Los pozos de agua Los pozos de agua son orificios realizados cavando o perforando en la zona de saturación. Una vez que se h a penetrado en la zona de saturación, el agua se infiltra al pozo, llen ándolo hasta la altura del nivel freático. Algunos pozos son de flujo libre (véase la siguiente sección) , pero ~en la gran mayoría hay que sacar el agua a la superficie mediante bombeo. En algunas partes del mundo, suben el agua a la superficie nada más que con un cubo y una cu erda, o con una b omba manual. En muchas partes de Estados Unidos y Canadá, se pueden ver molinos de viento de épocas pasadas que utilizaban la fuerza del viento para bombear el agua . La mayoría ya no se utilizan y h an sido reemplazados por bombas eléctricas más eficientes. Cuando se bombea el agu a sub terránea de un pozo, el nivel freático de la zona que lo rodea desciende, formando un cono de depresión( • Figu ra 13.5).

• Figura 13.4

Estratos de arenisca

Estratos de lutitas

permeables

impermeables

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Los manantia les se forma n en cu al quier lugar donde el agua subterrá nea corte la superficie del te rren o. N orm almente, los manantiales se fo rm an cuando el agua infi lt rada alcanza una capa impermeable y m igra lateralmente hasta que sa le a la superficie.

¿ Q UÉ SON LOS MANAN TI A LES , LOS PO Z O S DE AG U A Y L OS S I STEMAS A RTE S I ANOS ?

361

• Figura 13.5

Un cono de depresión se forma e n cualqui.e r lugar donde se saq ue agua de un pozo. Si el agua se extrae más rápido de lo que puede reponerse, el cono de depresi ón crecerá en profundida d y en circunferencia, bajando el nivel freático de la zona y hacie ndo q ue se seque n los pozos poco profundos de las ce rcanías.

Un cono de depresión se forma porque el índice de extracción de agua de un pozo supera el índice de entrada, descendiendo así el nivel freático alrededor del pozo. Normalmente, este descenso del nivel freático no supone ningún problema para el pozo doméstico m edio, siempre que esté perforado a suficien te profundidad en la zona de saturación. Sin embargo, la tremenda cantidad de agua u tilizada por la industria y para la irrigación, puede crear un gran cono de depresión que baje la tabla de agua lo suficiente como para hacer que los pozos poco profundos del área inmediata se sequen (Figura 13.5). Esta situación no es inusual y con frecuencia termina en demandas judiciales por parte de los propietarios de los pozos secos. Además, el descenso del nivel freático regional se está convirtiendo en un grave problema en algunas zonas, particularmente en el suroeste de Estados Unidos, donde el rápido crecimiento ha dado lugar a una enorme dem anda del sistema de aguas subterráneas. La extracción ilimitada de aguas subterráneas no puede continuar indefinidamente, y los costes elevados y el descen so en el suministro de agua subterránea pronto limitará el crecimiento de esta región.

Para que se desarrolle un sistema artesiano, deben presentarse tres condiciones geológicas (• Figura 13. 6): ( 1) El acuífero debe estar limitado por encinia y por debajo por acuicludos para evitar que el agua se escape; (2) la secu encia de rocas normalmente está inclinada y expu esta en la superficie, permitiendo que el acuífero se recargue; y (3) las precipitaciones en el área de recarga son suficientes como para m antener el acuífero lleno. · La elevación del nivel freático en el área de recar: ga y la distancia del pozo de dicha área determinan la altura a la cual se eleva el agua artesiana en u n pozo. La superficie definida por la tabla de agu a en el área de recarga, llamada superficie pieza-métrica, viene indicada por la línea de puntos inclinada de la Figura 13 .6 . Si no hubiera fricción en el acuífero , el agu a del pozo de un acuífero artesiano se elevaría exactamente al· nivel de la superficie piezométrica. Sin embargo, la fricción reduce ligeramente la presión del agu a del acuífero y, en consecuencia, el nivel al que se eleva el agua artesiana. Por esto es por lo que la superficie de presión se inclina. Un pozo artesiano fluirá libremen te por la superficie del suelo sólo si la boca del pozo está a una altura

Sistemas artesianos La palabra artesiano viene de la ciudad y provincia francesa de Arto is (llamada Artesium e n tiempos romanos), cerca de Calais, donde se perforó el primer pozo artesiano de E uropa en el año 1126 d. C ., y que aún sigue fluyendo hoy en día. El término sistema artesiano se puede aplicar a cualquier sistema en el que el agu a subterránea esté confinada y cree una presión hidrostática (de fluidos) elevada. En este sistema, el agu a puede elevarse por encima del nivel del acuífero si se perfora un pozo a través de la capa d e confin amiento , reduciendo así la presión y forzando al agu a hacia arriba .

Oué haría Su pozo se seca periódicamente y nunca produce la cantidad de agua que le gustaría o que necesita. ¿Es su pozo demasiado somero, está -perforado en materiales con una permea bilidad baja, o so n las bombas de irrigación cercanas las que están causando los problemas? ¿Qué puede hacer para solucionar este proble ma?

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CAPITULO 13

/\G U AS SUB TERR ÁNEAS

Área de recarga del acuífero

~

Superficie de presi ón

!

Acu icludos de lutita

• Figura 13.6

Acuífero de arenisca

• Figura activa 13.7

Un sistema artesiano debe tener un acuífero delimitado por encima y por debaj o por acuicludos, el acuífero debe aflorar a la superficie y las precipitaciones en el área de recarga deben ser suficient es para mantener el acuífero lleno. La elevación del nivel freático en el área de recarga , que viene ind icado por una línea de puntos inclin ada (la superfi cie piezométrica), define el nive l más alto al que p uede elevarse el agua del pozo. Si la altura de la boca de l pozo está por debajo de la superfi cie piezométrica, el pozo fluirá libremente porque el agua se elevará hacia la superfici e piezométrica, que está a una altura superior que la de la boca del pozo. Si la altura de una boca de pozo está a la misma altura o por encima de la superficie piezométrica, el pozo no fl uirá.

por debajo de la superfície piezométrica. E n esta situación, el agua sale del pozo porque se eleva hacia la superficie piezométrica, que se encuentra a mayor altura que la de la boca del pozo . En un pozo artesiano que no fluya~ la boca del pozo está por en cima de la superficie piezométrica, y el agua se elevará en el poz~ sólo hasta la altura de esta superficie de presión. . Además de los p ozos artesianos, existen muchos manantiales artesianos . Estos m anantiales se forman si una falla o frac tura corta el acuífero confinado, p ermitiendo que e l agua se eleve por e ncima del acuífero. Normalmente, los oasis de los desiertos son manantiales artesianos. C omo las condiciones geológicas necesarias para el agua artesiana se puede n producir de diversas maneras, los · sistemas artesianos son comunes en muchas áreas del mundo situadas encima de rocas sedimentarias. Uno de los sistemas artesianos más famosos de Estados Unidos se encue ntra por debajo de Dakota del Sur y se extiende hacia el sur hasta la p arte central de Texas. La mayor parte del agua artesiana de este sistema se utiliza en irrigación. El acuífero de este sistema artesiano, la Arenisca de Dakota, se recarga allí donde

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aflora a lo largo de los márgen es de las Black Hills, de Dakota del Sur. La p resió n hidro stática de este sistema era originalmente lo suficientemente alta como para producir pozos de flujo libre y hacer func ionar n orias. El ab undante uso del agua para la irrigación a lo largo de los años ha reducido la presión en muchos de los pozos, de m anera que ya no fluyen libremente y hay que bombear el agwa .

¿CÓMO EROSIONAN Y DEPOSITAN MATERIAL LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS? u a ndo el ag ua de la lluvia comienza a infiltrase en el suelo , empieza inmediatamente a reaccionar con los minerales con los que contacta y los m e teoriza químicamente. E n áreas situadas encima.de rocas solubles, el agua subterránea es el prin-

¿C ÓMO E RO S ION AN Y DEPOSITAN MATERIAL LAS AGUAS SUB TE RR ÁNEAS?

cipal agente de erosión y la responsable de la formación de los principales rasgos del paisaje. La caliza, una roca sedimentaria común compuesta principalmente por el mineral calcita (CaC0 3), se encuentra por debajo de extensas zonas de la superficie de la Tierra(• Figura 13 . 7). Aunque la caliza es prácticamente insoluble en agua pura, se disuelve fácilmente si existe una pequeña cantidad de ácido. El ácido carbónico (H 2 C0 3 ) es un ácido débil que se forma cuando el dióxido de carbono se combina ccin el agua (H 20 + C0 2 ----¿ H 2 C0 3) (véase el Capítulo 6). Como la atmósfera contiene una pequeña cantidad de dióxido de carbono (0, 03 %) y el dióxido de carbono también se produce en el suelo por la descomposición de materia orgánica, la mayor parte de las aguas subterráneas son ligeramente ácidas. Cuando el agua subterránea se filtra a través de las diversas cavidades de la caliza, el agua ligeramente ácida reacciona fácilmente cori la calcita para disolver la roca formando bicarbonato cálcico soluble, que se transporta en disolución (véase el Capítulo 6).

Las dolinas y la topografía cárstica En regiones situadas encim a de rocas solubles , la superficie del suelo puede estar marcada por numero sas depresiones que varían en forma y tamaño. Estas depresiones, llamadas dolina~, o simplemente sumideros,

363

m arcan las zonas con rocas so lubles subyacentes (• F igura 13.8). La mayoría de las dolinas se forman de una de estas dos maneras. La primera es cuando la roca soluble que hay debajo del suelo se disuelve por el efecto del agua infiltrada y las cavidades de la roca se agrandan y se llenan del suelo suprayacente. El agua subterránea continúa disolviendo la roca, y el suelo al final desaparece, dejando depresiones poco profundas con paredes ligeramente inclinadas. Cuando se unen dolinas adyacentes, forman una red. de depresiones cerradas , irregulares, más grandes , llamadas valles de disolución. Las dolinas también se forman cuando se derrumba el techo de una cueva, normalmente produciendo un cráter de paredes escarpadas. Las dolinas formadas de este modo son un grave peligro, particularmente en áreas pobladas. E n las regiones propensas a la formación ele dolinas , deben estudiarse la profundidad y la extensión de los sistemas de cuevas subyacentes antes de cualquier desarrollo urbanístico p ara asegu rarse de que las rocas subyacentes son lo suficientemente gruesas como para soportar las estructuras planificadas. La topografía cárstica, o sencillamente carst, se desarrolla principalmente por la erosión de las aguas subterráneas en muchas zonas situadas encima ele rocas solubles (• Figura 13.9). El nombre de carst se deriva

___,,.,_...

Región de Ozark -~-,.,,--.,.

20º

Sur de Indiana · y Kentucky



,'·.. '

20º

40º

O Principales áreas de caliza Principales áreas cársticas

Nueva Zelanda

• Figura 13.7 D istribución de las principales áreas cársticas y de cal iza del mundo.

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CA PITULO 13

/\GUAS SU BTE BB ÁN EA S

• Figura 13.8 Esta dolina se formó el 8 y 9 de mayo de 1981, en Winter Park, Florida. Se formó en ca liza previamente disuelta después de un descenso de la tabla de agua. La dolina, de 100 m de ancho y 35 m de profundidad, destruyó una casa, numerosos coches y una piscina municipa l.

de la región de m esetas de la zona fronteriza de Eslovenia, Croacia y el nordeste de Italia, donde este tipo de topografía está bien desarrollada. En Estados Unidos, las regiones de topografía cárstica incluyen grandes zonas del suroeste de Illinois, el sur de Indiana, Kentucky, Ten-

nessee, el n orte de M issouri, Alaba ma y el norte y centro de Florida (Figura 13. 7) . La topografía cárstica se caracteriza por presentar numerosas cuevas, m anantiales, dolinas, valles de disolución y corrientes que desap arecen (Figura 13.9 ) Las

Valles de disolución

Manantiales Corriente permanente

profundamente encajada

• Figura 13.9

Gruta o cueva

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A lgunas de las cara cterísticas de la topografía cárstica.

¿CÓMO E R OSIO NA N Y DEP OSITA N MAT E RI AL L AS AGUA S S U BTERRÁNEAS?

corrientes efímeras se llaman así porque normalmente fluyen sólo a lo largo de una distancia corta en la superficie y después desaparecen en una dolina. El agua continúa fluyendo bajo tierra a través de fracturas o cuevas h asta que vuelve a salir a la superficie por un manantial u otra corriente. La topografía cárstica varía desde los espectaculares paisajes de elevado relieve de China a los accidentes geográficos suavizados y llen os de aguj eros ele Kentucky (• Figura 13. 10). Sin embargo, algo común en toda topografía cárstica es la presencia de rocas fácilme nte solubles en capas gruesas e n la superficie o justo debajo del su elo, y ele suficiente agua para que se produzca el proceso ele disolución (véase «La zona de

365

Burren, en Irlanda» en las páginas 366 y 367): Por consiguiente, la topografía cárstica está normalmente limitada a climas húmedos y templados.

Las cuevas y los depósitos de las cuevas Las cuevas son, quizá, los ejemplos más espectaculares de los efectos combinados de la meteorización y la erosión del agua subterránea. Cuan do el agua subterránea se infiltra a través de rocas carbon áticas, disuelve y agranda fracturas y cavidades para formar un complejo sistema interconectado de aberturas, cuevas, c avernas y corrientes subterráneas. Una cueva se define normalmente como una cavidad bajo la superficie formada na-

(a)

• Figura 13.10 (a) El Stone Fo rest, a 12S km al sudeste de Kunming, China, es un paisaj e cá rstico de elevado relieve formado por la disolución de rocas ca rbonáticas. (b) Los valles de disolución, las dolinas y los lagos de do lina dominan la suavizada topografía cá rstica al este de Bowling Green, Kentucky.

(b)

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La región de Burren, en el noroeste del condado de Ciare, Irlanda, ocupa más de 100 mí/las cuadradas y es uno de los mejores ejemplos de topografía de carst de Europa. Aunque frecuentemente se hace referencia al paisaje de Burren como sí fuera lunar, porque parece estéril y sin vida, en realidad esconde mucha vida y tiene fama mundial por su variedad de vegetación. A decir verdad, debido a la capacidad de retener calor de las enormes calizas y de la tierra atrapada en las diaclasas verticales del suelo de piedra caliza desnudo, abunda Ballyvaughan una comunidad de plantas extremadamente diversa.

.

TIERRAS ALTAS DE BURREN • Carran

El paisaje actual se describe como el mejor carst de glaciación. Al igual que la mayor parte de · Irlanda, Burren fue cubierto por un mar templado y poco profundo hace aproximadamente 340 millones de años. 'En ese momento se . depositaron no menos de 780 m de calizas marinas estratificadas y de lutitas. A continuación estas calizas y lutitas se cubrieron con casi 330 m de areniscas, gravas y lutitas. Du.rante el Pleistoceno, los glaciares disgregaron la mayoría de las rocas detríticas, exponiendo, por lo tant9, las calizas subyacentes a la meteorización y a la erosión. Los agentes ·erosivos principales en Burren son el agua de la lluvia, que es ligeramente ácida, y la humedad ácida producida por la vegetación del lugar. Juntos han sido los responsables de causar la topografía cárstica característica que encontramos hoy.

muestran normalmente un aspe.eta en bloques .. La red de grietas verticales es el resultado de la-meteorización del. conjunto .de diaclasas producido en la caliza cuando se elevó la r:egión.

• Kilfenora

Mapa de Irlanda que muestra la región de Burren, en el condado de Ciare.

Los suelos de caliza desnudos con una pequeña tumba del período Neolítico (hace 6.000 años aproximadamente) al fondo.

\¡;

i

Un primer plano muestra el patrón de meteorización de un lapiaz característico, producido por la disolución de la caliza. Lapiaz es un término que se usa para describir las diferentes características de las microdisoluciones del sustrato de caliza.

A pesar de la falta de una cobertura importante de tierra, una profusión de plantas viven en la tierra atrapada en las grietas, diaclasas y cavidades de las capas de caliza en Burren.

Quizás el dolmen neolítico iriandés más famoso es el de Poulnabrone, que data de aproximadamente 5.800 años atrás. El nombre Poulnabrone significa literalmente «el agujero de las penas». La tapa del dolmen de Poulnabrone se apoya en dos pilares de 1,8 m de altura, para crear una cámara en un círculo de piedras amontonadas de 9 m de diámetro.

Pequeña tumba típica. Burren es famoso por sus monumentos, característicos de cada período desde el Neolítico hasta la actualidad . El legado de los primeros pobladores se concreta en las abundantes tumbas neolíticas, así como las estructuras de piedra y las paredes.

La excavación del dolmen de Poulnabrone reveló que la ·tumba contenía los restos de, . al menos, 22 personas, enterrados durante un período de seis siglos, además de un hacha de piedra pulida, dos discos de piedra, pedernal y puntas de flecha de sílex y rascadores, y más de 60 fragmentos de cerámica.

Reed Wicandet

Pared construida con la caliza de Burren. La caliza de Burren se ha usado durante siglos en la construcción de tumbas, fuertes, casas y paredes. Hoy se demanda para casas terminadas en piedra caliza, paredes y adornos de jardín.

CA PITULO 13

AGU A S SU BTE RR ÁNEA S

ruralmente, que está generalmente con ectada con la su p erficie y que es lo suficien tem en te grande como para que pueda entrar una p erson a . Un a caverna es una c u eva m uy grande o un sistema de c u evas intercon ectadas. Se con ocen m ás de 17.000 cu evas en Estados Unidos. La mayoría de ellas son p equeñ as, pero algunas son b astante grandes y espectaculares. Algunas de las m ás fam osas son Mammoth C ave, en Kentu cky (véase la Introducción ); Carlsbad C averns, N u evo México; Lewis y C lark Caverns, Mon tana; Wind Cave y Jewel Cave, Dakota d el S ur; Le hma n Cave, Nevada; y Meram ec Ca-

vern s, en Missouri, que fueron utilizadas com o escondite por Jesse James y su ban da. Estados Unidos tiene much as c uevas famosas, p ero también Can adá, in cluida la cu eva de 536 m de profun didad deArctomys Cave, en el Parque P rovincial del Monte Robson , en la Columbia Británica, la cueva m ás profun da con ocida de Norteam érica. Las cu evas y las cavern as se forman como resu ltado de la disolución de las rocas carbonáticas por el efecto del agua subterrán ea ligeramente ácida (• Figura 13.11 ). El agu a subterrán ea qu e se infiltra a través de la zona de

(a)

(b)

Estalactita tipo macarrón

Columna

Estalactita • Figura 13.11

(e)

La formación d e las cuevas. (a) Cuando el agua subterránea se infiltra a través de la zona de aireación y fl uye a través d e la zona .de saturación, disuelve las rocas carbonáticas y forma gradualment e un sistema d e galerías. (b) El agua subte rránea se m ueve a lo larg o de la superficie del nivel freático , form ando un sistema de galerías horizonta les a través del cual se t ransporta el p roducto de la roca d isuelta a las ag uas superficiales, agrandando así las galerías. (c) Cuando las corri entes superficiales erosionan vall es más p rofundos, el nivel freát ico desciende y las g ale rías aband onadas forman un sistem a interconectado de cuevas y cavernas.

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¿CÓMO AFE CTA EL HOMBRE A L SI ST E MA DE A GU AS SUBTERRANEA S?

aire ac10n disuelve lentamente la roca carbonática y agranda sus fracturas y planos de estratificación. Al alcanzar el nivel freático, el agua m igra hacia las corrientes superficiales de la región. A medida que el agua se mueve por la zona de saturación, continúa disolviendo la roca y forma gradualmente un sistema de galerías horizontales a través del cual se transporta el producto de la roca disuelta hasta las aguas de escorrentía. Cuando las corrientes superficiales erosionan valles más profundos, la tabla de agua desciende en respuesta a la menor elevación de las corrientes. El agua que fluyó a través del sistema de galerías horizontales se infiltra ahora al nivel freático inferior donde un nuevo sistema de galerías se empieza a formar. Los cauces abandonados forman un sistema interconectado de cuevas y cavernas. Con el tiempo, las cuevas se hacen inestables y se derrumban, llenando el suelo de derrubios caídos . Cuando la mayoría de la gente piensa en las cuevas, piensa en la aparentemente interminable variedad de depósitos coloridos y de extrañas formas que encontramos en ellas. Aunque existen muchos tipos diferentes de depósitos de cuevas, la m ayoría se forman esencialmente de la misma manera y se conocen colectivamente como espeleotemas. Cuando el agua se infiltra en una cueva, parte del dióxido de carbono disuelto en el agua se escapa, y precipita una pequeña cantidad de calcita. De este modo, se forman los distintos depósitos de espeleotemas. Las estalactitas son estructuras en forma de carámbano que cuelgan del techo de una cueva que se forman como resultado de la precipitación de gotas de agua (• Figura 13.12). Con cada gota de agua, se deposita

369

una capa delgada de calcita sobre la capa anterior, ·form ando una ·proyección en forma de cono que va creciendo desde el techo . El agua que gotea del techo de una cueva también precipita una pequeña cantidad de calcita cuando cae al suelo. A medida que se va depositando más calcita, se fo rma una proyección de crecimiento ascendente llamada estalagmita (véase la Figura 13 .12). Si una estalactita y una estalagmita se encu entran, se forma una columna. El agu a subterránea que se infiltra de una ·grieta en el techo de una cueva puede formar una lámina de roca vertic?l llamada cortina, mientras que el agua que fluye a través del suelo de una cueva puede producir terrazas de travertino (Figura 13. 11).

¿CÓMO AFECTA EL HOMBRE AL SISTEMA DE AGUAS SUBTERRÁNEAS? 1 agua subterránea es un recurso natural valioso que se está explotando rápidamente sin tener en cuenta los efectos del uso abusivo y del mal uso. Actualmente, alrededor de un 20% de todo el agua utilizada en Estados Unidos es agua subterránea. Este porcentaje está a umentando rápidamente y, a m enos que este recurso se utilice de una m anera más inteligente, en el futuro no habrá una cantidad suficiente de agua subterránea limpia disponible . Las modificaciones en el sistema de agu as subterráneas pueden tener muchas consecuencias, incluidas ( 1) el descenso del nivel freático, lo que hará que se sequen los pozos; (2) la pérdida de presión hidrostática, lo que hará que haya que bombear los pozos que una vez fueron de flujo libre; (3) la salinización de acuíferos; (4) la subsidencia; y (5) la contaminación.

El descenso del nivel freático

• Figura 13.12 ~····-

-··

--

Las estalactitas son las estructuras en forma de carámba no que cu el gan del te ch o de una cueva, mientras que las estructuras hacia arriba desde el su elo son las estalagmitas. Las co lumnas se producen cuando las estalactitas y las estalagm itas se en cuentran . Las tres estructuras son visibl es en Buch an Cave, Victoria, Australia.

La extracción de agua subterránea a una tasa significativam ente mayor que la de reemplazo por recarga natural o artificial, puede tener efectos graves, Por ejemplo, el acuífero de las High Plains es uno de los acuíferos más importantes de Estados Unidos . Yace por debajo de más de 450 .000 km 2 , incluida la mayor parte de Nebraska, gran parte de Colorado y Kansas, algunas partes de Dakota del Sur, Wyoming y Nuevo México, así como las regiones del panhandle de Oklahoma y Texas, y representa aproximadamente el 30% del agua subterránea utilizada para

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CAPITULO 13

A GU AS S UB T E RRÁ N E A S

la irrigación en Estados Unidos (• Figura 13.13). La irrigación del acuífero de las High Plains es en gran parte responsable de la productividad agrícola de la región, que incluye un porcentaje importante de la producción nacional de maíz, algodón y trigo, y de la mitad de la ganadería vacuna de Estados Unidos. Grandes superficies de tierra (unos 18 millones de acres) se irrigan actualmente con agua bombeada del acuífero de las High Plains. La .ítrigación es popular porque el rendimiento de las tierras irrigadas puede llegar a ser el triple de lo que sería sin irrigación. Aunque el acuífero de las High Plains ha contribuido a la alta productividad de la región, no puede seguir aportando la cantidad de agua que ha suministrado en el pasado. En algunas partes de las High Plains, se está bombeando anualmente de 2 a 100 veces más de agua de la que se recarga. En consecuencia, se está eliminando agua del acuífero más rápido de lo que se está rellenando, lo que provoca que el nivel freático descienda significa tivamente en muchas zonas (Figura 13.13).

105º

100º

40º

35º

¿Qué ocurrirá con la economía de esta región si la extracción de agua a largo plazo del acuífero de las High Plains supera en gran m edida su índice de recarga, de manera que ya no pueda suministrar las cantidades de agu a necesarias para la irrigación? Las soluciones van desde volver a la agricultura sin irrigación a desviar agua de otras regiones, como por ejemplo, los Grandes Lagos. La agricultu ra sin irrigación daría como resultado un rendimiento mucho más bajo y costes y precios más altos en los productos agrícolas. El desvío de agua de otras partes costaría miles de millones de dólares y el precio de los productos agrícolas también subiría. Otro ejemplo excelente de lo que podríamos llamar déficit de gastos en lo que se refiere a las aguas subterráneas tuvo lugar en California durante la sequía de 1987-1992 . Durante ese tiempo, los acuíferos del estado fueron sobreexplo tados a un índice de 1 O millones de acres/pies al año (un acre/pie es la cantidad de agua que cubre 1 acre a 1 pie de profundidad. En resumen, cada año de la sequía California extrajo unos 12 km 3 de agua subterránea más de la que se estaba recargando. Por des gracia, la reducción excesiva de la reserva de aguas subterráneas tiene otras consecuencias , como por ejemplo, la subsidencia, que implica el hundimiento o asentamiento de la superficie del terreno (hablaremos de ello en una sección posterior). Ciertamente, existen problemas de suministro de agu a en muchas zonas , pero en el lado positivo, el uso de agua en Estados Unidos descendió durante los cinco años siguientes a 1980 y ha permanecido casi constante desde entonces, aunque la población haya aumentado. Este descenso en la demanda fue resultado en gran parte de la mejora en las técnicas de irrigación, del uso industrial más eficiente y de la concienciación del público en general en cuanto a los problemas de agua junto con las prácticas de conservación. Sin embargo, los índices de extracción de agua subterránea de alguno~ acuíferos aún superan su índice de recarga, y el crecimiento de población en el suroeste árido y semiárido está haciendo crecer la demanda de un suministro de agua ya limitado.

Salinización de acuíferos

.....--,---, 50 100 Kil ómetros

o

• Figura 13.13 Extensión geográfica del acuífero de las High Pla.ins.y c~mbi.os en el nivel del agua desd e el predesarrollo en 1993. Fuerite: De J. B. Weeks et al., U.S. Geological Survey Professioni) / Paper 1400-A, 1988.

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El bombeo excesivo de agua subterránea en zonas costeras ha dado como resultado la salinización de acuiferos, como ocurrió en LÓng Island, Nueva York, durante los años sesenta. A lo largo de la costa, donde los sedimentos o las rocas permeables están en contacto con el océano, el agua dulce subterránea, al ser menos densa que el agua ~arina, forma un cuerpo lenticular por encima del agua salada subyacente(• Figura 13 .14a). El peso del agua dulce eje~ce presión sobre el agua salada subyacente.

¿ C ÓMO A FE C T A E L HO M BRE A L SI S TEMA DE A GU AS SUBTERRÁNE A S (

Siempre que las tasas de recarga sean iguales a las tasas de extracción, el contacto entre el agua subterránea dulce y el agua del mar permanece igual. Sin embargo, si se produce un bombeo excesivo, se forma un cono de depresión profundo en el agua subterránea dulce (Figura 13.14b). Como se ha eliminado parte de la presión del agua dulce suprayacente, el agua salada forma un cono de ascensión cuando se eleva para llenar el espacio poroso que anteriormente contenía agua dulce. Cuando esto ocurre, los pozos se contaminan con agua

371

salada y permanecen así hasta que la recarga de agua dulce restablece el nivel anterior del nivel freático del agua subterránea dulce. La salinización de acuífez:os es un problema importante en muchas comunidades costeras de rápido crecimiento. Como la población de estas zonas crece, una mayor demanda de agua subterránea: crea un desequilibrio aún mayor entre la recarga y la extracción. Para contrarrestar los efectos de la incursión de agua salada, a menudo se perforan pozos de recarga para volver a bombear agua en el sistema de aguas subterráneas (Figura 13. l 4c). También pueden construirse estanques de recarga, que permiten que grandes cantidades de agua dulce de la superficie se infiltren en el suministro de aguas subterráneas. Ambos métodos se utilizan con éxito en Long Island, Nueva York, que lleva varias décadas sufriendo el problema de la incursión de agua salada.

Subsidencia (a) Cono de depresión

(b)

Agua subterránea salada (c)

• Figura 13.14

·--

-------

Salinización de acuíferos. (a) Como el agua dulce no es tan densa · como la salada, forma un cuerpo lenticul ar por encima del agua sa lada subyacente. (b) Si se produce un bombeo excesivo, se desarrolla un cono de depresión en el agua dulce subterránea, y se forma un cono de ascensión en el agua salada subyacente, que puede hacer que el pozo se contamine de agua salada. (c) El bombeo de agua para introducirla de nuevo en el sistema de aguas subt erráneas a t ravés de pozos de reca rga puede ayudar a bajar el punto de contacto entre· el agua dulce y el agua salada y a reducir la incursión de agua salada.

Cuando se extraen cantidades excesivas de agua subterránea de rocas sedimentarias y sedimentos mal consolidados, se reduce la presión del agua entre los granos y el peso de los materiales suprayacentes hace que fos granos se compacten, dando como resultado la suhsidencia del terreno. A medida que se bombea cada vez más agua para satisfacer las necesidades de la agricultura, la industria y el crecimiento de población, la subsidencia se está haciendo más frecuente. El Valle .de San Joaquín, en California, es una importante región agrícola que depende en gran parte de las aguas subterráneas para la irrigación. Entre 1925 y 1977, la extracción de agua subterránea en algunas partes del valle provocó una subsidencia de casi 9 m (• Figura 13.15). Otras zonas de Estados Unidos que han experimentado la subsidencia son Nueva Orleans, en Louisiana, y Houston, en Texas, que se han hundido más de 2 m , y Las Vegas, en Nevada , donde se ha producido un hundimiento de 8,5 m (Tabla 13.2). En otras partes del mundo, la inclinación de la torre inclinada de Pisa, en Italia, se debe en parte a la extracción de agua subterránea .. La torré empezó a inclinarse poco después de que se iniciara su construcción en 1173, debido a la compactación diferencial de los cimientos. Durante los años sesenta, la ciudad de Pisa extrajo grandes cantidades de agua subterránea, lo que hizo que el suelo se hundiera aún más; como resultado, la inclinación de la torre aumentó hasta que se consideró que había peligro de que se derrumbara. Un estricto control de la extracción de agua y la estabilización de lo.s cimientos han reducido la cantidad de inclinación a 1 mm por año, asegurando así que !a torre seguirá en pie durante varios siglos más.

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37 2

CA PÍTULO 13

AGUAS SUBTERRÁNEAS

• Figura 13.15 Las fechas de este poste eléctrico ilustran dramáticamente el grado de subsidencia en el Valle de San Joaquín, California. Debido a las extracciones de agua subterránea y la posterior compactación de sedimentos, el terreno se hundió casi 9 m entre 1926 y 1977. Por un tiempo, la ut ilización de agua superficial redujo la subsidencia, pero durante la sequía de 1987 a 1992 comenzó de nuevo, cuando se extrajo más agu a subterránea.

Un ejemplo espectacular de subsidencia continua está produciéndos e en la ciudad de México, que está construida sobre el lecho de un lago. A medida que se extrae agua subterránea para satisfacer las necesidades en aumento de una ciudad de 15 ,6 millones de habitantes, el nivel freático ha descendido hasta 1O m. Como resultado de ello, los sedimentos de grano fino del lago se están compactando, y la ciudad de México se está hundiendo lenta e irregularmente. Su teatro de la ópera se ha hundido más de 3 m, y ahora, la mitad del primer piso se encu entra por debajo del nivel del suelo. Otras partes de la ciudad se han hundido h as ta 7, 5 m, creando problemas similares en otras estructuras (• Figura 13.16). La extracción de petróleo ·también puede provocar subsidencia. Long Beach, en California, se ha hundido 9 m como resultado de 34 años de producción de petróleo. Hubo más de 100 millones de dólares en daños en las instalaciones portuarias, de transporte y de bombeo de

Tabla 13.2

Subsidencia de ciudades y regiones debido principalmente a la extracción de agua subterránea Ubicación

Hundimiento máximo (m)

Superficie afectada (km 2 )

Ciudad de México, México

8,0

Long Beach y Los Ángeles, California

9,0

50

Cuenca de Taipei, Taiwan

1,0

100

25

Shangai, China

2,6

121

Venecia, Ita lia

0,2

Nueva Orleans, Louisiana

2,0

Londres, Inglaterra

0,3

150 175 295

Las Vegas, Nevada

8,5

500

Valle de Santa Clara, California

4,0

600

Bangkok, Tailandia

800

Valle de San Joaquín, Ca lifornia

1,0 4,0 9,0

9.000

Houston, Texas

2,7

12.100

Osa ka y Tokio, Japón

3.000

Fuente: Datos de R. Dolan y H.G. Goo.dell, .«Ciudades qu e se hunden», American Scientist 74 (1986): 38-47; y J. Whittow, Desastres: Anatomía de los peligros medioambientales (Atenas: University of Georgia Press, 1979).

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¿CÓMO 1\FECTA EL HOMBR E AL SISTEMA DE AGUAS SUBTERRÁNEAS?

• Figura 13.16 La extracción excesiva de agua subterránea por debajo de la ciudad de México ha dado luga r a la subsidencia y asentamiento irregular de los edificios. El lado derecho de esta iglesia (Nuestra Señora de Guadalupe) se ha hundido un poco más de un metro.

esta zona debido al hundimiento y a la invasión del mar. Una vez que se bombeó agua en la reserva de petróleo, estabilizándola, el hundimiento se detuvo virtualmente.

373

donde viaj e el agua, lo que puede hacer muy difícil su contención. Además, como el agua subterránea se mueve tan lentamente, lleva mucho tiempo limpiar un depósito de agua subterránea una vez que se ha contaminado. En muchas zonas, las fosas sépticas son la manera más común de deshacerse de las aguas residuales. Una fosa séptica libera lentamente las aguas residuales en el suelo, donde se descomponen mediante la oxidación y la acción de microorganismos; después, los sedimentos las filtran cuando atraviesan la zona de aireación. La mayor parte de las veces, para cuando el agua procedente de las aguas residuales alcanza la zona de saturación, ha quedado limpia de cualquier impureza y su utilización es segura(• Figura 13. l 7a). ' Sin embargo, si el nivel freático está cerca de la superficie o si las rocas son muy permeables, el agua que entra en la zona de saturación puede seguir estando contaminada y no ser adecuada para su utilización. Los vertederos son también fuentes potenciales de contaminación de las aguas subterráneas (Figura 13. l 7b) No sólo se filtran en el suelo los residuos líquidos, sino que el agua de la lluvia también lleva productos químicos disueltos y otros contaminantes al depósito de agua subterránea. A menos que el vertedero esté diseñado cuidadosamente y revestido de una capa impermeable, como por ejemplo arcilla, muchos compuestos tóxicos, como pinturas, disolventes, limpiadores, pesticidas y ácido de las baterías, encontrarán el camino hacia el sistema de aguas subterráneas. Los emplazamientos de residuos tóxicos donde los productos químicos peligrosos se entierran o bombean bajo tierra son una fuente cada vez m ayor de contaminación de las aguas subterráneas. Por desgracia, gran parte de estos residuos han sido, y siguen siendo, vertidos de forma inadecuada y están ~ontaminando el agua superficial, el suelo y el agua sub terránea.

Contaminación del agua subterránea Un problema importante al que se enfrenta nuestra sociedad es el de cómo deshacerse de manera segura de los subproductos contaminantes de una economía industrializada. Cada vez somos más conscientes de que las corrientes, los lagos y los océanos no son depósitos ilimitados de resid uos y q ue debemos encontrar nuevos medios seguros de deshacernos de los contaminantes . Las fuentes más comun es de contaminación de las aguas subterráneas son las aguas residuales, los vertederos, los puntos de eliminación de residuos tóxicos y la agricultura. Una vez que los agentes contaminantes se introducen en el sistema de aguas subterráneas, se extienden allí

Oué haría Los americanos generan una cantidad enorme de residuos . Algunos de estos residuos, como el ácido de las baterías, la pintura, los agentes limpiadores, insecticidas y pesticidas, pueden contaminar fáeilmente el sistema de aguas subterráneas. Su comunidad está planeando construir un vertedero para los productos residuales, pero lo que quieren es hacer un agujero, meter los residuos dentro y enterrarlos. ¿Qué opina de este plan? ¿Es usted es~éptico en cuanto a los méritos de este plan? ¿;Qué sugeriría para remediar cualquier posible problema?

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374

AGUAS SUBTERRÁNEAS

CAPÍTU LO 13

Fosa séptica

Nivel freático

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(a)

• Figura 13.17 ·~~~~~~~~

Relleno de tierra

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saturación

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(b)

Podemos encontrar ejemplos de vertido indiscrimin ado de productos tóxicos y p eligrosos en todos los estados . Quizá el más famoso sea el de Love Canal, cerca de las cataratas del N iágara, Nueva York. Durante la década de los 40 , la Hooker C h em~cal Company vertió aproximadamente 19 .000 toneladas de residuos químicos e n Love Canal. En 195 3, cubrió uno de los vertederos con tierra y lo vendió por un dólar al Consejo de Educación de las Cataratas del Niágara, que construyó una escu ela de primaria y un p arque encima. Las fuertes lluvias y la nieve que cayeron durante el invierno de 197 6-1 977 elevó el nivel freático y convirtió la zona en una ciénaga llena de barro en la primavera de 1977. Mezclados con el barro h abía miles de productos quím icos tóxicos y nocivos que formaron charcos en el parque, inundaron los sótanos de la gente y cubrieron los jardines. Los árboles, el césped y los jardines comenzaron a morir, y muchos de los h~bitan tes de la zona sufrieron graves enfermedades . El coste de la limpieza de~ emplazamiento de Love Canal y la reubicación de sus

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(a) Una fosa sépt ica libera lentamente las aguas res idua les en la zona de aireación. No rmalmente, la oxidación, la degradación bacteriana y el filtrado eli minan las impurezas antes de que alcancen el nivel freático . Sin embargo, si las rocas son muy permeables o el nivel freát ico está demas iado cerca de la fosa séptica, el agua subterránea puede contam inarse. (b) A menos que haya una barrera impe.rmeable entre un vertede ro y el nivel freá tico, los conta minantes p ueden llegar a la zona de satu ración y contami na r el suministro de agua subterrá nea.

h abitantes superó los 100 millones de dólares, y ahora el lugar está deshabitado .

Calidad del agua subterránea E n con trar agua subterránea es bastante sencillo, porque está presente por debajo de la superficie de la tierra casi e n todas partes, aunqu e la profundidad del nivel freático varía considerable mente. Pero encontrar agu a no es suficiente. Si se va a extraer agua subterránea p ara uso agrícola, industrial o doméstico es necesario localizar una cantidad suficiente en materiales porosos y permeables. La disponibilidad de agu a subterránea fue importante en la expansión h acia el oeste de Canadá y Estados Unidos , y ahora, más de un tercio de todo el agua para la irrigación procede del sistema de aguas subterrán eas. Más del 90% del agua utilizada para uso doméstico en la América rural y el agua de un cierto número de grandes ciudades procede de las aguas subterráneas y, como sería de esperar, la calidad es m ás

(CÓM O A FECTA E L HOMBRE AL SlST E M A DE A G UA S SUBTERRÁNEAS?

375

Plantas de tratamiento de aguas

P

uede que la planta de tratamiento de aguas loca l o regional no sea el primer lugar en el que pensamos en lo que se refiere a la geo logía, pero sorprendentemente, están muy relacionadas. Para empezar, está el origen del agua, que con frecuenc ia procede de pozos perforados por debajo del nivel freático local. La ca lidad de este ag ua depende de la geología local. El agua contiene a menudo altas concentraciones de hierro, calcio y magnesio; los dos últimos contribuyen a la dureza del agua. Normalmente, estos elementos se eliminan para ablandar el agua. El primer paso en el ablandamiento del agua es airearla con oxígeno para ayudar a eliminar hierro, dióxido de ceirbono y otros gases del agua. La eliminación del d ióxido de carbono de l agua reduce la cantidad de sustancias químicas necesarias en las etapas poste riore s de l proceso de ablandamiento. El siguiente paso de este proceso es añadir cal e hidróxido de sodio para precipitar el calcio y el magnesio disueltos. Esta precip itación se deposita y forma una capa de sedimentos que se bombea a estanques de almacenamiento; pueden utilizarse más ade lante como acondicionador de suelo de cultivo. Después de la extracción del calcio y del magnesio, se vue lve a añadir el d ióxido de

importante aquí de lo que es para la mayoría de los otros usos. Sin tener en cuenta la contaminación por parte del hombre de los vertederos, fosas sépticas, puntos de residuos tóxicos y vertidos industriales, la calidad del agua está principalmente en función de ( 1) las clases de materiales que forman un acuífero, {2) el tiempo de permanencia del agua en un acuífero, y (3) la solubilidad de las rocas y minerales.

carbono al agua para reducir su pH a _ 9, lo que significa que es ligeramente alcalina. Este paso detiene el proceso de ablandamiento y estabiliza la composición química del agua. El proceso final es el de pasar el agua tratada por filtros para extraer las últimas partículas y después añad ir sustancias quím icas para asegurar que el agua es segura para beber. El ag ua está aho ra lista para ser bombeada a los depósitos de almacenam iento de la planta, desde los cua les se distribuye a los consumidores.

• Figura 1

· - -----------···-----------Uno de los est anques de sedimentos de la planta de tratamiento de aguas de Mt. Pleasa nt, Mich igan. Los sedimentos producidos por el proceso de ablandamiento se desvían a un estanque de sedimentos. Los sedimentos se reutilizarán como acondicionador de suelo d e cultivo.

Estos factores explican la cantidad de materiales disueltos en el agua subterránea, como por ejemplo, calcio, hierro, flúor y otros. La mayoría no representan problemas para la salud, pero algunos tienen efectos indeseables, como el depósito de minerales en las tuberías del agua y los calentadores y un olor o sabor desagradable, o pueden manchar la ropa y los electrodomésticos o inhibir la efectividad de los detergentes.

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CAPÍTULO 13

AGUAS SUBT E RR ÁN EAS

ACTIVIDAD HIDROTERMAL: ¿QUÉ ES Y DÓNDE SE PRODUCE? idrotermal es un términ o que se refiere al agua caliente. Algunos geólogos limitan el significado para incluir solamente al agua calentada por el magma , pero aquí lo utilizamos para referirnos a cualquier agua caliente por debajo de la superficie y a la actividad superficial que resulta de su des carga. Una de las manifestaciones de la actividad hidrotermal en áreas de volcanismo activo o recientemente activo es la descarga de gases, como por ejemplo, vapor por chimeneas conocidas como fumarolas (véase la Figura 5.2). Sin embargo, aquí nos preocupa más el agua subterránea que sale a la superficie por fuentes termales o gdiseres. Puede calentarse por su proximidad al magma o por el gradiente geotérmico de la Tierra, ya que circula profundamente.

Fuentes termales Una fuente termal es cualquier fuente en la que la temperatura del agua sea superior a 37 ºC, la temperatura del cuerpo humano(• Figura 13.18a).

Algunas fuentes termales están mucho más calientes, con temperaturas que llegan al punto de ebullición en muchos casos. Otro tipo de fuente termal, llamada marmita de barro, se produce cuando rocas alteradas químicamente dan lugar a arcillas que burbujean cuando el agua caliente y el vapor las atraviesan (Figura 13. l 8b). De las aproximadamente 1.100 fuentes termales conocidas en Estados Unidos, más de 1.000 están en el lejano oeste, y las demás en las Black Hills, de Dakota del Sur, en Georgia, en la región de Ouachita, de Arkansas, y en la región de los Apalaches. Las fuentes termales también son comunes en otras partes del mundo. Una de las más famosas se encuentra en Bath, Inglaterra, donde poco después de la conquista romana de Bretaña, en el año 43 d.C., se construyeron numerosas casas de baños y un templo alrededor de las fuentes(• Figura 13.19). El calor de la mayoría de las fuentes termales procede del magma o de rocas ígneas en proceso de enfriamiento. La actividad ígnea geológicamente reciente del oeste de Estados Unidos explica el gran número de fuentes termales de esa región. Sin embargo, el agua de algunas fuentes termales circula a cierta profundidad en la Tierra, donde se calienta por el aumento normal de temperatura, el gradiente geotérmico. Por ejemplo, la fuente termal de Warm Springs, Georgia, se calienta de esta m anera. Esta fuente era un centro de salud y de baños mucho antes de la Guerra Civil (1861-1865); más tarde, con el establecimiento de la Fundación Georgia Warm Springs, se utilizó para ayudar a tratar a las víctimas de polio.

(a)

• Figura 13.18 Fuentes termales. (a) Fuente terma l en la cuenca del géiser West Thumb, del Parque Nacional de Yellowstone, Wyom ing. (b) Marm ita de barro en Sulfur Works, en ·el Parque Nacional Vo lcánico Lassen.

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(b)

AC TI V ID A D HIDROTER MA L: ¿QUÉ ES Y DÓ N D E SE PR O D UCE?

• Figura 13.19 UnO de los muchos balnea rios de Bath, Inglaterra, que fueron construidos alrededor de las fuentes termales poco después de la co nquista romana, en el año 43 d.C.

Géiseres Las fuentes termales que expulsan agua caliente y vapor de forma intermitente con una fuerza enorme se llaman géiseres. La palabra viene del islandés geysir, «salir a borbotones». Uno de los géiseres más famosos del mundo es el Old Faithful, en el Parque Nacional de Yellowstone, Wyoming (• Figura 13.20a). Con un rugido atronador, expulsa una columna de agua caliente y vapor cada 30 o 90 minutos. Podemos encontrar otras zonas de géiseres famosos en Islandia y Nueva Zelanda. Los géiseres son la expresión superficial de un extenso sistema subterráneo de fracturas interconectadas en el interior de rocas ígneas calientes(• Figura 13.21). El agua subterránea que se filtra en la red de fracturas se calienta cuando entra en contacto con las rocas calientes. Como el agua que se encuentra cerca de la parte inferior del sistema de fracturas está bajo una presión mayor que la que está cerca de la parte superior, debe calentarse a una temperatura mayor antes de h ervir. Por tanto, cuando el agua más profunda se calienta cerca del punto de ebullición, un ligero ascenso de temperatura o una bajada de presión, por ejemplo por un escape de gas,

377

la transform ará inmediatamente en vapor. El vapor eri expansión empuja rápidamente el agua que tiene encima hacia fuera y al aire, produciendo una erupción del géiser. Después de la erupción, el agua subterránea relativamente fresca empieza a infiltrarse de nuevo en el sistema de fracturas, donde se calienta hasta llegar casi al punto de ebullición y vuelve a comenzar el ciclo de erupción. Este proceso explica cómo los géiseres pueden hacer erupción con cierta regularidad. N ormalmente, el agua de las fuentes termales y de los géiseres contiene grandes cantidades de minerales disueltos, porque la mayoría de los minerales se disuelven más rápidamente en agua caliente que en agua fría. Debido a este elevado contenido mineral, algunos piensan que las aguas de muchas fuentes termales tienen propiedades m edicinales. Se han construido numerosos spas y balnearios en las fuentes termales de todo el mundo para aprovechar estas supuestas propiedades curativas., Cuando el agua altamente mineralizada de las fuentes termales y los géiseres se enfría en la superficie, parte del material en disolución se precipita, formando diversos tipos de depósitos. La cantidad y tipo de los minerales precipitados depende de la solubilidad y composición del material a través del cual fluya el agua subterránea. Si el agua subterránea contiene carbonato cálcico (CaC0 3 ) disuelto, entonces se precipitan travertino o toba calcárea (ambos variedades de caliza). Encontramos espectaculares ejemplos de depósitos de travertino de fuentes termales en Pa.mukhale, en Turquía, y en Mammoth Hot Springs, en el parque Nacional de Yellowstone (• Figura 13.22). El agua subterránea que contiene sílice disuelta precipitará, al llegar a la superficie, un mineral blando, blanco e hidratado llamado geiserita, que puede acumularse alrededor de la abertura de un géiser.

Energía geotérmica La energía geotérmica es cualquier energía producida a partir del calor interno de la Tierra. En realidad, el término geotérmica viene de geo , «Tierra» y thermal, «calor>>. Se conocen varias formas de calor interno, como por ejemplo, las rocas secas calientes y el magma , pero hasta ahora, sólo se utilizan el agua caliente y el vapor. Aproximadamente de un 1 a un 2% de las necesidades de energía mundiales actuales podrían satisfacerse mediante la energía geotérmica. En las zonas en las que es abundante, la energía geotérmica puede suministrar la mayor parte, si no toda, de la energía necesaria, a veces a una fracción del coste ~e otros tipos de energía. Algunos de los países que están utilizando actualmente la energía geotérmica, de una forma u otra, son Islandia, Estados Unidos, México, Italia, Nueva Zelanda, Japón, Filipinas e Indonesia.

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CAPÍTULO 13

· A GU AS SUBTERRÁNEAS

(b)

• Figura 13.20 Géiseres del Parque Nacional de Yellowstone, Wyom ing . (a) El géiser Old Fa ithfu l hace erupción ca da 30 o 90 minutos, expul sando agua de 32 a 56 m de altu ra. (b) Un géiser pequeño en erupción en Norris Geyser Basin.

(a)

En Estados Unidos se construyó la primera central de electricidad geotérmica comercial en 1960, en The Geysers, a unos 120 km al norte de San Francisco, California. Se perforaron pozos en las numerosas fracturas casi vertí-

cales que existen por debajo de la región. Cuando disminuye la presión sobre el agua subterránea en ascenso, el agua se transforma en vapor, que se conduce directamente a turbinas y generadores para producir electricidad.

Nivel freático

·· ·.· ) t·. : ·. :.. ~

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(a)

(b)

• Figura 13.21 La erupción de un géiser. (a) El agua subterránea se in filtra en una red de conductos interconectados y se calienta p or efecto de las rocas ígneas calientes. El agua que se encuentra cerca de la parte inferior del sistema de fracturas está bajo una presión mayor que la que está cerca de la parte superior y, por·tanto, debe calentarse a una temperatura mayor antes de hervir. (b) Cualquier ascenso de la temperatura del agua por encima del punto de ebullición o una b aja da de presión hará que el agua se transforme en va p or, que rápidamente empuja el agua que tie ne por en cima hacia el exterior, produciendo la erupción de un géiser.

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RES UMEN D E C A PÍTU L O

379

• Figura 13.22 Depósitos de fuentes termales en el Parque NaciÓnal de Yell owstone, Wyoming. La Terraza de M inerva se formó ·cuando el agua de una fuente termal rica en carbonato cálcico se enfrió y p recipitó travertin o.

A medida que disminuyen las reservas de petróleo, la energía geotérmica se está convirtiendo en una alternativa atractiva, particularmente en partes del oeste de Es-

GEO

tados Unidos, como el área de Saltan Sea, en el sur de California, donde ha comenzado la exploración y desarrollo geotérmico. .

~

RECAPITULACION Resumen del capítulo

111

Las aguas subterráneas incluyen el agua bajo la superficie atrapada en los poros y otros espacios abiertos de las rocas, sedimentos y suelo.

agua subterránea es un acuífero, mientras que los materiales que impiden el movimiento del agua son acuicludos.

Alrededor de un 22 % del suministro mundial de agua dulce es agua subterránea, que constituye una reserva del ciclo hidrológico.

La zona de saturación (en la que los poros están llenos de agua) está separada de la zona de aireación (en la que los poros están llenos de aire y agua) por el nivel freático. El nivel freático es una reproducción suavizada de la superficie del terreno en la mayoría de los lugares.

Para que el agua subterránea se mueva a través de los materiales, deben ser porosos y permeables. Cualquier material que transmita

CAPÍTULO 13

AGUAS SU BT E RRÁNE AS

Las cuevas se forman cuando el agua subterránea de la zona de saturación meteoriza y erosiona roca soluble, como por ejemplo, caliza. Los depósitos de las cuevas, llamados éspeleotemas, son resultado de la precipitación de calcita.

El agua subterránea se mueve lentamente a través de los espacios porosos de la zona de aireación y se mueve por la zona de saturación hacia salidas como corrientes, lagos y pantanos. Los manantiales se encuentran allí donde el nivel freático corta la superficie. Algunos manal)tiales son el resultado de un nivel freático colgado, es decir, un acuicludo localizado dentro de un acuífero y por encima del nivel freático regional.

Las modificaciones del sistema de aguas subterráneas pueden provocar serios problemas. La extracción excesiva de agua subterránea puede dar como resultado pozos secos, pérdida de presión hidrostática , salinización de acuíferos y subsidencia del terreno. .

Los pozos de agua se realizan cavando o perforando en la zona de saturación. Cuando se bombea agua de un pozo, se forma un cono de depresión.

La contaminación de las aguas subterráneas se está convirtiendo en un problema grave y puede producirse por las aguas residuales, los vertederos y los residuos tóxicos.

En un sistema artesiano, las aguas subterráneas confinadas crean una presión hidrostática alta. Generalmente, se deben cumplir tres condiciones para que se forme un sistema artesiano: El acuífero debe estar limitado por encima y por debajo por acuicludos, el acuífero está normalmente inclinado y expuesto en la superficie, de manera que pueda recargarse, y las precipitaciones deben ser suficientes como para mantener lleno el acuífero.

El agua subterránea se puede calentar por el magma o por el gradiente geotérmico cuando circula a cierta profundidad. En cualquier caso, el agua normalmente asciende a la superficie, dando lugar a la actividad geotérmica en forma de fuentes termales, géiseres y otras características. La energía geotérmica proviene del vapor y del agua caliente atn:ipados en la corteza terrestre. Es una forma de energía relativamente no contaminante que se utiliza como fuente de calor y para generar electricidad.

La topografía cárstica es el resultado de la meteorización y erosión del agua subterránea y se caracteriza por dolinas , c uevas , valles de disolución y corrientes efímeras.

Términos clave aguas subterráneas (pág. 356) ·cono de depresión (pág. 360) cueva (pág. 365) dolina (pág. 363) energía geotérmica (pág. 377) fuente termal (pág. 376)

géiser (pág. 377) hidro termal (pág. 3 7 6) manantial (pág. 360) nivel freático (pág. 358) permeabilidad (pág. 357) porosidad (pág. 357)

pozo de agua (pág. 360) sistema artesiano (pág. 361 ) topografía cárstica (pág. 363) zona de aireación (pág. 358) zona de saturación (pág. 35 8)

Cuestiones de repaso 1.

Dos características típicas de áreas de topografía cárstica son: a ._ géiseres y fuentes termales; b. _ _ actividad hidrotermal y manantiales; c. ___salinización de acuíferos y contaminación; d. ___dolinas y corrientes efímeras; e._ __ espeleotemas y un cono efe depresión.

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2.

¿Cuál es el orden correcto, de mayor a m enor, del uso de agua subterrá nea en Estados Unidos?: a. _ __industrial, agrícola, doméstico; b. _ __agrícola, industrial, doméstico ; c. _ __agrícola, doméstico, industrial; d. ___doméstico, agrícola, industrial; e ._ __industrial, doméstico, agrícola.

AC TI V IDAD ES EN LA WORLD WIDE WEB

3.

4.

5.

6.

La porosidad de los materiales de la Tierra se define como: a. _ _ su capacidad para transmitir fluidos; b. _ _la profundidad de la zona de saturación; c .___ el porcentaje de espacios vacíos; d ._ _ su solubilidad en presencia de ácidos débiles; e. ___ la temperatura del agua subterránea. Un cono de depresión se forma cuando: a. ___ una corriente fluye en una dolina; b. _ __ el agua de la zona de aireación es sustituida por agua de la zona de saturación; c. ___ se forma un manantial allí donde el nivel freático colgado corta la superficie; d ._ __ el agua se extrae más rápido de lo que puede reemplazarse; e. _ __se derrumba el techo de una cueva, formando un cráter de paredes escarpadas. Una fuente termal que hace erupción periódicamente es un(a): a. _ __marmita de barro; b ._ __géiser; c. ___cono de ascensión; d. _ _ _ terraza de travertino; e ._ __ estalactita. ¿Cuál de las siguientes condiciones debe existir para que se forme un sistema artesiano?: a. ___ un acuífero debe estar limitado por encima y por debajo por acuicludos; b._ __ el agua subterránea debe circular cerca del magma; c. _ _ el agua debe subir muy alto en el borde capilar; d. _ _ las rocas por debajo de la superficie deben ser especialmente resistentes a la disolución; e. _ __el nivel freático debe estar en la superficie o muy cerca de ella.

7.

Cuando se extrae agua de los pozos en algunas zonas costeras, surge un problema conocido como: a. ___recarga artesiana; b. _ _depósito de espeleotemas; c._ __ depresión geotermal; d ._ __ salinización de acuíferos; e. _ _ disminución de la permeabilidad.

8.

Hidrotermal es un término que se refiere a: a. _ _ toba calcárea; b. ___ contaminación del agua subterránea;

9.

381

c. _ _ _ agua caliente; d ._ _ formación de dolínas ; e. _ __ pozos artesianos. ¿Cuál de los siguientes es un depósito de cueva?: a. ___ acuicludo; b. ___ cámara; c. ___ manantial a rtesiano ; d._ _ _ estalagmita; e ._ __ dolina.

1O.

¿Por qué no es la energía geotérmica una fuente de energía virtualmente ilimitada?

11.

Describa tres características que podría ver en un área hidrotermal activa. ¿Dónde, en los Es tados Unidos, iría para ver dicha actividad?

12.

Describa la configuración del nivel freático por debajo de una zona húmeda y por debajo de una región árida. ¿Por qué son diferentes las configuraciones?

13.

Explique cómo pueden ser porosos algunos materiales de la Tierra y no ser permeables. Ofrezca un ejemplo .

14.

Explique cómo meteoriza y erosioná el agua subterránea los materiales de la Tierra.

15.

¿Por qué el agua subterránea se mueve mucho más lentamente que el agua de la superficie?

16.

Explique cómo se produce la salinización de acuíferos y__por qué es un problema en las zonas costeras.

17.

Explique el papel del agua subterránea en el ciclo hidrológico.

18.

¿Por qué deberíamos preocuparnos por la rapidez con la que se está eliminando el agua subterránea en algunas zonas?

19.

Describa algunas maneras de medir cuantitativamente la velocidad del movimiento del agua subterránea.

20.

Una de las preocupaciones que tienen los geólogos a la hora de enterrar residuos nucleares en regiones actualmente áridas, como por ejemplo Nevada, es que el clima puede cambiar durante los próximos miles de años y hacerse más hÓmedo, permitiendo así que se filtre más agua a través de la zona de aireación. ¿Por qué es preocupante? ¿Cuál tendría que ser la velocidad media del movimiento del agua subterránea durante los próximos 5.000 años para que alcanzara los contenedores de residuos radiactivos enterrados a una profundidad de 400 m?

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Los glaciares y la glaciación

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CAPÍTUL O 14

ESQUEMA,, DEL CAPITULO • Introducción • Glaciares • ¿Qué tipos de glaciares existen? • Acumulación y ablación: el balance glaciar • Erosión y transporte glaciar • Depósitos glaciares • ¿Qué provoca las edades de hielo? Geo-Recapitulación

---·-----·-·------------- - - - - - - - - ---

El g laciar Harvard es uno de los diversos g laciares q ue fluyen e n College Fiord, A laska. El g laciar m ide 2,4 km de ancho en este punto. Durante la Edad d e Hie lo, un glaciar m ucho m ás grande ocupab a e l fiordo de 40 km de longit ud.

C APITULO 14

LO S G LA C I ARE S Y LA G L AC IAC I ÓN

Introducción os científicos saben que las temperaturas de la superficie terrestre han aumentado d urante las últimas décad as, aunque no se ponen de acuerdo en cómo ha contri buido el hombre al camb io clim át ico. ¿Es e l aument o de temperatura sencill amente parte de una fluctuación climática normal, o la int roducción de gases invernadero en la atmósfera ha tenido un efect o adverso sobre el cl ima? Estas preguntas aún no tienen respuesta, pero sí sabemos por el reg istro geológ ico que hubo una Edad de Hielo entre 1,6 mi llones de años y 10.000 años atrás, y desde el final de la Edad de Hielo, la Tierra ha experimentado varias fluctuaciones climáticas. Hace unos 6.000 años, durante el máximo Ho loceno, las temperaturas medias eran ligeramente más cál idas que las d e ahora, y algunas de las regiones áridas actuales, como el desierto del Sahara, en el norte África, tenían suficientes precipitaciones como para mantener vegetación exuberante, pantanos y lagos. A l máximo Holoceno le sigu ió una época de temperatu ras más frescas, pero desde el año 1000 al 1300 d.C., Europa experimentó 10 que se conoce como Período Cá lido Medieva l, durante el cual las uvas de vino crecían a 480 km más al norte de lo q ue lo hacen ahora . Después comenzó una tendencia de·enfriamie nto alrededor del 1300 d.C. que llevó a la Pequeña Edad de Hielo, desde el 1500 a mediados

o finales d el sig lo XIX. Durante esta época, los g laciares se extendieron (• Figura 14.1 ), los inviernos fueron más fríos, los veranos más frescos y húmedos, el hielo en el m ar a altas latitudes persistía durante largos períodos y la hambruna se ext endió. Las condiciones va ria ron considerablemente d urante la Pequeña Edad de Hielo. Algunos inviernos eran suaves y las tempo~adas de crecimiento lo suficientemente largas como para mante.ner a la sociedad europea, q ue era principalmente agraria. Pero otras veées, los frescos y hú medos veranos y los inviernos más fríos contribuyeron a las cosechas pobres y al hambre. Durante la parte más fría de la Pequeña Edad de Hielo, de 1680 a 1730, la t emporada d e crecimiento en Inglaterra fue unás cinco semanas más corta que durante el sig lo XX, y en 1695, Islandia estuvó rodeada d e hielo gran parte del año. Para sorpresa de la gente que vivía en las islas Orkney, frente a la costa norte d e Escocia, se vieron esqu imales

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&....~......iooiiia...~~....:;;...¡;,~......----.._.~~..."-óllilO.i"""~.....""'""¡,¡:;¡ (a) • Figura 14.1 (a) Durante la Pequeña Edad de Hielo, muchos glaciares en Europa se ext endieron mucho más hacia abajo en sus valles que ahora. Samuel Birmann (1793-1847) p intó esta vista, t itulada The Untered Grindlewald, en 1826. (b) El mismo glaciar hoy en día, t iene su final ocu lto por detrás de la proyección de las rocas en el extremo inferior de su .va lle. : ·

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(b)

mar adentro en varias ocasiones a fina les del siglo xv11 y principios del siglo XVIII. La mayoría de la gente t iene algo de idea de lo que es un glaciar y ha oído hablar de la Edad de Hielo. Los geólogos definen un glaciar como una masa de hie lo sobre la t ierra que consiste en nieve recristalizada compacta que fluye pen-· diente abajo o hacia fuera desde un área central (véase la foto al inicio del capítulo). La definición excluye el hielo marino, como el de la región del Polo Norte, y el agua marina congelada junto a la Aritártida. Los icebergs en movimiento tampoco son g laciares, aunque pueden provenir de glaciares que han fluido hacia el mar. Ent re los diversos procesos superficia les que mod ifican la superficie sólida de la Tierra, los glaciares son particularmente efectivos en la erosión, transporte y sedimentación . Erosionan profundamente la t ierra sobre la que se mueven, produciendo un cierto número de formas fácil mente reconocibles, y depositan enormes cantidades de sedimentos.

En rea lidad, en muchos estados del norte y en Ca nadá , los depósitos glaciares son importantes fu entes de arena y grava para la constru cción y reservas de ag ua subterránea . Los g laciares cubrían mucha más superficie durante el Pleistoceno (Edad de Hielo), pero aún cubren alrededor de un 10% d e la superficie sól ida de la Tierra. Por desgracia, nuestro período d e registro es demasiado corto para resolver la cuestión de si la ú lt ima Edad de Hielo y la Pequeña Edad de Hielo son verd aderamente acont ecimientos del pasado o, senci llamente, fases de acontecim ientos climáticos a largo plazo que pueden volver a ocurrir. Sin embargo, el estudio de los glaciares y sus posibles causas puede ayuda r a aclarar algunos aspectos de los cambios climáticos a largo p lazo y posiblemente nos diga algo sobre el debat e del ca lentamiento globa l. Los glaciares son muy sensibles incluso a los cambios cl imáticos a corto plazo, por lo que los geólogos los observan muy de cerca para ver si avanzan, permanecen inmóviles o se retira n.

GLACIARES

capacidad para erosionar y transport.a r ,sedimentos. Por tanto, los glaciares también responden á los cambios, sólo que lo hacen más lentam ente. . Durante la Edad de Hielo, los glaciares cubrían mucha más superficie que ahora, y como resultado, el nivel del mar era unos 130 m más bajo. En consecuencia, las plataformas continentales estaban en gran parte al descubierto y rápidam ente se cubrieron de vegetación , y las corrientes respondieron a un nivel de base m ás bajo y erosionaron cañones profundos a través de las plataformas. Además, existían conexiones de tierra entre las Islas Británicas y el continente europeo y entre Siberia y Alaska, y diversos animales migraron de unos a otros. Cuando se formaron los glaciares de la Edad de H ielo, su tremendo peso hizo que la corteza se hundiera hasta 300 m por debajo de los niveles preglaciares. Sin embargo, cuando. los glaciares se fundieron comenzó el rebote isostático, que aún continúa el"! algunas zonas. Se ha producido más de 100 m de rebote en el nordeste de Canadá durante los últimos 6.000 años, y algunas partes de Escandinavia están rebotando a un ritmo de 1 m por siglo. En realidad, algunas zonas costeras han rebotado tanto que los muelles construidos hace unos pocos siglos se encuentran ahora lejos de la costa.

ctualmente, los glaciares cubren casi 1, 5 millones de km 2 o alrededor de un 10% de la superficie terrestre del planeta (Tabla 14.1). La verdad es que si todo el hielo glaciar de la Tierra estuviera en Estados Unidos y Canadá, estos países estarían cubiertos de una capa de hielo de 1,5 km de grosor. Los glaciares pequeños son comunes en las montañas altas del oeste de Estados Unidos, especialmente en Alaska, y en el oeste de Canadá, así como en los Andes de Sudamérica, los Alpes, en Europa, y el Himalaya, en Asia. Incluso algunos de los picos más altos de África, aunque están cerca del Ecuador, tienen glaciares. Australia es el único continente sin glaciares. Los glaciares pequeños de las montañas son pintorescos, pero los glaciares realmente grandes se encuentran en la Antártida y en Groenlandia, que contienen la mayor parte del hielo glaciar de la Tierra (Tabla 14.1). · A primera vista, los glaciares parecen estáticos. Ni siquiera una breve visita a un glaciar disipa esta impresión, porque, a unque los glaciares se mueven, normalmente lo hacen muy lentamente. Sin embargo, se mueven, e igual que otros agentes geológicos, como por ejemplo las corrientes de agua, los glaciares son sistemas dinámicos que están continuamente adaptándose a los cambios. Por ejemplo, la capacidad de una corriente p ara erosionar y transportar varía dependiendo de su velocidad y caudal. De igual modo, la cantidad de hielo de un glaciar· determina su velocidad de movimiento y, por tanto, su

Los glaciares: parte del ciclo hidrológico Recorderrws del Capítulo 1 que uno de los sistemas de la Tierra, la hidrosfera, está compuesto de toda el agua superficial de los océanos y de la tierra, incluida el agua congelada de los glaciares. Los glaciares contienen sola-

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CAPÍTULO 14

LO S GLA C I A R E S Y LA GL AC I ACIÓN

Tabla 14.1

Áreas cubiertas de hielo. actualmente Superficie {km2)

Volumen {km3 )

La Antártida

12.588.000

30.1 09.800

91 ,49

Groenlandia

1.802.600 153.1 69

2.620.000

7,96

Islas árticas ca nadienses Islandia

12.1)3

Svalbard

58.016

Jslas árticas rusas

55.541 51 .476

Alas ka

513

Estados Unidos (aparte de Alaska) Canadá occident9I

24.880

Sudamérica

26.500

Europa Asia

7.410 116.854 12

África

1.000

Nueva Zelanda Otras

Porcentaje del total

176 14.898.276

0,55

180.000ª

100,00

32.909.800

ª Vol umen t otal de hielo glaciar fu era d e la Antártida y Groen land ia. Fuente: U.S. Geologica l Survey Professional Paper 1386-A.

mente -el 2, 15% de toda el agua de la Tierra, pero un 7 5% de. toda el agua dulce se encuentra en ellos (véase la Tabla 12.1). Esta cantidad de agua congelada en los glaciares, la dinámica' de los glaciares y el trabajo geológico realizado por ellos es lo que nos interesa aquí. Los glaciares constituyen una reserva en el ciclo hidrológico donde el agua sé almacena durante largos períodos, pero incluso este agua regresa con el tiempo a su fuente original, los océanos (véase la Figura 12.2). Muchos glaciares en latitudes altas, como en la Antártida, Groenlandia, Alaska y él norte de Canadá, fluyen directamente hacia los mares cuando se funden, o se rompen en icebergs (t.in proceso llamado desmembramiento glaciar) y se desplazan hasta el mar, donde al final se funden. En latitudes más bajas o áreas más alejadas del mar, los glacia- ' res fluyen de elevaciones m ás altas a otras m á s b ajas donde se funden, y el agua resultante entra en el sistema de aguas subterráneas (otra reserva del ciclo hidrológico) o regresa alos mares por escorrentía superficial. En algunas partes del oeste de Estados Unidos y Canadá, los glaciares son reservas importantes de agua dulce que liberan agua a las corrientes durante la estación seca. Adem ás de fundirse, los glaciares pierden agua pcir sublimación, un proceso en el que elhielo se transforma en vapor de agua sin una fase líquida intermedia. La su© Cengage Learning Paraninfo

blimación es fácil de entender si pensamos en cubitos de hielo almacenados en un contenedor en el congelador. Debido a la sublimación, los cubitos de hielo m ás antiguos en la parte inferior del contenedor son mucho más pequeños que los más recientes. El vapor de agua derivado de la sublimación de los glaciares entra en la atmósfera donde puede condensarse y caer de nuevo en forma de lluvia o nieve, pero al final, toda el agua de los glaciares ,regresa a los océanos.

¿Cómo se forman- y mueven los glaciares? ·

·

En el Capítulo 3, mencionamos qué el hielo es cristalino y posee propiedades físicas y químicas características y, por tanto, es un mineral. Por consiguiente, el hielo glaciar es un tipo de roca , pero una que se deforma fácilmente . El hielo glaciar se forma de una manera muy sencilla ("' Figura 14.2).· En cualquier zona en la que caiga más nieve de la que se funde durante las estaciones más cálidas, se produce una acumulación n eta. La nieve reciente tiene alrededor de un 80% de espacio poroso lleno de aire y un 20% de sólido, pero se compacta cuando se acumula, se derrite parcialmente y se vuelve a congelar, convirtiéndose en un tipo de nieve granular llamada firn.

387

GLAC IAR ES

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*\ \

Hielo glacial

......... .... /' .. . .

Nieve granular .

.. .,.

.



·•

F1rn

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l~1

' 1,.~

.

(a)

(b)

• Figura 14.2

--- ---- -·- - - - - - ----- ·--- ·- - - - - - --------- - -···(a) Conversió_n de nieve recié n caída a firn y a hielo gla ciar. (b) Est e iceberg, procedente del glaciar Portage, en Alaska, muestra el típico color azul del hielo glaciar. El hie lo absorbe la longitud de o nda más larga de la luz blanca, pero la azul (longitud de onda corta) se transmite al hielo y se dispersa, lo que explica el co lor azul.

A medida que se acumula más nieve , el firn queda sepul~ tado y se compacta y se recristaliza hasta que se convierte en hielo glaciar, que es un 90% sólido (Figura 14.2) . Como ya mencionamos en la Introducción, los glaciares son masas en movimiento de nieve compacta y recristalízada sobre la tierra, pero ¿cómo se mueven? En este punto, es útil recordar algunos términos sobre la deformación del Capítulo 10. Recordemos que el esfuerzo es la fuerza por unidad de superficie y la deformación es un cambio en la forma o volumen, o ambas cosas, de los sólidos. Cuando la nieve y el. hielo alcanzan un grosor crítico de unos .40 m, el esfuerzo sobre el hielo a cierta profundidad es lo suficientemente grande como para inducir el flujo plástico, un tipo de deformación permanente que no implica fractura. Los glaciares se mueven principalmente mediante flujo plástico, pero también pueden deslizarse sobre la superficie subyacente mediante deslizamiento basal(• Figura 14.3). El deslizamiento bas al lo facilita la presencia de agua, que reduce la fricción entre la superficie subyacente y un glaciar. Por tanto, el movimiento total de un glaciar es el resultado de una combinación de flujo plástico. y deslizamiento basal, aunque el .flujo plástico ocurre conti~ nuamente , mientras que el deslizamiento basal varía dependiendo de la estación. En realidad , si un glaciar está sólidamente unido a la superficie de debajo, sólo se mueve mediante flujo plástico.

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Hielo

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• Figura 14.3 Parte de un g laciar mostrando el movimiento mediante una comb inación de fl ujo plástico y deslizamiento basal : El flujo plástico implica deformación interfla en el .hielo, mientras que el desli zam iento basal significa que se desliza por encima de la su p erficie subyacent~. Si un g lacia r está sólidamente un ido ai sustrato, sólo se mueve me.diante fl ujo plástico. ObseíVemos que la parte superior del gladarse mu eve a más distancia en un tiempo determinado que la parte inferior.

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CAPITULO 14

LO S G L /\C l i\ R ES Y L A GLACI AC IÓ N

no están limitados por la topografía. Por tanto, reconocemos dos tipos b ásic os de glaciares: de va lle y continental de casquete, y algunas variaciones de estos dos tipos básicos.

Oué haría Supongamos que es un profesor de ciencias de un instituto que intenta explicar a sus alumnos que el hielo es un mineral y una roca, y cómo un sólido como el hielo puede fluir como un líquido. Además, explica que la parte superior de 40 m más o menos de un glaciar es quebradiza y se fractura, y que el hielo por debajo de esa profundidad sencillamente fluye cuando es sometido a presión. Ahora que sus ·alumnos están muy confusos, ¿cómo explicaría y demostraría que el hielo puede actuar como un sólido y aún así mostrar propiedades de flujo de fluidos? (Pista: haga referencia a parte de las explicaciones del Capítulo ,10.)

Ahora ya tenemos una idea de cómo se forman los glaciares , pero ¿qué controla su distribución? Como es de sospechar, la temperatura y la cantidad de nieve que caiga son fac tores importantes. Por supues to, la temperatura varía con la elevación y la latitud, por lo que esperamos encontrar glaciares en las m ontañas elevadas y en latitudes altas, si las zonas reciben suficiente nieve. Hay muchos glaciares pequeños en la Sierra Nevada de California, pero sólo a alturas superiores a 3.900 m . En realid ad, las montañas altas d e California , Oregón y Washington poseen todas glaciares, porque además de su altura reciben enormes cantidades de nieve. De h echo, Mount Baker, en Washington, tuvo casi 29 m de nieve durante el invierno de 1998-1999, y en muchas partes de estas montañas son comunes nevadas de '1 O m o más. También existen glaciares en las montañas a lo largo de la costa del Pacífico de Can adá, que también recibe una cantidad de nieve considerable y, además, están más al norte. Algunos de los picos más altos de las Montañas Rocosas, tanto en Estados Unidos como en Canadá, tien en también glaciares.

Glaciares de valle Un glaciar de valle, como su n ombre implica, está confin ado a un valle de montaña a través del cual fluye desde elevaciones altas a otras más bajas (• Figura 14.4). Aquí u tilizamos el término glaciar de valle, pero glaciar alpino y glaciar de montaña son sinónimos. M uchos glaciares de valle tienen glaciares tributarios más pequeños que se les unen, igual que los ríos y los arroyos tienen afl uentes, formando así una red de glaciares en un sistema de valles interconectados. La forma de un glaciar de valle está, obviamente, controlada por la forma del valle que ocupa, por lo que estos glaciares son lenguas estre-

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¿QUÉ TIPOS DE GLACIARES EXISTEN?

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odos los glaciares comparten algunas características, pero también varían de diversas maneras. Algunos están confina dos e n valles de montaña o en depresiones en forma de cuenco en las laderas de las montañas y fluyen desde elevaciones más altas a otras más bajas. Otros son mucho más gruesos y se extienden más lejos ; fluyen hacia fuera desde centros de ac umulación y

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• Figura 14.4 Vista de un g laciar de valle en Alaska. Se observan los afluentes del g laciar principal .

ACUMULA C IÓ N Y ABLACIÓ N: EL BALANCE GLA C I A R

chas y largas de hielo en movimiento. Allí donde un glaciar de valle fluye desde un valle a una llanura más amplia y se extiende, o donde dos o más glaciares de valle se unen en la base de una cadena montañosa, forman una capa de hielo más extensa llamada glaciar de piedemonte. Los glaciares de valle son pequeños comparados con los glaciares continentales, pero aun así, pueden tener varios kilómetros de ancho, hasta 200 km de largo y cientos de metros de grosor. Por ejemplo, el glaciar de Bering, en Alaska, tiene unos 200 km de longitud, y el glaciar de Saskatchewan, en Canadá, tiene 5 5 5 m de grosor. La erosión y sedimentación de los glaciares de valle son responsables de gran parte del espectacular paisaje de sitios como el Parque Nacional Grand Tetan, Wyoming; el Parque Nacional Glacier, Montana; y los Parques Nacionales Waterton, Banff y Jasper, en Canadá.

Glaciares continentales o de casquete polar Los glaciares continent~les, también llamados de casquete polar, cubren al menos 50.000 km2 y no están confinados por la topografía (• Figura 14. 5). -Es decir, su forma y movimiento no están controlados por el paisaje subyacente. Los glaciares de valle fluyen pendiente abajo dentro de los confines de un valle, pero los glaciares continentales fluyen hacia el exterior en todas direcciones desde áreas centrales de acumulación en respuesta a variaciones en el grosor del hielo. Actualmente, sólo hay glaciares continentales de casquete en Groenlandia y la Antártida. E n ambas zonas , el hielo tiene más de 3.000 m de grosor e n sus áreas centrales, se hace más fino hacia los márgenes y lo cubre todo excepto las montañas más altas. La extensión aérea d~l glaciar continental de Groenlandia es de alrededor de 1.800.000 km 2 , y en la Antártida, los glaciares alrárticos occide ntal y oriental se unen para formar un hielo continental continuo que cubre más de 12.650.000 km 2 • Durante la era del Pleistoceno, los glaciares éontinentales cubrían grandes p artes de los continentes del Hemisferio Norte. Son responsables de mucha-s, formas de erosión y sedimentación en Canadá y en los estados de Washington a Maine. Aunque los glaciares de valle y continentales se diferencian fácilmente por su tamaño y ubicación, también existen variedades intermedias llamadas domos y campos de hielo. Los domos y campos de hielo son parecidos a los glaciares de casquete polar, aunque son más pequeños, y cubren menos de 50.000 km2 . El domo Penny, de 6.000 km 2 , de la isla Baffín, Canadá, y el campo de hielo Juneau , de 3.900 km 2 , en Alaska y Canadá, son buenos ejemplos. Algunos campos de hielo se forman cuando los gl~ciares de valle crecen, so-

O

389

600 Km

Mar de Weddelf

= = =

Superficie no glaciar Hielo sobre tierra Plataforma de hielo

• Figura 14.5 La capa de hielo de la Antárt ida occidental y la mucho más g rande de la Antártida oriental se unen para formar un casquete p ola r casi continuo con una media de 2.160 m de g rosor y que alcanza un grosor máxim o de 4.000 m_

brepasan las divisorias y pasos entre valles adyacentes y se unen para formar una masa de hielo continua. También se forman en el terreno bastante plano de Islandia y de algunas de las islas del Ártico canadiense .

ACUMULACIÓN Y ABLACIÓN: EL BALANCE GLACIAR gu al que una cuenta corriente crece y disminuye cuando se ingresan y se extraen fondos , los glaciares se expanden y se contraen en respuesta a la acumulación y a la ablación. Describimos su comportamie nto en términos de un h~lance glaciar, que' es, esencialm ente, una hoja de balance de acumulación }"'ablación. La parte superio~i'l glaciar de valle ~i:na zona de acumulación, donde los aportes exceden a ffit pérdidas y la superficie del glaciar es-táperennemente cubierta de nieve. Por el contrario, el mismo glac~a una¡:ota inferior está en una zona de ablación, dond~s pérdidas por fusión , sublimación y desmembramiento glaciar exceden el índice de acumulación (• Figura 14.6). A finales del invierno, la supe1ficie de un glaciar está completamente cubierta con la nieve acumulada de la temporada. Durante la primavera y .el verano, la nieve

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CAPÍTULO 14

LOS GLACIARES Y LA GLACIACIÓN

Zona de ablación

Zona de acumulación

• Figura 14.6 Respuesta de un glaciar a cambios en el balance. (a) Si las pérd id as en la zo na de ablación (superficie punteada) son iguales a las ad iciones en la zona de acumulación (superficie sombreada), el final del g la ciar permanece inmóvil . (b) Si las ganancias superan a las pérdidas, el final del g laciar avanza. (c) Si las pérd idas superan a las ganancias, el final del glaciar retro cede.

(a)

(b)

(c)

empieza a fundirse, primero a alturas más bajas y después progresivamente hacia alturas superiores del glaciar. La altura a la cual se retira la nieve durante una temporada de ablación se llama límite de firn o de nieve granular (Figura 14.6). Uno puede identificar fácilmente las zonas de acumulación y ablación observando laposición del límite de firn. Las observaciones de un único glaciar revelan que la posición del límite de firn cambia normalmente de año en año. Si no cambia o muestra sólo una pequeña fluctuación, entonces el glaciar tiene un balance equilibrado; es decir, las adiciones en la zona de acumulación están equilibradas con las pérdidas en la zona de ablación, y el extremo distal o final del glaciar permanece inmóvil (Figura l 4.6a). Cuando el límite de firn se mueve hacia abajo, el glaciar tiene un balance positivo; sus adiciones superan las pérdidas, y su final avanza (Figura 14.6b). Si el balance es negativo, el glaciar se retira y su final retrocede hacia arriba por el valle glaciar (Figura 14.6c):

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Aunque el final de un glaciar se esté retirando, el hielo glaciar continúa moviéndose hacia el final mediante el flujo plástico y el deslizamiento basal. Si un balance negativo persiste bastante tiempo, un glaciar se retira y se hace más fino hasta que ya no fluye; entonces, se convierte en un glaciar estancado. Aunque hemos utilizado un glaciar de valÍe como ejemplo, los mismos aspectos del balance controlan el comportamiento de los glaciares de casquete. Por ejemplo, todo el hielo continental de Groenlandia está en la zona de acumulación, pero fluye al océano, donde se produce la ablación.

¿A qué velocidad se mueven los glaciares? En general, los glaciares de valle se mueven más rápido que los de casquete, pero las velocidades de ambos varían de centímetros a decenas de metros al día. Los glaciares

ACUMULACIÓN Y ABLACIÓN> EL BALANCE GLACIAR

de valle que descienden por pendientes pronunciadas fluyen más rápidamente que los glaciares de un tamaño parecido en pendientes más ligeras, suponiendo que las demás variables sean las mismas. El glaciar principal de un sistema de glaciares de valle contiene un volumen de hielo mayor y, por tanto, tiene un caudal y una velocidad de flujo mayor que sus afluentes (Figura 14.4). La temperatura ejerce un control estacional sobre los glaciares de valle porque, aunque el flujo plástico permanece bastante constante durante todo el año, el deslizamiento basal es más importante durante los meses más cálidos, cuando el agua que se derrite es más abundante. La velocidad de flujo también varía dentro del mismo hielo. Por ejemplo, la velocidad d'e l flujo aumenta en la zona de acumulación hasta que se alcanza el límite de firn, a partir de ese punto, la velocidad pasa a ser progresivamente más lenta hacia el final del glaciar. Los glaciares de valle son parecidos a los ríos en que las paredes y el suelo del valle causan resistencia por fricción al flujo, por lo que el hielo en contacto con las paredes y el suelo se mueve más lentamente que el hielo que se encuentra a alguna distancia( • Figura 14.7). Observemos en la Figura 14.7 que la velocidad de flujo aumenta hacia arriba hasta que se alcanzan las últimas decenas de metros de hielo, pero después de ese

391

punto, se produce poco o ningún aumento. Este hielo superior constituye la parte rígida del glaciar que se está moviendo a consecuencia del deslizamiento basal y del flujo plástico de debajo. El hecho de que estos 40 m, más o menos, de hielo de la parte superior se comportan como un sólido quebradizo queda claramente demostrado por las grandes grietas, llamadas «Crevasses», que se desarrollan cuando un glaeiar de valle fluye sobre un escalón en el suelo del valle donde la inclinación aumenta o donde fluye alrededor de una esquina(• Figura 14.8). En cualquier caso, el hielo glaciar se estira (sometido a tensión) y se desarrollan grandes grietas, pero se extienden sólo hacia abajo hasta la zona del flujo plástico. En algunos casos, un glaciar de valle desciende sobre un precipicio tan pronunciado que las grietas rompen el hielo en una mezcla de bloques y pilares, y se desarrolla una cascada de hielo. Una razón por la cual los glaciares de casquete se mueven comparativamente más lentos es que se encuentran en latitudes más altas y están unidos a la superficie subyacente la mayor parte del tiempo. Incluso por debajo del hielo continental antártico se produce algo de deslizamiento basal, pero la mayor parte del movimiento glaciar es por flujo plástico. Sin embargo, algunas partes de los glaciares de casquete se las arreglan para conseguir velocidades de flujo extremadamente altas. Cerca de los márgenes del hielo continental de Groenlandia, el hielo se ve forzado entre montañas en lo que llamamos glaciares de salida. En algunas de estas salidas, las velocidades de flujo superan los 100 m al día. Algunas zonas de flujo rápido, conocidas como corrientes de hielo, en la Antártida occidental, tienen una velocidad de flujo considerablemente mayor que la del hielo glaciar adyacente. Las perforaciones revelaron una capa de sedimentos saturados de agua de 5 m de grosor

• Figura 14.7 La velocidad de flujo de un glaciar de valle varía horizontal y verticalmente . La velocidad más elevada se produce en la parte superior central del glaciar, porque la fricción con las paredes y el sue lo de la depresión raÍentiza el flujo junto a estos límites. La long itud de las flechas de la figura son proporcionales a la velocidad.

:lll_~ig~~~-!~~ _______ _,:_ ____________ -~-----Grietas en glaciares de Alaska.

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392

CAPÍTULO 14

LOS GLAC I ARES Y LA GLACIACIÓ N

por debajo de estas corrientes de hielo, lo que aparentemente facilita el movimiento del hielo que está encima. Algunos geólogos creen que el calor geotérmico del volcanismo activo funde la parte inferior del hielo.

Oleadas glaciares Una oleada glaciar es un episodio corto de flujo acelerado en un glaciar durante el cual la superficie del glaciar se rompe en un laberinto de grietas y su final avanza notablemente. Aunque las oleadas están mejor docum entadas en los glaciares de valle, también tienen lugar en los glaciares de casquete. Durante una oleada, un glaciar puede avanzar varias decenas de metros al día durante semanas o meses, y después volver a su ritmo normal. Los glaciares con oleadas constituyen solamente una pequeñísima proporción de todos los glaciares , y no hay ninguno en Estados Unidos, excluyendo Alaska. Incluso en Canadá, sólo se encuentran en el territorio del Yukón y el las islas Queen Elisabeth. La oleada glaciar más rápida que se haya registrado fue en 1953 en el glaciar Kutiah , en Pakistán; el glaciar avanzó 12 km en tres meses. En 1986, el final del glaciar Hubbard, en Alaska, comenzó a avanzar a unos 10 mal día, y en 1993, el glaciar Bering, de Alaska, avanzó más de 1,5 km en sólo tres semanas. El comienzo de una oleada glaciar viene anunciado por un bulto grueso en la parte superior de un glaciar que empieza a moverse a varias veces la -velocidad normal del glaciar hacia el final. Cuando el bulto alcanza el final, provoca un rápido movimiento y desplazamiento del final de hasta 20 km. Las oleadas están probablemente relacionadas con las velocidades aceleradas del deslizamiento basal más que con un flujo plástico más rápido. Hay una teoría que sostiene que el engrosamiento de la zona de acumulación con el adelgazamiento simultáneo en la zona de ablación aum enta la pendiente del glaciar y explica el flujo acelerado. Sin embargo, otra teo, ría sostiene que la presión sobre los sedimentos blandos debajo de un glaciar hace que los fluidos pasen a través de los sedimentos, permitiendo así que el glaciar suprayacente se deslice de manera más efectiva.

EROSIÓN Y TRANSPORTE GLACIAR . -·------------ - - - - · - - · - - -

os glaciares son sólidos en movimiento que erosionan y transportan enormes cantidades de m ateriales, especialmente sedimentos y suelo no c~nsolidados. Los procesos de erosión más impor-

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tantes son arrasamiento, arranque y abrasión. El arrasamiento, aunque no es un término geológico formal, es bastante a utoexplicativo: un glaciar sencillamente empuja los materiales no consolidados que encuentra en su camino. Este proceso efectivo lo describió acertadamente un observador en N oruega en 1744, durante la Pequeña Edad de H ielo.

Cuando, a veces [el glaciar], empuja hacia adelante, se escucha un gran sonido, como el de un órgano, y empuja por delante de él m asas enormes de suelo, detritos y rocas más grandes que cualquier casa, que después tritura hasta hacerlas tan pequeñas como la arena* El arranque se produce cuando el hielo glaciar se congela en las grietas y ranuras de un saliente de roca firme que al final se suelta. Un a manifestación del arranque es una formación conocida como roche moutonnée, en español, «roca aborregada». Como mostramos en la • Figura 14.9, un glaciar alisa el lado «corriente arriba» de un obstáculo, como por ejemplo una colina pequeña, y arranca fragmentos de roca del lado «corriente abajo» congelándose y soltándose repetidamente del obstáculo. La roca firme sobre la que se mueve el hielo glaciar cargado de sedimentos se erosiona con eficacia mediante la abrasión y, comúnmente, desarrolla una abrasión glaciar, una superficie lisa que brilla con el reflejo de la luz(• Figura 14. lOa). La abrasión también da lugar a estriaciones glaciares, arañazos bastante rectos en la superficie de las rocas (Figura 14.l Ob) . Las estriaciones glaciares tienen rara vez algo más que unos pocos milímetros de profundidad, mientras que las ranuras glaciares son parecidas pero mucho m ás grandes y profundas. La abrasión también pulveriza a conciencia las rocas , de manera que da lugar a un agregado de partículas de tamaño limo y arcilla que tiene la consistencia de la harina, de ahí el nombre de harina de roca. La harina de roca es tan común en las corrientes que se descargan de los glaciares que el agua tiene un asp ecto lechoso. Los glaciares continentales obtienen sedimentos de las montañas que sobresalen a través de ellos y el polvo llevado por el viento se deposita en sus superficies. Por lo demás, obtienen la mayor parte de su s sedimentos de la superficie sobre la que se desplazan y lo transportan en la parte inferior del hielo~ Por el contrario, los glaciares de valle llevan sedimentos en todas las partes del hielo, pero se concentran en la base y a lo largo de los márgenes. Parte del sedimento marginal procede de la abrasión y de la extracción, pero la mayoría lo proporciona los procesos gravitacionales, cuando el suelo, los sedimentos o las rocas caen o se deslizan a la superficie de un glaciar. ~Cita de C . Officer y J. Page, Historias de la Tien·a (Nueva York: Oxford University Press, 1993), pág. 99.

ER O S I ÓN Y TRA N SPO RT E GLAC I AR

393

(a)

• Figura 14.9 (a) Origen de un a roca aborregada. Cuando el hielo se mu eve sobre una co li na, alisa el la do «corriente arrib a» mediante ab ra sión y da forma al lado «corriente abajo» mediante extracci ón. (b) Una roca aborreg ada en Montana.

(b)

Erosión provocada por /os glaciares de valle La erosión provocada por los glaciares de valle ha dado lugar a algunos de los paisajes más inspiradores del mun do. M u chas cadenas montañosas son pintorescas desde

(a)

un principio, pero cuando los glaciares de valle las modifican, adoptan un aspecto único de picos y crestas angulo sas en medio de amplios valles. Varios parqi..{es nacionales y monumentos en el oeste de Estados Unidos y Canadá deben su atractivo pintoresco a la erosión provocada por los glaciares de valle. Las formas erosivas

(b)

• Figura 14.10 Cuando el hiel o ca rg ado de sedimentos se m ueve so bre las rocas, las erosiona y les da un aspe cto lustroso con oc ido. como abrasi ón glaciar (a), como en este gneis en M ich ig an. La abrasión glaciar también se p uede ver en (b), lo mismo q ue los arañazos rectos llamados estriaciones g laciares. La roca es basa lto del Monumento Naciona l Devil's Postpile; Ca lifornia.

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394

CAPÍTULO 14

LOS GLACIARES Y LA GLACIACIÓ N

que resultan de la glaciación de valle son fácilmente reconocibles y nos permiten apreciar el tremendo poder erosivo del hielo en movimiento (• Figura 14.11).

Valles glaciares en forma de U. Una de las características más distintivas de los glaciares de valle es la formación de un valle glaciar en forma de U (Figura 14.1 lc). Los valles de montaña erosionados por las corrientes deagua tienen normalmente forma de V en corte transversal; es decir, tienen paredes que ·descienden hasta un fondo estrecho (véase «Los glaciares de· valle y la erosión» en las· páginas 396 y 397). Por el contrario, los valles erosionados por los glaciares profundizan, se ensanchan y se ponen rectos, de modo que tienen paredes muy escarpadas o verticales , pero fondos amplios y bastante llanos; por tanto, presentan un perfil en forma de U. Muchos valles glaciares contienen espolones truncados triangulares, que son crestas truncadas o estranguladas que se extienden hacia el valle preglaciar (Figura 14.l lc). Durante el Pleistoceno, cuando los glaciares eran más extensos ; el nivel del mar estaba 130 m más bajo que en la actualidad, por lo .que los glaciares que desembocaban en el mar erosionaban sus valles a profundidades mucho mayores. que ahora. Cuando los glaciares se fundieron a finales del Pleistoceno, el nivel del m ar subió y el océano llenó los extremos inferiores de los valles glaciares, por lo que ahora son entrantes largos y de paredes pronunciadas llamados fiordos. El nivel delmar más bajo durante el Pleistoceno no. fue respon sable de la formación de todos los fiordos. A diferencia de las corrientes de agua, los glaciares pueden erosionar a una distancia considerable por debajo del nivel del mar. En realidad, un glaciar de 500 m de grosor puede permanecer en contacto con el fondo del mar y erosionarlo de manera efectiva a una profundidad de unos 450 m antes de que los efectos de flotabilidad del agua hagan que el hielo glaciar flote. La profundidad de algunos fiordos es impresionante; algunos en Noruega y en el sur de Chile tienen unos 1.300 m de- profundidad. Valles colgados. Las cascadas se forman de diversas maneras, pero algunas de las más altas y espectaculares del mundo se encuentran en áreas de glaciación recientes. Por ejemplo, varias cascadas del Parque Nacional de Yosemite, California, caen desde un valle colgado, que es un valle tributario cuyo cauce está a un nivel más alto que el del valle principal (véase «Los glaciares de valle y la erosión» en las páginas 396 y 397). Como nos muestra la Figura 14.11 , el glaciar del valle principal erosiona enérgicamente, mientras que los glaciares más pequeños de los valles tributarios son menos capaces de erosionar. Cuando los glaciares· desaparecen, los valles tributarios más ·pequeños permanecen en forma de valles colgados: Por consiguiente, las corrien© Cengage Learning Paraninfo

(a)

(b) Arista

Circo

(c)

• Figura 14.11 Form as erosivas producidas por glaci ares de va ll e. (a) Un área montañosa antes de la glaciación. (b) El mismo área durante la extensión máxima de los g laciares de valle. (e) Despu és de la g laciación.

tes que fluyen a través de los valles colgados caen por precipicios pronunciados o verticales.

Circos glaciares, aristas y horns. Puede que las formaciones de erosión más espectaculares en áreas de glaciación de valles se encuentren en los extremos superiores de los valles glaciares y a lo largo de las divisorias que separan los valles glaciares adyacentes. Los glaciares de valle se forman y salen de depresiones en forma de cuenco, con paredes pronunciadas llamadas circos glaciares en el extremo superior de su recorrido (Figura 14.1 lc).

D E PÓS ITOS GLACI A R ES

Los circos glaciares tienen, normalmente, paredes escarpadas en tres de sus lados, pero un lado se abre a un valle glaciar. El origen de los circos no está del todo claro, pero estas depresiones se forman, aparentemente, por la erosión de una depresión preexistente en la ladera de una montaña. A medida que la nieve y el hielo se acumulan en la depresión, las cuñas de hielo y el arranque la agrandan hasta que adopta la forma típica de circo. La abrasión, el arranque y varios procesos gravitacionales profundizan en las laderas de la montaña mediante erosión remontante y los circos se hacen más anchos y profundos. Por tanto, una combinación de procesos pueden transformar una pequeña depresión en la ladera de una montaña en un gran circo glaciar; el más grande que se conoce es el circo Walcott en la Antártida, que tiene 16 km de ancho y 3 km de profundidad. Muchos circos glaciares tienen un borde o umbral que indica que el hielo glaciar no sólo se mueve hacia fuera, sino que también rota, erosionando una depresión bordeada de rocas. Normalmente, estas depresiones contienen un lago pequeño conocido como lago de montaña, tarn o ibón (véase «Los glaciares de valle y la erosión» en las páginas 396 y 397). El hecho de que los circos se expandan lateralmente y por erosión remontante explica el origen de otros dos rasgos erosivos característicos, las aristas y los horns. Las aristas, crestas dentadas y estrechas, se forman de dos maneras. En muchos casos, los circos glaciares se forman en los lados opuestos de una cresta y la erosión remontante reduce la cresta hasta que sólo queda un fragmen. to delgado de roca (Figura 14. 11 ). El mismo efecto resulta cuando la erosión en dos valles glaciares paralelos reduce la cresta intermedia a una delgada espina de roca. Los más majestuosos de todos los picos de las montañas son los horns; estos picos piramidales de paredes empinadas se forman por la erosión remontante de los circos. Para que se forme un horn, el pico de una montaña debe tener al menos tre~ circos en sus flancos, todos ellos con erosión remontan te (Figura 14.11 c). Excelentes ejemplos de horns son el Monte Assiniboine, en las Rocosas canadienses, el Grand Teton, en Wyoming, y el más famoso de todos, el Matterhorn, en Suiza.

Los glaciares de casquete y las formas erosivas Las superficies erosionadas por los glaciares de casquete tienden a ser lisas y redondeadas porque estos glaciares biselan y erosionan áreas altas que se proyectan en el hielo. En lugar de producir las formas angulosas 'y agudas típicas de la glaciación de valle, los glaciares de casquete producen un paisaje de topografía bastante llana interrumpida por colinas redondeadas. Estas áreas . tie-

395

nen drenaje desordenado (véase la Figura 12.ISe), numerosos lagos y pantanos, relieve bajo, extensos afloramientos de roca firme y poco o ningún suelo. Se las llama llanuras de erosión glaciar. En una gran parte de Canadá, particularmente la gran región del Escudo Canadiense, la glaciación continental ha arrancado el suelo y los sedimentos superficiales no c.onsolidados para revelar extensos afloramientos de roca firme pulida y estriada. Afloramientos de roca firme parecidos, aunque más pequeños, son también abundantes en el norte de Estados Unidos, de Maine a Minnesota.

DEPÓSITOS GLACIARES· anta los glaciares de valle como.los continentales , erosionan y transportan de manera efectiva, pero al final depositan su carga de sedimentos en forma de derrubio glaciar, un término general para todos los d epósitos resultado de una actividad glaeiar. Po~ demos encontrar una amplia capa de· derrubio glaciar del Pleistoceno en la frontera norte de Estados Unidos y partes adyacentes de Canadá. Hay depósitos similares pero más pequeños allí donde existieron glaciares de valle o donde permanecen activos. Puede que el·aspecto de estos depósitos no sea tan inspirador-como algunas de las formaciones producidas por la erosión glaciar, pero son importantes como reservas de agua subterránea y, en muchas zonas, se explotan para extraer arena y grava. En realidad, la arena y grava glaciares constituyen una gran pa"rte de la economía de extracción de minerales de va~ ríos estados y provincias. Todo derrubio glaciar ha sido transportado desde su origen y posteriormente deposita" do en algún otro sitio. · Los numerosos fragmentos de roea y rocas erosio-· nadas depositadas por la glaciación dispersas por toda la superficie que, obviamente, no proceden del área en la que ahora descansan se llaman bloques erráticos (• Figura 14.12). Un buen ejemplo es la famosa piedra decorativa de Michigan conocida como «puddingstone», compuesta de cuarcita con fragmentos visibles de jaspe rojo, que procede de los afloramientos de roca de Ontario, Canadá. Los geólogos definen dos. tipos de derrubios .glaciares, till y derrubios glaciares estratificados. El till está formado por sedimentos depositados directamente por el hielo glaciar. Estos depósitos no están seleccionados por tamaño de partícula ni dens!dad, y no muestran distribución en capas o. estratificación. El till de los glaciares de valle y de casquete es parecido, pero el de los glaciares de casqu ete es mucho más extenso y, normalmente, ha sido transportado más lejos.

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Los glaciares de valle erosionan eficazmente y causan algunas formas fácilmente reconocibles. Allí donde Jos glaciares se mueven por valles de montañas, éstos se hacen más profundos y anchos, dándoles un perfil en U distintivo. Los picos y las cumbres que se'·alzan por encima de los glaciares de valle también se erosionan, y se tornan irregulares y angulosos. Gran parte del paisaje espectacular de Grand Tetan National Park, Wyoming; Yosemite National Park, California, y Glacier National Park, Montana, es el resultado de la erosión debida a los glaciares de valle. A decir verdad, aún -permanecen activos en algunas de las montañas del oeste de Norteamérica, especialmente en Alaska y Canadá.

Parte del sudoeste de Groenlandia (derecha), donde los glaciares de valle confluían para formar una capa de hielo. Si estos glaciares se derriten algunas formaciones , como las de la Figura 14.11 c estarían presentes. El Teton Range, en Wyoming (superior) , adquirió sus puntas angulosas y crestas y los amplios valles redondeados, en general, como resultado de la erosión debida a los glaciares de valle.

Valles glaciares en forma de U. El valle glaciar de arriba está en el norte de Montana, mientras que el de arriba a la derecha está al sur de Alemania. El lago está encajonado detrás de un depósito glaciar conocido como morrena terminal. El valle glaciar de pared muy inclinada de Noruega (derecha) se extiende por debajo C'lel nivel del mar, formando lo que se denormit'la un fiordo.

La depresión en forma de tazón en el monte Wheeler, en Great Basin National Park, Nevada, es un circo glaciar. Tiene paredes empinadas en tres lados y se abre a un valle glaciar.

El lago Helen, sobre el pico Lassen, en el Lassen Volcanic National Park, California, es un pequeño lago de montaña, es decir, un lago de un circo glaciar.

Las cataratas de Nevada, en el Yosemite National Park, California, caen desde 181 m de altura sobre un valle colgado. El valle, en primer plano, es un inmenso valle glaciar en forma de

El Matterhorn o Cervino (superior), en Suiza, es un bien conocido horn. Esta vista del Jungfrau (izquierda), en Suiza, muestra dos glaciares pequeños, una cabecera de circo glaciar y una arista.

CAPITULO 14

LOS GLACIARES Y L A GLA CIACIÓN

Formas compuestas de ti// Las formas compuestas de till incluyen varios tipos de morrenas y colinas alargadas llamadas drumlins.

• Figura 14.12 -·------------------

-

Bloques erráticos glaciares en Hammond, Nueva York.

Al contrario que el till, los derrubios glaciares estratificados tienen capas e, invariablemente, muestran algún grado de selección. En realidad, los derrubios glaciares e;tratfficados son capas de arena y grava que se acumularon en cauces de corrientes anastomosadas. En el Capítulo 12 mencionamos que las corrientes originadas por el deshielo de los glaciares son normalmente anastomosadas, porque reciben m ás sedimentos de los que pueden transportar de manera efectiva.

Morrenas fina/es. El final de cualquier glaciar puede estabilizarse en una posición durante un período de tiempo, quizá unos pocos años o incluso décadas . La estabilización del frente del hielo no significa que el glaciar h aya dejado de fluir, sólo que tiene un balance equilib'r ado. Cuando un frente de hielo está inmóvil, el glaciar sigue moviéndose y los sedimentos transportados dentro o sobre el hielo se vierten como una pila de escombros en el final del glaciar. Estos depósitos son las morrenas finales, que siguen creciendo mientras el frente de hielo permanezca inmóvil (• Figura 14 .13). Las morrenas finales de los glaciares de valle son normalmente crestas de till en forma de media luna que se extienden por el valle ocupado por el glaciar. Las de los glaciares de casquete son análogas al frente del hielo pero mucho más extensas. Después de un período de estabilización, un glaciar puede avanzar o retroceder, dependiendo de los cambios en su balance. Si avanza, el frente del hielo anula y modifica su mGrrena anterior. Pero si tiene un balance negativo, el frente del hielo retrocede hacia la zona de acumulación. Cuando el frente del hielo retrocede, el till se deposita al ser liberado del hielo que se funde y forma

(b) Fin del retroceso del glaciar

(a) Máxima extensión del glaciar

• Figura 14.13

- - - - ·- -

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(a) El origen de una morrena final. (b) Un glaciar retrocede y su final se estabiliza en una nueva posición, y se deposita otra morrena final. Las morrenas f inales se denominan morrenas term inales o de retroceso, dependiendo de su posición.

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DEPÓS I T OS G L AC I A R E S

una capa de morrena de fondo (Figura 14.13b). Lamorrena de fondo tiene una topografía ondulada e irregular, mientras que la morrena final consiste en.acumulaeiones de sedimentos e n forma de crestas alargadas . Después de que un glaciar haya retrocedido durante algún tiempo, su final puede volver. a estabilizarse, y deposita otra morrena final. Como el frente del hielo ha retrocedido, estas morrenas se llaman morrenas de retroceso (Figura 14.13b). Durante el Pleistoceno, los glaciares de casquete de la región central del continente se exte ndieron h acia el sur hasta. la zona m e ridional d e Ohio, Indiana e Illinois. Sus morren as finales más distales, que m arcan la máxima extensión de los glaciares, llevan el nombre especial de morrena terminal . (los glaciares de valle también depositan morrenas terminales) (• Figura 14.14). A medida que los glaciares retrocedieron de las posiciones en las que h abían depositado sus morren as terminales, detuvieron temporalmente. su retirada numerosas veces y depositaron docenas de morrenas de retroceso.

Morrenas laterales y centrales. Como ya h emos visto, los glaciares de valle transportan una cantidad

399

considerable de sedimentos a lo largo de sus márgenes. Gran parte de este sedimento es erosion ado y arran cado d e las paredes del valle, pero un a cantidad significativa cae o se desliza sobre la superficie del glaciar m edia nte los procesos gravitacionales. E n cualquier caso, cuando un glaciar se funde, estos sedimentos se depositan en forma de largas crestas de till, llamadas morrenas laterales, a lo largo del m argen del glaciar (• Figura 14.15). C u and o dos morrenas laterales se unen, como c u ando un glaciar tributario desemboca en un glaciar más grande, se forma una morrena central (Figu ra 14.15 ). Aunque las morrenas centrales se identifican por su posición en un glaciar de valle, e n realidad se forman por la unión de dos morrenas laterales. Generalm ente, podemos determinar cuántos aflu entes tiene un glaciar de valle por el número de morrenas centrales.

Drumlins. En much as zonas en las que los glaciares continentales depositaron till, éste ha sido transforrpado en colinas alargadas conocidas como drumlins. Algunos drumlins tienen hasta 50 m de altura y 1 km de longit4d; pero la mayoría son mucho más pequeños. Lateralmen te,

(a)

• Figura 14.14 (a) Una morrena fin al deposit ada p or un glaciar de valle. Esta m orrena f inal en particular es t ambién una morrena t erminal, porque es la más alejada d el orig en d el g laci ar. .(b) Primer p lano d e una mo rrena final. Observemos q ue el d epósito no está seleccionad o p or tamaño de pa rtícula y no m uestra cap as o estratificación.

(b)

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L O S GL A C I A R E S Y LA GLA C I AC I ÓN

C APITU L O 14

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• Figura 14.15

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(a) Mo rrenas lateral y central en un g laciar en A laska. Observemos q ue allí d onde se unen dos g laciares trib uta rio s, d os morrenas latera les se unen para formar una morren a cent ral. (b) Las d os crest as p aralelas q ue se exti enden desde est e valle d e m onta ña son morrenas lat erales.

un drumlin parece una cuchara invertida con el extremo empinado en el lado desde el que el hielo glaciar avanzó y el extremo opuesto con una ligera p e ndiente señalando-la dirección del movimiento del hielo . Una hipótesis para el origen de los drumlins sostiene que se forman en' la zona de flujo plástico cuando _el hielo glaciar modifica el till e n colinas aerodinámicas. Según otra hipótesis, los drumlins se forman cuando enormes inundaciones de agu a del deshielo de los glaciares modifican los dep ósitos de ti!!. Los drumlins rara vez se produce n como colinas únicas aisladas ; normalmente se encuentran en cam pos de drumlins que contie nen cie ntos o miles d e drumlins. Encontramos campos d e drumlins en varios estados de Estados Unidos y e n Ontario, Canad á, p ero pued e que e l mejor eje mplo es té c e rc a d e P almyra, Nue va York.

Formas compuestas de derrubios glaciares estratificados Los derrubios glaciares estratificados se encuentran en áreas tanto de glaciación de valle como de casque te, pero como sería de esperar, son m ás extensos en la glaciación de casquete.

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Llanuras aluviales y trenes de valle. Los glaciares descargan agua fundida cargada de sedimentos la mayor p arte del tiempo, excep to quizá durante los meses más fríos. E ste agua fundida forma una serie d e corrientes anastomosadas que salen e n forma radial desde el frente de los glaciares con tinentales sobre una región a mplia. Estas corrie ntes recibe n tanto s sedim entos que gran parte se depositan en los cauces en forma de barras de arena y grava . El vasto m a n to de sedimentos que se forma de este m odo se lla m a lla nura aluvial (• Figura 14.16). Los glaciares de valle ta mbié n descargan en ormes cantidades de agu a fundida y, como los glaciares de casquete, tie n en corrientes an astom osadas que parten de ellos. Sin embargo, estas corrientes están limitadas a las p ar tes inferiores de sus depresiones, y sus largos y estrechos depósitos de derrubios estratificados se conocen como trenes de valle (• Figuras 14.16 y l 4 . l 7a). N ormalmente, las llanuras aluviales y los trenes de valle contien en numerosas depresion es circulares u ovales, muchas de las cuales con tien en lagos pequeñ os. Estas dep resiones son denom inadas kettles, que se fo rm an cuando un glaciar de valle o de casquete en retroceso deja un bloque de hielo qu e posteriormen te queda parcial o comple tam ente sepultado (Figuras 14.1 6 y

DEPÓ S I TOS GL AC I A RE S

14. l 7b). Cuando el bloque de hielo al final se funde , deja una depresión; si la depresión se extiende por debajo del nivel freático , se convierte en la sede de un pequeño lago. Algunas llanuras de aluvión tienen tantas depresiones glaciares que se llaman llanuras de aluviales marcadas.

Kames y eskers. Los kames son colinas cónicas de hasta 50 m de altura compuestas de derrubios glaciares es tratificados (Figuras 14.16 y 14. l 7c) . Muchos kames se forman cuando una corrie nte deposita sedimentos en una depresión en la superficie de un glaciar; cuando el hielo se funde, el depósito se asienta en la superficie. Los kames también se forman en cavidades dentro o por debajo del hielo estancado.

401

Los eskers son cordones largos y sinuosos de derrubios glaciares estratificados, muchos de las cuales serpentean y tienen afluentes (Figuras 14.16 y 14.17d). Algunos eskers miden h asta 100 m de altura y pueden extenderse a más de 100 km. La mayoría de los eskers están en áreas una vez cubiertas de glaciares de casquete, pero también podemos encontrarlos por debajo de los glaciares de valle. La selección y estratificación de los sedimentos de los eskers indican claramente la sedimentación por parte de las corrientes de agua. Las propiedades de eskers antiguos y las observaciones de los glaciares actuales indican que se forman en túneles por debajo del hielo estancado (Figura 14.16).

Depósitos de lago glaciar

... Morrena final

(a)

Druml ins

Existen numerosos lagos en las zonas de glaciación. Algunos se formaron cuando los glaciares hicieron depresiones mediante la erosión, otros se encuentran donde el drenaje de una corriente fue bloqueado y otros son el resultado de la acumulación de agua detrás de las morrenas o en los kettles. Sea cual sea el modo en que se formaron, los lagos glaciares, como todos los lagos, son áreas de sedimentación. Los depósitos pueden llegar a ellos y depositarse en forma de pequeños deltas, pero de especial interés son los depósitos de grano fino. Normalmente, los depósitos limo-arcillosos de los lagos glaciares tienen láminas finas (capas de menos de 1 cm de grosor) y están formados por capas claras y oscuras alternas. Cada par de láminas claras y oscuras constituye una varva (• Figura 14.1 8), que representa un e_pisodio anual de sedimentación. La capa clara se forma durante la primavera y el verano y está compuesta de limo y ~rcilla; la capa oscura se forma durante el invierno cuando las partículas más pequeñas de arcilla y la materia orgánica dejan de estar en suspensión cuando el lago se congela. El número de varvas indica h ace cuántos años existió un lago glaciar.

Oué haría

(b)

• Figura 14.16 Dos etapas en el origen de kettles, kames, eskers, drum li ns y llanuras aluviales: (a) durante la glaciación y (b) después de la glacia ción.

Durante una visita al Pacífico noroeste, observa que una corrienté ha formado un desfiladero. En la parte inferior del desfiladero hay una proyección de roca firme parecida a la de la Figura 14.9b. Por encima de esta roca firme hay una secuencia de capas alternantes y finas (2-4 mm de grosor) de materiales de grano muy fino claros y oscuros (limo y arcilla) con unas pocas rocas erosionadas que miden 10-15 cm de ancho . En la parte superior del desfiladero hay un depósito limoarcilloso, arena y grava que no presenta ni capas ni selección. ¿Cómo descifraría la historia geológica de estos depósitos?

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CAPÍTUL O 14

LOS GLACIARES Y LA GLACI AC IÓ N

• Figura 14.17 (a) Un tren de va lle en Alaska formado de derrubios glaciares estratificados. (b) Un kettle en una morrena en A laska . (c) Esta colina pequeña en Wisconsin es un kame. (d) Este cordón sinuoso cerca de Dahlen, Dakota del Norte, es un esker.

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(a)

(b)

(e)

(d)

Otro rasgo distintivo de los lagos glaciares que contienen varvas son los clastos abandonados (Figura 14.18). Son fragmentos de grava, o incluso mayores, incluidos en los depósitos de grano muy fino. La mayoría fueron probablemente transportadas hasta los lagos por icebergs que se fundieron y liberaron el sedimento contenido en el hielo.

¿QUÉ PROVOCA LAS EDADES DE .HIELO? ntendemos bien cómo se forma un glaciar individual: si cae · más nieve de la que se funde durante la estación cálida, se produce una ac u-

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mulación neta; la nieve profundiza cada vez más y a cierta profundidad se convierte en hielo glaciar. Y, como ya hemos visto anteriormente, el flujo empieza cuando se alcanza el grosor crítico de 40 m. Por tanto, sabemos cómo se forman los glaciares, algo de su dinámica y cómo afectan a la superficie de la Tierra, pero no hemos tratado dos cuestiones: (1) ¿Qué provoca los episodios de glaciación a gran escala? y (2) ¿Por qué ha habido tan pocos episodios de glaciación generalizada? Los glaciares no sólo estuvieron mucho más extendidos durante la era del Pleistoceno, sino que también se expandieron y redujeron varias veces. (Véase el Capítulo 23, «La Tierra del Cenozoico y la historia de la vida», para más información sobre los glaciares del Pleistoceno). Sólo se reconocen unos pocos períodos de glaciación en el registro geológico, cada uno de ellos separado de los otros por largos intervalos de clima moderado. Estos cam-

¿QU É PR OVOCA LAS EDA D ES DE · HIELO ?

• Figura 14.18 ... ---·---

--·

..

Varvas glaciares co n un clasto abandonado.

bios climáticos a largo plazo probablemente son resultado de cambios geográficos lentos relacionados con la actividad tectónica de las placas. Las placas en movimiento llevan los continentes a latitudes altas donde pueden existir los glaciares, siempre que reciban suficiente precipitación en forma de nieve. Las colisiones de las placas, la posterior elevación de amplias áreas muy por encima del nivel del m ar y los pa trones variables de circulación oceánica y atmosférica provocados por el cambio de forma y posición de las placas, también contribuyen al cambio clim ático a largo plazo. Una teoría que explique las edades de hielo debe tratar el hecho de que durante la Edad de Hielo del Pleistoceno (de 1,6 millones a 10.000 años atrás) p eríodos interglaciares más cálidos separaron varios intervalos de expansión glaciar. Se han reconocido al menos cuatro episodios de glaciación importantes en Norteamérica, y en Europa se produjeron seis o siete avances y retrocesos glaciares. Estos acontecimientos climáticos a plazo intermedio tuvieron lugar en escalas de tiempo de decenas a cientos de miles de años. La naturaleza cíclica de este episodio más reciente de glaciación lleva tiempo siendo un problema a la hora de formular una teoría global del cambio climático.

La teoría de Milankovitch Una hipótesis particularmente interesante para los acontecimientos climáticos a plazo intermedio fue postulada

403

por el astrónomo yugoslavo Milutin Milankovitch durant~ los años veinte. Pr~puso que las irregularidades menores en la rotación y órbita de la Tierra son suficientes para alterar la cantidad de radiación_ solar que recibe el planeta en cu alquier latitud determinada y que, por tanto, pueden afectar a los cambios climáticos. La que ahora llamamos teoría de Milankovitch, fue inicialmente ignorada, pero ha recibido u n interés renovado durante los últimos 25 años . M ilankovitch atribuyó la llegada de la Edad de Hielo del Pleistoceno a variaciones en tres parámetros de la órbita de la Tierra (• Figura 14.19) . El primero es la excentricidad orbitai, ~ue es el grado en el que la órbita se aparta de un círculo perfecto. Los cálculos indican un ciclo aproximado de 100.000 años entre períodos de excentricidad máxima. Esto se corresponde estrechamente con 20 ciclos climá ticos de frío-calor que se produjeron durante el Pleistoceno. El segundo p arámetro es el ángulo entre el eje de la Tierra y una línea perpendicular con el plano de su órbita alrededor del Sol. Este ángulo se mueve alrededor de 1 ,5 grados desde su valor actual de 23,5 grados durante un ciclo de 4 1.000 años. El tercer parámetro es la precesión de equinoccios, que hace que la posición de los equinoccios y los solsticios se mueva lentamente alrededor de la órbita elíptica de la Tierra en un ciclo de 23.000 años. Los cam~ios continuos de estos tres parámetros hacen que la cantidad de calor solar que se recibe en cualquier latitud varíe ligeramente a lo largo del tiempo. Sin embargo , el calor total recibido por el planeta cambia poco. M ilankovitch propuso, y ahora muchos científicos están de acuerdo, que la interacción de es tos tres parámetros proporciona el mecanism o de desencadenamiento de los episodios glaciares-interglaciares del Pleistoceno.

Acontecimientos climáticos a corto plazo Los acontecimientos climáticos con duraciones de varios siglos, como por ejemplo la Peq ueña Edad de Hielo, son demasiado cortos p ara que sean d·e bidos a la tectónica de las placas o a los ciclos de M ilankovitch. Se han propuesto varias hipótesis, incluidas las variaciones en la energía solar y el volcanismo . Las variaciones e n la energía solar podrían ser resultado de cambios en el interior del mis mo Sol o de cualquier cosa que reduzca la cantidad de energía que la Tierra recibe del Sol. Lo último podría ser de bido a que el sistema solar pase a través de nubes de polvo y gas interestelar o que algunas sustancias de la atmósfera reflejen la radiación solar de vuelta a espacio. Sin emb argo, los registros que se guardan de los últim os 80 años, indican que durante ese tiempo l a cantidad de ra-

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CAPÍTULO 14

LOS GLA.CIARES Y LA GLACI AC IÓ N

(a) Eje dentro de 11.000 años Eje en la actuali~~-5,~imadamente

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diación solar ha variado sólo ligeramente. Por tanto, aunque las variaciones en la energía solar pueden influir en los acontecimientos climáticos a corto plazo, dicha correlación no ha sido demostrada. Durante las grandes erupciones volcánicas, tremendas cantidades de cenizas y gases son arrojados a la atmósfera, donde reflejan la radiación solar entrante reduciendo así las temperaturas atmosféricas. Recordemos del Capítulo 5, que pequeñas gotitas de gases de azufre permanecen en la atmósfera durante años y pueden tener un efecto significativo sobre el clima. Se han producido varios acontecimientos volcánicos a gran escala, como la erupción del Tambora en 1815, y se sabe que han tenido efectos climáticos. Sin embargo, aún no se ha establecido ninguna relación entre los períodos de actividad volcánica y los períodos de glaciación.

(b)

• Figura 14.19

Condiciones actuales Julio

(c) Condiciones dentro de 11.000 años aproximadamente Julio

(d)

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Las irregularidades menores en la rotación y órbita de la Tierra pueden afectar a los cambios climáticos. (a) La órbita de la Tierra varía de ser casi un círculo (izquierda) a un elipse (derecha) y de vuelta a un círculo en unos 100.000 años. (b) La Tierra se mueve al rededor de ~u órbita mientras gira sobre su eje, que está inclinado respecto al plano de su órbita alrededor del Sol en 23,5 grados y señala hacia la Estrella Polar. El eje de rotación de la Tierra se mueve lentamente y traza la trayectoria de un cono en el espacio. (c) Actualmente, la Tierra está más cerca del Sol en enero, cua ndo el Hemisferio Norte experimenta el invierno. (d) En unos 11.000 años, debido a la precesión, la Tierra estará más cerca del Sol en ju lio, cuando sea vera no en el Hemisferio Norte .

RE SUMEN D EL CA PÍTULO

405

GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo Actualmente, los glaciares cubren alrededor de un 10% de la superficie terrestre y contienen un 2 , 15% de todo el agua de la Tierra. Un glaciar se forma cuando la nieve invernal supera el deshielo estival y, por tanto, se acumula año tras año. La nieve se compacta y se convierte en hielo glaciar, y cuando el hielo tiene un grosor de unos 40 m , la presión h ace que fluya. Los glaciares se mueven por flujo plástico y por deslizamiento basal. Los glaciares de valle están confinados en valles de montaña y fluyen desde elevaciones más altas a otras más bajas, mientras que los glaciares continentales o de casqu ete cubren amplias áreas y fluyen h acia fuera en todas direcciones desde una zona de acumulación. El comportamiento de un glaciar depende de su balance, que es la relación entre la acumulación y la ablación. Sí un glaciar tiene un balance equilibrado, su parte final permanece inmóvil; un balan ce positivo o negativo hacen que el final avance o retroceda, respectivamente. Los glaciares se mueven a distintas velocidades, dependiendo de la pendiente, el caudal y la estación. Los glaciares de valle tienden a fluir m ás rápidamente que los glaciares continentales.

La erosión de montañas por parte de los glaciares de valle da lugar a formaciones angulosas y agudas, como circos glaciares, aristas y horns. Los valles glaciares en forma de U, los fiordos y los valles colgados son también producto de la glaciación de valle. Los glaciares continentales erosionan y biselan zonas altas, produciendo un p aisaje liso y redondeado conocido como llanura de erosión glacial. Las formas de sedimentación incluyen las morr~nas, que son acumulaciones de tíll en forma de crestas. Los diversos tipos de morrenas son terminal, de retroceso, lateral y central. Los drumlins están compuestos de till que fue transformado aparentemente en colinas aerodinámicas por los glaciares continen tales o las inundaciones. Los derrubios glaciares estratificados de las llanuras aluviales y los trenes de valle consisten en arena y grava depositada por corrientes de agua fundida procedente de los glaciares. Los cordon es conocidos como eskers y las colinas cónicas, lla madas kames, están también compuestas por derrubios glaciares estratificados. Los grandes intervalos glaciares separados por decenas o cientos de millones de años probablemente se produjeron como resultado del cambio de posición de las placas tectónicas, que a su vez provocó cambios en los patrones de circulación oceán ica y atmosférica.

Los glaciares erosion an y transportan de manera efectiva porque son sólidos en movimiento. Son p articularmente efectivos erosionando suelo y sedimentos no consolidado~ , y pueden transportar sedimentos de cualquier tamaño que reciban.

Actu almente, la teoría de Milankovitch tien e una aceptación muy amplia como explicación de los intervalos glaciares-interglaciares.

Los glaciares continentales transportan la mayor parte de sus sedimentos en la parte inferior del hielo, mientras que los glaciares de valle pueden llevar sedimentos en todas las partes del hielo.

Las razones de los cambios climáticos a corto plazo, como la Pequeña Edad de Hielo, no están muy claras. Dos causas propuestas son los cambios en la cantidad de energía solar recibida por la Tierra y el volcanismo.

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CAPITULO 14

LOS G L AC I ARES Y L A GL AC I AC I Ó N

Términos clave abrasión (pág. 392) abrasión glaciar (pág. 392) arista (pág. 395) balance glaciar (pág. 389) bloque errático (pág. 395) casquete polar (pág. 389) campos de hielo (pág. 389) circo glaciar (pág. 394) derrubio glaciar (pág. 395) derrubios glaciares estratificados (pág. 398) deslizamiento basal (pág. 387) domos (pág. 389) drumlin (pág. 399)

esker (pág. 401) fiordo (pág. 394) firn o hielo granular (pág. 386) flujo plástico (pág. 387) glaciar (pág. 385) glaciar continental o de casquete (pág. 389) glaciar de valle (pág. 388) hielo glaciar (pág. 387) horn (pág. 395) kame (pág. 401) llanura aluvial (pág. 400) morrena central (pág. 399) morrena de fondo (pág. 399)

morrena de retroceso (pág. 399) morrena final (pág. 398) morrena lateral (pág. 399) morrena terminal (pág. 399) oleada glaciar (pág. 392) teoría de Milankovitch (pág. 403) till (pág. 395) tren de valle (pág. 400) valle colgado (pág. 394) valle glaciar en forma de U (pág. 394) zona de ablación (pág. 389) zona de acumulación (pág. 389)

Cuestiones de repaso l.

2.

3.

¿Cuál de las siguientes afirmaciones es correcta?: a .___ un circo glaciar se forma cuando dos glaciares de valle se unen; b. _ _encontramos depósitos glaciares de la Edad de Hielo en zonas tan al sur como Alabama; c. _ _la mayor parte del norte de Europa estaba cubierta por el hielo glaciar durante la Pequeña Edad de Hielo; d. _ _muchos de los glaciares de valle de Estados Unidos están en los Apalaches; e. _ __ menos de un 1% de todo el hielo glaciar se encuentra fuera de la Antártida y de Groenlandia. Sí un glaciar deposita una morrena terminal y después retrocede y deposita otra morrena, esta última se llama morrena_ _ a. _ _lateral; b'. ___central; c. ___de retroceso; d. _ _ óptíma; e. _ _aluvión. Una arista es un(a): a. _ _cresta en forma de cuc_h íllo entre valles glaciares;

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b. _ __ depósíto de arena y grava no seleccionada; c. ___píco en forma de pirámide erosionado por los glaciares continentales; d. ___ tipo de glaciar que se encuentra en los valles .de montaña; e. ___llanura de aluvión con numerosos kettles. 4.

Cuando la nieve recién caída se compacta, se funde parcialmente y se vuelve a congelar, forma un hielo granular llamado: a. _ __ kame; b._ _ till; c. ___fírn; d. _ _ derrubios ; e. ___ circo glaciar.

5.

Los glaciares se mueven principalmente por: a. _ _ oleadas; b. _ _ deslizamiento basal; c. ___ compresión lateral; d. _ _flujo plástico ; e. ___abrasión .

6.

Una depresión en forma de cuenco en la ladera de una montaña en el extremo superior de un valle glaciar es un(a): a. _ _ tren de valle;

- -- - -- , -

i\C TIVTDAD ES EN LA WOR LD W TD E WEB

b. _ __ circo glaciar; c. _ __esker; d. _ _ drumlin; e. _ __ bloque errático. 7.

8.

9.

1O.

11.

Durante la Edad de Hielo o era del _ _, los glaciares cubrían alrededor de un ___ de la superficie la Tierra: a. ___Cretácico/75%; b. _ _ Proterozoico/l 0 %; c ._ _Paleozoico/5 0%; d. _ _Pleistoceno/30%; e. _ _Mesozoico/15%. Si un glaciar tiene un balance equilibrado : a. ___deja de moverse; b. _ __ su final permanece inmóvil; c. ___su ritmo de ablación supera su índice de acumulación; d. ___la longitud del glaciar disminuye; e. ___ya no se forman grietas. Una llanura erosionada por el hielo es un(a): a. _ __paisaje apagado resultado de la erosión por parte de un glaciar continental; b. ___área con muchos circos, horns y aristas; c.___área extensa cubierta de depósitos de aluvión; d. _ __ región en la que se encuentran normalmente drumlins y eskers; e. _ __tipo de depósito formado por capas alternas de arcilla oscuras y claras. Las dos zonas que actualmente tienen glaciares continentales son: a. ___el Parque Nacional Glacier, Montana, y el Parque Nacional de Waterton, Canadá; b. _ _ el Monte Baker, Washington, y la Sierra Nevada de California; c. _ _ la Antártida y Groenlandia; d. ___Escandinavia y Canadá; e. _ _ Islandia y la isla Baffin. Cuando al menos tres glaciares erosionan un único pico de montaña, se forma un pico en forma de pirámide llamado: a. ___horn; b.___derrubios; c. ___esker; d. _ __ estriación; e._ _ fiordo.

407

12.

Una roca erosionada transportada glaciarme_n te y que ahora descansa lejos de su origen es un(a): a. _ _firn; b. ___bloque errático; c ._ _morrena; d. ___varva; e. _ __ cadilito.

13.

¿Cómo es posible que los glaciares erosionen por debajo del nivel del mar mientras que las corrientes no pueden?

14.

Un glaciar de valle tiene una superficie de corte transversal de 400.000 m 2 y una velocidad de flujo de 2 m/día. ¿Cuánto tardará un km 3 de hielo en pasar por un punto determinado?

15.

En sus viajes se encuentra un afloramiento de roca al borde de la carretera que está compuesto de capas alternas de fango laminado claro y oscuro, con unas cuantas rocas que miden de 20 a 40 cm de ancho. Explique la secuencia de eventos responsables de la sedimentación.

16.

Varios de los volcanes de la Sierra de las Cascadas, de California, Oregón y Washington, tienen glaciares. ¿Qué dos factores explican. los glaciares de estas montañas?

1 7.

Explique en términos de balance glaciar cómo un glaciar que una vez estuvo activo se estanca.

18.

¿Qué clases de evidencias indicarían que una zona ahora libre de hielo estuvo una vez cubierta por un glaciar continental?

19.

¿Qué son el deslizamiento basal y el flujo plástico, qué causa cada uno de ellos y cómo varían según la estación?

20.

¿Cómo explica la teoría de Milankovitch la llegada de los episodios de glaciación del Pleistoceno?

2 1.

¿Qué es el límite de firn de un glaciar y cómo se relaciona su posición con el balance de un glaciar?

22.

¿Qué son los valles colgados y cómo se originan?

23.

¿Cómo se forman las morrenas terminales y de retroceso?

24.

¿Cómo se origina el hielo glaciar y por qué se considera una roca?

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La obra del viento y de los desiertos

CAPÍTULO 15

ESQUEMA DEL CAPITULO .I'

Introducción ¿Cómo transporta sedimentos el viento? ¿Cómo erosiona el viento los accidentes geográficos? GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Llevado por el viento ¿Cuáles son los diferentes tipos de depósitos del viento? • ¿Cómo se distribuyen los cinturones de presión de aire y los patrones de viento globales? ¿Dónde aparecen los desiertos? • ¿Cuáles son las características de los desiertos? ¿Qué tipos de formas encontramos en los desiertos? • Geo-Recapitulación

La comunidad saharaui de El Gedida, en la parte occidental de Egipto, está siendo sepultada lentamente por el avance de la arena. Fuente: George Gerste r!The Nationa l Audubon Society/Photo Researchers

410

CAPITULO 15

LA OBR A D E L VI EN TO Y DE L OS DESI E RT OS

Introducción urante las últimas décadas, los desiertos han ido avanzando sobre millones de acres de tierra productiva, destruyendo praderas, tierras de cultivo e incluso pueblos (véase la foto al inicio del capítulo). Esta expansión, estimada en 70.000 km 2 al año, se ha cobrado un alto prec io en sufrimiento humano. Debido al incesante avance de los desiertos, cientos de miles de personas han muerto de hambre o se han visto forzadas a emigrar como «refugiados medioambientales» de sus hogares a campamentos, donde la mayoría están muy mal nutridas. Esta expansión de los desiertos sobre tierras anteriormente productivas se llama desertización, y es un problema importante en muchos países. La mayoría de las regiones que sufren la desertización se encuentran a lo largo de los márgenes de los desiertos existentes ; donde un ecosistema en delicado equilibrio sirve como barrera entre el desierto por un lado y un entorno más húmedo por el otro. Su potencial para adaptarse a la s crecientes presiones medioambientales de causas naturales así como provocadas por la actividad humana es limitado. Ordinariamente, las regiones desérticas se expanden y contraen gradualmente en respuesta a procesos naturales, como el cambio climático, pero gran parte de la desertización actual ha sido acelerada por el hombre. En muchas áreas, se ha eliminado la vegetación natural para extender los cultivos hacia bordes cada vez más secos para mantener a la población creciente. Como la hierba es la vegetación natural dominante en la mayoría de las zonas periféricas, la ganadería es una actividad económica habitual. Sin emba rgo, el número cada vez mayor de ganado en muchas zonas ha superado con mucho la capacidad de la tierra para mantenerlo. En consecuencia, el manto de vegetación que protege el suelo ha disminuido, haciendo que el suelo se disgrege y que el viento y el agua se lo ll eve, lo que da lugar a un aumento de desertización. Una zona particularmente golpeada por la desertización es el Sahel de África (un cinturón de 300-1.100 km de ancho, situado al sur del Sahara). Como la sequía es común en el Sahel, la región sólo puede soportar una población limitada de personas y de ganado. Por desgracia, las crecientes poblaciones de personas y animales y una agricultura más intensa han aumentado las demandas de las tierras. Al experimentar también sequías periódicas, esta región ha sufrido enormemente cuando los cultivos han fracasado y el ganado ha consumido de manera excesiva la vegetación natural, dando lugar a miles de muertos, gente desplazada y la invasión del Sahara. La tragedia del Sahel y las sequías prolongadas de otras zonas situadas al borde de los desiertos nos recuerdan el delicado equilibrio de los ecosistemas en estas regiones. Un a vez que la frágil cobertura del suelo ha sido eliminada por la erosión, hacen falta siglos para que se forme sue lo nuevo (véase el Capítulo 6).

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Oué haría Le han pedido que testifique ante un comité del congreso encargado de determinar si la National Science Foundation debería continuar subvencionando la investigación dedicada al estudio de los cambios climáticos durante la era Cenozoica . Su especialidad son los accidentes geográficos del desierto y la formación de los desiertos. ¿Qué argumentos utilizaría para convencer al comité de que continúen subvencionando la investigación paleoclimática?

Hay muchas razones importantes para estudiar los desiertos y los procesos responsables de su formación. En primer lugar, los desiertos cubren grandes regiones de la superficie de la Tierra. Más de un 40% de Australia es desierto y el Sahara ocupa una gran parte del norte de África. Aunque generalmente los desiertos están escasamente poblados, algunas regiones desérticas están experimentando una afluencia de gente, com o por ejemplo Las Vegas, Nevada, la zona desértica del sur de California y varias zonas de Arizona. Muchos de estos sitios ya tien en problemas con el crecim iento de pobla ción. Además, con el actual debate sobre el calentamiento globa l, es importante comprender cómo funcionan los procesos del desierto y cómo afectan los cambios climáticos globales a los distintos sistemas y subsistemas de la Tierra. Al comprender cómo funciona la desertización, la gente puede tomar medidas para eliminar o reducir la destrucción realizada, particularmente en términos de sufrimiento humano. El estudio de las causas subyacentes del cambio climático examinando las regiones desérticas antiguas puede hacernos entender la posible duración y gravedad de cambios climáticos presentes y futuros. Esto puede tener importantes repercusiones en las decisiones sobre si el enterramiento de residuos nucleares en un desierto, como Yucca Mountain , Nevada, es tan seguro como dicen algunos y en bien de nuestro propio interés como sociedad. Hace más de 6.000 años, el Sahara era una sabana fértil que mantenía una fauna y flora variada, incluidos seres humanos. Entonces, el clima cambió y la zona se convirtió en un desierto. ¿Cómo sucedió esto? ¿Cambiará de nuevo esta región en el futuro? Éstas son algunas de las preguntas que los geocientíficos esperan poder contestar estudiando los desiertos. Y, por último, muchos agentes y procesos que han dado forma a los desiertos parecen no estar limitados a nuestro planeta. Muchas cara cterísticas encontradas en Marte, especialmente como se ven en las imágenes transmitidas por los «rovers» Spirit y Opportunity, son, aparentemente, resultado de los mismos procesos del viento que funcionan en la Tierra.

¿CÓMO TRAN SP O RTA SEDIMENTOS EL- VI E i'\TO?

¿CÓMO TRANSPORTA SEDIMENTOS EL VIENTO? 1 viento es un fluido turbulento y, por tanto, transporta sedimentos casi del mismo modo que las corrientes de agua. Aunque el viento normalmente flu ye a una velocidad superior al agua, tiene una densidad menor y, por consiguiente, sólo puede llevar partículas de tamaño limo y arcilla como carga en suspensión. La arena y las partículas más grandes se desplazan por el suelo como carga de fondo.

Carga de fondo Los sedimentos demasiado grandes o pesados como para ser transportados en suspensión por el agua o el viento se desplazan como carga de fondo. por saltación o rodando y deslizándose. Como ya vimos en el Capítulo 12, la saltación es el proceso por el cual una porción de la carga de fondo se mueve botando intermitentemente a lo largo del cauce de una corriente. La saltación también se produce en la tierra. El viento hace rodar los granos de arena y levanta y lleva algunos granos a lo largo de distancias cortas antes de que vuelvan a caer a la superficie. Cuando los granos de arena descienden y caen a la superficie, golpean otros granos, haciendo que boten mediante la saltación (• Figura 15 .1). Los experimentos en túneles de viento muestran que una vez que los granos de arena empiezan a moverse, siguen haciéndolo, aunque el viento vaya por debajo de la velocidad n ecesaria para empezar a moverlos. Esto ocurre porque una vez que comienza la saltación, provoca una reacción en cadena de colisiones entre granos de arena que mantiene a los granos en movimiento constante. La arena en saltación normalmente se mueve cerca de la superficie, e incluso, cuando los vientos son fuer-

Viento

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tes, los granos rara vez se elevan más de un metro. Si los vientos son muy fuertes , estos granos golpeados por el viento pueden provocar una intensa abrasión. La arena puede eliminar la pintura de un coche en un corto período de tiempo y su parabrisas quedará completamente esmerilado y translúcido.

Carga en suspensión Las partículas de tamaño limo y arcilla constituyen la mayor parte de la carga en suspensión del viento . Aunque estas partículas son mucho más pequeñas y ligeras que las partículas de tamaño aren a, el viento normalmente mueve primero estas últimas. La razón de este fenómeno es que hay una capa · delgada de aire inmóvil junto al suelo donde p erman ecen, tal cual están, las partículas p equeñas de limo y arcilla. Sin embargo, los granos de aren a m ás grandes se sitúan en la zona de aire turbulento, donde pueden moverse. A m enos que se perturbe la capa de aire inmóvil, las partículas de limo y arcilla p erm a necen en el suelo, proporcionando una superficie lisa. Podemos observar este fenóméno en una carretera de tierra en un día de viento. A m enos que pase un vehículo por la carretera, poco polvo se levanta aunque haya viento. C u a ndo un vehículo.se mueve sobre la carretera, rompe la capa de aire en calma y altera la capa lisa de polvo, que es levantada .por el viento y forma una nube de polvo tras la estela del vehículo . De forma similar, cuando se perturba una capa de sedimentos, el viento recoge fácilme nte las partículas de tamaño limo y arcilla y las transporta en su spensión, creando nubes de polvo o incluso tormen tas de polvo. Una vez que estas partículas pequeñas han subido a la atmósfera, pueden ser transportadas a miles de kilómetros desde su origen. Por ejemplo, grandes cantidades de polvo fino del suroeste de Estados Unidos fue trasladado hacia el este y cayó sobre N ueva Inglaterra duran te el Dust Bowl de los años treinta.

Superficie de arena suelta ·

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• Figura 15.1 La mayor parte de la arena se mueve cerca de la superficie del suelo por sa ltación. El viento recoge los granos de arena y los transporta a corta distancia antes de q ue vuelvan a caer al suelo, donde normalment e golpean otros granos, haciendo que boten y se m uevan en la dirección del viento.

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CAP I TULO 15

LA OBRA DEL V IENTO Y DE LOS DESIERTOS

¿CÓMO EROSIONA EL VIENTO LOS ACCIDENTES GEOGRÁFICOS? unque la acción del viento produce muchas características erosionales distintivas y es un agente de selección extremadamente eficiente, las corrientes de agua son las responsables de la mayoría de los accidentes geográficos erosionales de las regiones áridas, aunque los cauces n ormalmente están secos. El viento erosiona el material de dos maneras : abrasión y deflación.

Oué haría Como experto en procesos desérticos, se le ha asignado el trabajo de enseñar a la primera tripulación de astronautas que va a explorar Marte todo lo que hay que saber sobre los desiertos y sus accidentes geográficos. La razón es que muchas características marcianas muestran evidencias de haberse formado como resultado de los procesos eólicos, y muchos accidentes geográficos son iguales a los que podemos encontrar en los desiertos de la Tierra. Describa cómo enseñaría a los astronautas a reconocer las características formadas por el viento y dónde los llevaría para enseñarles los tipos de formaciones que pueden encontrarse en Marte.

Abrasión La abrasión implica el impacto de los granos de arena en proceso de saltación sobre un objeto y es análogo al pulido por chorros de arena. Normalmente, los efectos de la abrasión son de poca importancia porque la arena, el agente de abrasión más común , rara vez se levanta más de u n metro por encima de la superficie. En lugar de crear rasgos erosionales importantes, la abrasión del viento normalmente modifica los rasgos existentes grabando, picando, alisando o p uliendo . No obstante, la abrasión del viento puede producir muchas características de aspecto extraño y forma singular(• Figura 15.2) . Los ventifactos son un producto común de la abrasión del vi~nto; son piedras cuyas superficies han sido pulidas, picadas o marcadas con surcos o facetas (• Figura 15.3).

Si el viento sopla desde diferentes direcciones, o si la piedra se mueve, el ventifacto tendrá múltiples facetas. Los ventifactos son más comunes en los desiertos, aunque se pueden formar en cualquier sitio donde las piedras estén expuestas a granos de arena en proceso de saltación, como en playas de regiones húmedas y algunas llanuras de aluvión . Los yardangs son formaciones más grandes que los ventifactos y también se producen por la erosión del viento(• Figura 15.4). Son crestas aerodinámicas y alargadas que parecen el casco de un barco al revés. N ormalmente, los yardangs se encuentran en grupos alineados en paralelo a los vientos dominantes. Probablemente se forman por la erosión diferencial en la que depresiones, paralelas a la dirección del viento, se tallan a partir de un bloque de roca, dejando crestas alargadas y

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• Figura 15.2 La abrasión del viento ha fo rmado estas estructuras erosionan do el ·· aflorami ento de caliza en el desierto Líbico, Egipto.

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¿CÓM O E RO S I ONA E L V I EN T O LO S A C C IDE N T E S G E OGR ÁF I COS ?

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• Figura 15.3

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(a) Un ventifacto se forma cu ando las p artícu la s lleva das por el viento (1) erosion an la superficie de una roca, (2) formando una su perfi cie p lana . Si la roca se mu eve, (3) se fo rman superficies planas adicional es. (b) Ventifactos grandes sobre el pavimento desértico en el M o numento Nacio nal de Death Valley, Ca liforni a.

(a)

(b)

muy marcadas . Estas crestas pueden ser posteriormente modificadas por la abrasión del viento hasta llegar a su forma característica. Aunque los yardangs son unas formaciones de los desiertos bastante comunes, hubo un renovado interés por ellas cuando las imágenes recibidas desde Marte mostraron que también son unas formaciones muy extendidas en la superficie marciana.

poco profundas de dimensiones variables son el resultado de la erosión diferencial de los materiales superficiales. Con un tamaño que varía desde varios kilómetros de diámetro y decenas de metros de profundidad a pequeñas depresiones de sólo unos pocos metros de ancho y menos de un metro de profundidad, las depresiones de deflación son comunes en el sur de la región de las grandes llanuras de los Estados Unidos . En muchas regiones secas, la eliminación de partículas de tamaño arena y más pequeñas por parte del viento deja una superficie de guijarros, adoquines y piedras. Cuando el viento se lleva el material de grano fino de la superficie, los efectos de la gravedad y las crecidas de agua ocasionales reorganizan las partículas gruesas, que quedan en un mosaico de rocas muy juntas llamado

Deflación Otro importante m ecanismo de la erosión del viento es la deflación, que es la eliminación de sedimentos superficiales sueltos por el viento. Entre los rasgos característicos de la deflación en muchas regiones áridas y semiáridas se encuentran las depresiones de deflación. Estas depresiones

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• Figura 15.4 Vista d e perfil de un ya rda ng aerod inámico en los depósitos de la playa árida Roman de la depresión Kharga, Egipto.

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CAPITULO 15

LA OBRA DEL V I E NT O Y DE LOS DESIERTOS

Llevado por el viento

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n un caluroso día de verano, un a lig era brisa puede hacernos sentir más frescos y cómodos. Esa misma brisa en un frío día de invierno puede ha cer que teng amos m ás frío y nos sintamos más miserables. Norma lmente, no prestamos mu cha atención al vi ento y la mayoría de la gente no lo relac iona con la geología. Pero el viento es un impo rtante age nte geológico, no sólo en los des iertos, sino cas i en todas partes. El viento escu lpe formas inusuales en las rocas (Figura 15.2), y podem os encontrar ventifactos no sólo en el desierto (Fi gura 15.3), sin o también en las playas e incluso fuera de este mundo (• Figu ra 1). Cualquiera que se

• Figura 1

El viento no sólo ha pulido con la arena la superficie de estas ro cas esparcidas por la superficie de Marte, sino que probablemente ha ayudado a darles fo rma.

haya visto atrapado alg una vez en un vendaval fue rte pued e atestigu ar el poder erosivo del viento . Muchas ventanas y la pintura de muchos coches han quedado destrozados por el efecto de la arena en una t o rm enta d e arena repentina. En zon as con mucha aren a, los postes de madera del tel éfono y del telégrafo tienen que ser recubi ertos de metal desde la base hasta unos 6 u 8 p ies para evita r que sea n «ta lados» por los efectos erosivos de la arena llevada p o r el viento. Si observamos la base de muchas láp idas de los cem ente rios, veremos que normalmente están más meteorizadas que el resto de la lápida (• Fi gu ra 2). Esto es debido a que el vien t o puede mover partículas más grandes a lo larg o d el suelo por sa ltación, lo q ue produce más erosión cerca de la base de las lápid as que más arriba, donde sólo pueden m overse partículas muy pequeñas. La próxima vez que escuche o sienta el viento sopl ar, recuerde que t amb ién es un agente geológ ico en fun cionamie nto.

• Figura 2 .

-·----

Una lápida de 1864 en un ce.menterio de Mou nt Pleasant, Michigan, muestra los efectos diferenciales del viento. Observemos cómo la parte inferior de la lá pida está más meteorizada que el resto. Esto es en parte porque el viento puede mover partículas más grandes mediante saltación, y, a su vez, estas partículas tienen un poder erosivo mayor que las partícu las más pequeñas que el viento transporta a mayor altura.

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¿CUÁLES SON LOS DIF ERENTES TIPOS D E DEPÓSITOS DEL VIENTO?

pavimento desértico (Figuras l 5.3b y • 15.5). Una vez que se forma el pavimento desértico, protege el material subyacente de más deflación.

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¿CUÁLES SON LOS DIFERENTES TIPOS DE· DEPÓSITOS DEL VIENTO?

.. Deflación

unque el viento es de menor importancia como agente erosiona!, es responsable de unos depósitos impresionantes, que son, principalmente, de dos tipos. El primero, las dunas, puede ser de varias clases distintivas , todas ellas formadas por partículas de tamaño arena que se depositan normalmente cerca de su origen. El segundo tipo es el loess, que consiste en capas de limo y arcilla transportados por el viento y depositadas sobre grandes superficies en la dirección del viento, normalmente lejos de su origen. (a)

La formación y migración de las dunas Pavimento desértico (finaliza la deflación)

(b)

• Figura 15.5

• Figura activa 15.6

La deflación y el origen del pavimento desértico. (a) El viento se lleva el material de grano fino, (b) dejando una concentración de partículas más grandes que forman el pavimento desértico.

Los rasgos más característicos relacionados con las regiones cubiertas de arena son las dunas, que son montículos o crestas de arena depositada por el viento (• Figura 15 .6). Las dunas se forman cuando el viento fluye por encima y alrededor de un obstáculo, lo que da como resultado la sedimentación de granos de arena, que se acumulan y forman un depósito de arena. A medida que van creciendo, estos depósitos de arena pasan a ser autogeneradores, ya que forman barreras cada vez mayores que reducen la velocidad del viento, lo que da lugar a más sedimentación de arena y al crecimiento de la duna. La mayoría de las dunas tienen un perfil asimétrico, con una ligera inclinación a barlovento y una pendiente mas pronunciada en la dirección del viento o sotavento,

• Figura 15.6

-· -· -Grandes dunas de arena en Death Valley, California. Podemos ver rizaduras bien desarrolladas en la superficie de las dunas. La dirección del viento dominante es de izquierda a derecha.

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CAPITULO 1;

LA OBRA DEL V I ENTO Y DE LOS DES IERTO S

Viento Viento Dirección de migración de la duna

(a)

• Figura 15.7

(b)

• Figura activa 15.8

Vista de perfil de una duna de arena. (b) Las dunas migran cuando la arena asciende por el lado de barlovento y se desliza por la pendiente de sotavento. Este movimiento de los granos de arena produce una serie de capas cruzadas que se inclinan en la d irección del movimiento del viento.

que se inclina en la dirección del viento dominante (• Figura 15. 7a). Los granos de arena ascienden por la ligera pendiente de barlovento por saltación y se acumulan en el lado de sotavento, formando un ángulo de entre 30 y 34 grados con la horizontal, que es el ángulo de reposo de la arena seca. Cuando la acumulación de arena supera este ángulo, la pendiente se derrumba y la arena se desliza por la pendiente de sotavento, de teniéndose en su base. A medida que la arena se desplaza del lado de barlovento de una duna y se desliza periódicamente por la pendiente de sotavento, la duna va migrando lentamente en la dirección del viento dominante (Figura 15. ? b ). Cuando están conservadas en el registro geológico, las dunas ayudan a los geólogos a determinar la dirección dominante de los vientos antiguos(• Figura 15 .8) .

• Figura 15.8 La estratificación cruzada de esta arenisca en el Parque Nacional Zion, Utah, ayuda a los geólogos a determinar la dirección dom inante del viento que formó estas dunas de arena antiguas.

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Tipos de dunas Los geólogos reconocen cuatros tipos principales de dunas (barján, longitudinal, transversal y parabólica), aunque también existen formas intermedias. El tamaño, forma y disposición de las dunas es resultado de la interacción de factores como el aporte de arena, la dirección y velocidad del viento dominan te y la cantidad de vegetación. Aunque las dunas se en cuentran normalmente en los desiertos, también se pueden desarrollar allí donde la arena sea abundante, como por ejemplo, a lo largo de las partes superiores de muchas playas. Los barjanes son dunas en forma de media luna cuyas puntas señalan en la dirección del viento(• Figura 15.9). Se forman en áreas que tiene n generalmente una superficie seca y llana, con poca vegetación, un suministro limitado de arena y una dirección del viento casi constante. La mayoría de los barjanes son pequeños, los más altos alcanzan unos 30 m de altura. Los barjanes son los más móviles de los principales tipos de dunas; se mueven a velocidades que pueden superar los 1O m al año. Las dunas longitudinales (también llamadas dunas seij) son crestas largas y paralelas de arena alineadas generalmente en paralelo a la dirección de los vientos dominantes; se forman donde el suministro de arena está en cierto mod o limitado (• Figu ra 15 . 1 O). Las dunas longitudinales se forman cuando los vientos convergen desde direcciones ligeramente diferentes para producir el viento dominante. Varían en altura desde unos 3 m a m ás de 100 m, y algunas se extienden más de 100 km. Estas dunas están especialmente bien desarrolladas en el centro de Australia, donde cubren casi un cuarto del continente. Tambié n c ubre n áreas extensas de Arabia Saudí, Egipto e Irán. Las dunas transversales forman largas crestas perp endiculares a la dirección del viento dominante en áreas que tienen arena abundante y poca o ninguna vegetación (• Figura 15.11 ).

¿CUÁLES SON LO S D I FERENTES TIPO S D E DEPÓSITOS DE L V IE NTO?

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(a)

• Figura 15.9 (a) Las dunas barján se forman en áreas que tienen una cantidad limitada de arena, una dirección del viento casi constante y una superficie generalmente seca y llana con poca vegetación. Las puntas del barján señalan en la dirección del viento. (b) Varios barjanes al oeste del mar de Salton, en California. ¿Podría decir la dirección del viento dominante?

(b)

• Figura 15.10 (a) Las dunas longitudinales forman crestas de arena para lelas y largas alineadas en paralelo a la dirección del vi ento d o minante. N ormalmente, se forman d onde el su ministro de arena es limitado . (b) D unas longitudinales, de 15 m d e altura, en el d esierto Gibson, en la p arte centro-occidental d e Australia. Las zonas azul brillante que hay entre las dunas son pozas poco profu ndas de agua de lluvia, y los parches oscuros son zo nas donde los aborígenes han prendido fuego para fomentar el crecimient o de la hierba primaveral.

(b)

(a)

• Figura 15.11

--------------

Las dunas transversales forman largas crestas perpendiculares a la direcció n del viento dominante en áreas que tienen arena abundante y poca o ninguna vegetación. (b) Dunas transversa les, M on umento N acional G reat Sand Dunes, Colorado. La dirección del vie nto do minante va desde la parte inferior izquierda a la parte superior derecha.

(b)

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L A OBRA DE L V I EN TO Y DE LO S DESIERTOS

CAPÍTULO 15

Cuando se 0bservan desde el aire, las dunas transversales tienen un aspecto parecido al de las olas y por eso a veces se les llama mares de arena. Las crestas de las dunas transversales pueden ser de hasta 200 m de altura, y las dunas pueden ser de hasta 3 km de ancho. Algunas dunas transversales desarrollan una forma de barján claramente distinguible que puede separarse en barjanes individuales a lo largo de los bordes del campo de dunas, donde hay menos arena. Estas dunas intermedias se llaman harjanes. Las dunas parabólicas son más comunes en las zonas costeras que tienen abundante arena, fuertes vientos tierra adentro y una cobertura parcial de vegetación (• Figura 15.12). Aunque las dunas parabólicas tienen forma de media luna, como el barján, sus puntas señalan contra el viento. Las dunas parabólicas se forman cuando la cubierta de vegetación se rompe y la deflación produce una

depresión de deflación. Cuando el viento transporta la arena fuera de la depresión , se acumula en la cresta de la duna convexa en la dirección del viento. La parte central de la duna la excava el viento, mientras que la vegetación sostiene los extremos y los lados en su sitio. Otro tipo de duna que encontramos normalmente en África del Norte y Arabia Saudí es la duna en estrella, llamada así por su parecido a una estrella de muchas puntas (• Figura 15.13). Las dunas en estrella están entre las más altas del mundo, elevándose, en algunos casos, a más de 100 m por encima de la llanura desértica circundante. Consisten en colinas de arena piramidales de las que salen varias crestas de arena, y se desarrollan donde la dirección del viento es variable. Las dunas en estrella pueden permanecer inmóviles durante siglos y han servido de puntos de referencia en el desierto para los pueblos nómadas.

(a)

• Figura 15.12 (a) Norma lmente, las dunas parabólicas se forman en las áreas costeras que tienen una cobertura parcia l de vegetación, un fuerte viento tierra adentro y arena abundante. (b) Duna parabólica desarrollada a lo largo de la costa del lago M ichigan, . al oeste de San Ignacio, Michigan.

(b)

(a)

• Figura 15.13 (a) Las dun as en estrella son colinas de arena piramidale? que se desarrol lan allí donde la dirección del viento es variable. (b) Vista al nivel del suelo de dunas en estrella en el Parque Nam ibNa~kluft, Namibia .

(b)

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¿C ÓMO SE DI S TRIBUYE N L O S C I N T U RO NES D E P R E S I Ó N D E A I R E Y LOS P ATR ONES DE VIEN TO G LOBAL ES?

Loess Los depósitos de limo y arcilla llevados por el viento compuestos de granos de cuarzo angulares, feldespatos , micas y calcita se llaman loess. La distribución del loess demuestra que proceden de tres fuentes principales: desiertos, depósitos de aluvión glaciar del Pleistoceno y llanuras de inundación de ríos de regiones semiáridas. Para acumularse, el loess debe ser estabilizado por la humedad y la vegetación. En consecuencia, no se encuentra loess en los desiertos, aunque éstos proporcionan gran parte de su material. Debido a su naturaleza no consolidada, el loess se erosiona fácilmente, y, como resultado, las zonas de loess erosionadas se caracterizan por acantilados abruptos y erosión de corrientes remontante y lateral rápida (• Figura 15 .14). En la actualidad, los depósitos de loess cubren aproximadamente un 10% de la superficie terrestre de la Tierra y un 30% de Estados Unidos. Los depósitos de loess más extensos y gruesos se encuentran en el nordeste de C hina, donde son comunes las acumulaciones de m ás de 30 m de grosor. Los extensos desiertos de Asia central son el origen de este loess. Otros depósitos de loess importantes son los de la llanura del norte de Europa, desde Bélgica hacia el este hasta Ucrania, Asia central y la Pampa argentina. Estados Unidos tiene depósitos de

• Figura 15.14 Campos de trigo en te rrazas en el suelo de loess en Tangwa, China. Debido a su naturaleza no consol idada, muchos granjeros viven en cuevas en las laderas de las colinas que han excavado en el loess.

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loess en las grandes llanuras, la zona del medio oeste, el valle del río Mississippi y el este de \ Mashington . Los suelos derivados de loess son de los más fértiles del mundo (Figura 15 .14). Por tanto, no es nada sorprendente que las principales regiones productoras de grano del mundo se correspondan con la distribución de los grandes depósitos de loess, como por ejemplo la llanura del n orte de Europa, Ucrania y las grandes llanuras de Norteamérica.

¿CÓMO SE DISTRIBUYEN LOS CINTURONES DE PRESIÓN DE AIRE Y LOS PATRONES DE VIENTO GLOBALES? ara comprender el trabajo del viento y la ubicación de los desiertos , h emos de tener en cuenta la distribución global de los cinturones de presión de aire y de los vientos , que son los responsables de los patrones de circulación atmosférica de la Tierra. La presión del aire es la densidad de aire ejercida sobre sus alrededores (es decir, su peso). C uando el aíre se calienta, se expande y asciende, reduciendo su masa para un volumen determinado y ptovocando un descenso en la presión del aire. Por el contrario, cuando el aire se enfría, se comprime y la presión del ai.re aumenta. Por tanto, aquellas áreas de la superficie terrestre que· reciben más radiación solar, como por ejemplo las regiones ecuatoriales, tienen una presión de aire baja, mientras que las zon as más frías, como las regiones polares, tien en una presión de aire alta. El aíre fluye desde las zon as de alta presión a las zonas de baja presión. Si la Tierra no rotara, los vientos se moverían en una línea recta de u~a zona a otra. Sin embargo, como la Tierra rota, los vientos se desvían hacia la derecha de la dirección del movimiento (en el sentido de las agujas de un reloj) en el Hemisferio Norte y h acia la izquierda de la dirección del movimiento (al contrario que las agujas de un reloj) en el Hemisferio Sur. Este desvío del aire entre zonas latitudinales como consecuencia de la rotación de la Tierra se llama efecto de Coriolis. La combinación de las diferencias de presión latitudinal y el efecto de Coriolis produce una distribución mundial de cinturones de viento con orientación este-oeste(• Figura 15.15). La zon a ecuatorial de la Tierra recibe m ás energía solar, que calienta el aire de la superficie y 1!.ace qu e se eleve. C u ando el aire se eleva, se enfría y libera humedad que cae en forma de lluvia en la región ecuatorial

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CAPÍTULO 15

L A OBRA DEL V I EN TO Y DE LOS DE S IERTO S

Vientos polares del este Celda polar

Latitudes subtropicales

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El aire baja, la presión atmosférica es alta - - - - -El aire sube, la presión atmosférica es baja

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-------7-----_.:::,~~~~~~~~~::::----EI aire baja, la presión

atmosférica es alta, el clima es seco en tierra

- - El aire sube , la presión atmosférica es baja, el clima es húmedo en tierra

de vientos en calma (Doldrums)

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subtropicales

-!'--_::_::_::__:::..=--=:.::__ _ _ _ _4~~~~~~~~~~--- E I aire baja, la presión atmosférica es alta, el clima es seco en tierra ·

- - - - El aire sube, la presión atmosférica es baja Vientos polares del este • Figura 15.15 La ci rculació n general atmosférica de la T ierra.

(Figura 15 .15). El aire en ascenso es ahora mucho más seco a medida que se mueve hacia el norte y hacia el sur hacia los polos . Para cuando alcanza de 20 a 30 grados de latitud norte y sur, el aire ha pasado a ser más frío y denso y empieza a descender. La compresión de la atmósfera calienta la masa de aire en descenso y produce un área de presión alta, seca y cálida, las condiciones perfectas para la formación de los desiertos de latitudes bajas de los Hemisferios Norte y Sur(• Figura 15.16).

¿DÓNDE APARECEN LOS DESIERTOS? . os climas secos se dan en latitudes medias y bajas, donde la pérdida potencial de agua por evaporación supera la precipitación anual (Figura 15.16). Los climas secos cubren un 30% de la superficie terrestre de la Tierra y están subdivididos en regiones áridas y semiáridas. Las regiones semiáridas reciben más precipitaciones que las regiones áridas, pero aún así, son

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moderadamente secas. Sus suelos están, normalmente, bien desarrollados, son fértiles y mantienen una cubierta de hierba natural. Las regiones áridas, generalmente descritas como desiertos, son secas; reciben menos de 25 cm de lluvia al año, tienen altos índices de evaporación, normalmente tienen suelos pobremente desarrollados y carecen casi o totalmente de vegetación. La mayoría de los desiertos del mundo se encuentran en los climas secos de latitudes bajas o medias (Figura 15 .16). En Norteamérica, la mayor parte del suroeste de Estados Unidos y del norte de México está caracterizada por este clima seco y caluroso , mientras que en Sudamérica, este clima está fundamentalmente limitado al desierto de Atacama, de la costa de Chile y Perú. El Sahara, en el norte de África; el desierto de Arabia, en Oriente Medio, y la mayor parte de Pakistán y el oeste de India, forman el medio desértico, básicamente ininterrumpido, más grande. Más de un 40% de Australia es desierto, y gran parte del resto es semiárido. El resto de climas secos del mundo se encuentran en latitudes medias y altas , principalmente en interiores continentales del Hemisferio Norte (Figura 15.16). Muchas de estas zonas son áridas debido a su lejanía del aire ma-

¿ D Ó N DE 1\ P1\RECEN L OS DESIERTOS ?

42!

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40º 20º

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,... ·

20º 40º 60º

Semiárido

D Árido

• Figura 15.16 Distribución de las reg iones áridas y semiáridas de la T ierra.

rítimo húmedo y a la presencia de cadenas montañosas que producen un desierto de sombra pluviométrica (• Figura 15 .1 7) . Cuando el aire marino húmedo se desplaza hacia el interior y se encuentra con una cadena montañosa, se ve forzado a ascender. A medida que asciende, se enfría, formando nubes y produciendo precipitaciones que caen en el lado de barlovento de las montañas. El aire que desciende por el lado de sotavento de la cadena montañosa es mucho más cálido y seco, produciendo un desierto de sombra pluviométrica.

Aire marino húmedo

Dentro de la zona climática seca de latitud media se incluyen tres áreas muy diferenciadas (Figura 15 .1 6). La más grande es la parte central de Eurasia, que se extiende desde el norte del Mar Negro hacia el este hasta la parte central-norte de C hina. El desierto del Gobi, en China, es el desierto m ás grande de esta región. La zona de la Great Basin, de Norteamérica, es la segunda zona de clima seco de latitud media más grande y es resultado de la sombra pluviométrica producida por la Sierr;i Nevada.

• Figura 15.17 Muchos desierto s de las lat itudes m edia y alta son desiertos de sombra p luviométrica , ll am ados así porq ue se forman en el lado de sotavento de las cadenas montañosas. Cuando el aire marino húmed o se d esplaza hacia el interio r y se encuentra con una cadena montañosa, se ve forzado a ir hacia arriba, donde se enfría y forma nubes que producen lluvia. Esta lluvia cae en el lado de barlovento de las monta ñas. El aire q ue desciende po r el lado de sot avento es m ucho más cálido y seco, p rod uciendo un desierto de sombra p luviométrica.

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422

CAPÍTULO 15

LA OBRA ·DEL V IE NTO Y DE LOS DESI E RTOS

Esta región es colindante con los desiertos del suroeste de Estados Unidos que se formaron como resultado de la zona de altas presiones subtropícal de latitud baja. La más pequeña de las áreas de clima seco de latitud medía es la región de la Patagonia, el sur y oeste de Argentina. Su aridez es resultado del efecto de sombra pluviométrica de los Andes. El resto de los desiertos del mundo se encuentran en las latitudes altas frías pero secas, como la Antártida.

¿CUÁLES SON LAS CARACTERÍSTICAS DE LOS DESIERTOS? la gente que vive en regiones húmedas, los desiertos deben parecerles duros e inhóspitos. En lugar de un paisaje de colinas ondulantes y ligeras pendientes con una cobertura casi continua de vegetación, los desiertos son secos, tienen poca vegetación y consisten en afloramientos de roca casi continuos, pavimento desértico y dunas de arena. Pero a pesar del gran contraste entre los desiertos y las zonas más húmedas, se producen los mismos procesos geológicos, sólo que bajo condiciones climáticas diferentes.

Temperatura, precipitación y vegetación El calor y la sequedad de los desiertos son bien conocidos. Muchos de los desiertos de las latitudes bajas tienen unas temperaturas medias de verano que varían entre los 32 y los 38 ºC. No es inusual que algunos desiertos de interior de baja cota registren máximas diurnas de 46 a

• Figura 15.18 La vegetación desértica es norma lmente escasa, muy dispersa y caracterizada por índices de crecimiento lentos. La vegetación que mostramos aquí, en el Monumento Nacional de Organ Pipe, Arizona, incluye cactus saguaro y cholla, árboles paloverde y arbustos de jojoba, siendo característica de la vegetación encontrada en el desierto de Sonora dé Norteamérica.

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50 ºC durante varias semanas seguidas. La temperatura más elevada que se haya registrado nunca fueron los 58 ºC de El Azizia, Libia, el 13 de septiembre de 1922. Durante los meses de invierno, cuando el ángulo del Sol es más bajo y hay menos horas de luz, las temperaturas medias diurnas se sitúan entre 1O y 18 ºC. Las mínimas nocturnas durante el invierno pueden ser frías, siendo comunes las heladas y las temperaturas muy bajas en los desiertos situados más hacia los polos. Las fluctuaciones de temperatura diurna durante el invierno en los desiertos de latitud baja están entre las mayores del mundo, y varían entre 18 y 35 ºC. Se sabe de temperaturas que han fluctuado desde bajo cero a más de 38 ºC en un sólo día. La sequedad de los desiertos de latitudes bajas es principalmente el resultado del predominio del cinturón de altas presiones subtropicales durante todo el año, mientras que la sequedad de los desiertos de latitud media es debida a su aislamiento de los vientos marinos húmedos y al efecto de sombra pluviométrica creado por las cadenas montañosas. La sequedad de ambos es acentuada por sus altas temperaturas. Aunque los desiertos se definen como regiones que reciben, de media, menos de 25 cm de lluvia al año, la cantidad de lluvia que cae cada año es impredecible y variable. No es inusual que una zona reciba más de la lluvia media de todo un año en un solo chaparrón y que después reciba poca lluvia durante varios años. Por tanto, las medias de lluvia anuales pueden ser engañosas. Los desiertos presentan una amplia variedad de vegetación(• Figura 15.18). Aunque los desiertos más secos, o aquellos con grandes áreas de arena en movimiento, están casi carentes de vegetación, la mayoría tienen al menos una cobertura escasa de plantas. Comparada con las zonas húmedas, la vegetación del desierto puede parecer monótona. Sin embargo, un examen más a fondo nos re-

¿CUÁ LES SON LAS CARAC T E RÍSTI CAS D E LOS DES I ERTOS?

423

vela una asombrosa diversidad de plantas que han desarrollado la capacidad de vivir casi en ausencia de agua. Las plantas del desierto están muy dispersas, son normalmente pequeñas y crecen lentamente. Sus tallos y hojas son normalmente duros y céreos para minimizar la pérdida de agua por evaporación y proteger a la planta de la erosión de la arena. La mayoría de las plantas tienen un sistema de raíces extendido y poco profundo para absorber el rocío que se forma cada mañana en todos los desiertos menos en los más secos, y para ayudar a sujetar.la planta ~ en el poco suelo que pueda h aber. En casos extremos, mu- j chas plantas permanecen aletargadas durante los años ':'. particularmente secos y vuelven a la vida después de las ~ primeras lluvias con una hermosa profusión de flores. • Figura 15.19

La meteorización y los suelos La meteorización mecánica es predominante en las reofones desérticas. Las fluctuaciones de temperatura díaºrías y las cuñas de hielo son las principales formas de meteorización mecánica (véase el Capítulo 6). La descomposición de las rocas por las raíces y por cristalización salina es de menor importancia. Se produce algo de meteorización química, pero su velocidad se reduce en gran manera por la aridez y la escasez de ácidos orgánicos producidos por la escasa vegetación. La mayor parte de la meteorización química se produce durante los meses de invierno, cuando hay más precipitaciones, particularmente en los desiertos de latitud media. Una característica interesante que podemos ver en muchos desiertos es un recubrimiento fino y brillante, de color rojo, marrón o negro sobre superficies de muchas rocas (véase «Arte rupestre para siempre» en las páginas 424 y 425). Esta cobertura, llamada barniz de roca, está compuesta por óxidos de hierro y manganeso (• Figura 15 .19). Como muchas de las rocas barnizadas contienen poco o ningún óxido de hierro o manganeso, se cree que el barniz es resultado de polvo de hierro y manganeso transportado por el viento que se asienta en el suelo, o de residuos de microorganismos precipitados. Los suelos de los desiertos , si están desarrollados, son normalmente finos e irregulares porque la lluvia es limitada y la escasez de vegetación resulta nte reduce la eficiencia de la m eteorización química y, por tanto , la formación del suelo. Además, la escasez de cobertura vegetal aumenta la erosión del poco suelo que se forma por parte del viento y el agua.

Los procesos gravitacionales, las corrientes y el agua subterránea Cuando viaja a través de un desierto, mucha gente queda impresionada por características formadas por el viento,

El recubrimiento negro brillante de esta roca expuesta en Castle Valley, Utah, es barniz de roca . Está com puesto de óxidos de hierro y manganeso.

como la arena en movimiento, las dunas y las tormentas de polvo y arena. Puede que también vean las quebradas y los cauces secos. Debido a la falta de corrientes de agua, la mayoría de la gente sacaría la conclusión de que el viento es el agente geológico erosivo m ás importante en los desiertos. Se equivocarían. Las corrientes de agua, aunque se produce con muy poca frecuencia, provocan la mayor p arte de la erosión en los desiertos. Las condiciones secas y la vegetación escasa, características de los desiertos , aumenta la erosión del agua. Si observamos atentamente, podemos ver la evidencia de la erosión y el transporte por parte del agua casi en todas partes, excepto en áreas cubiertas de dunas de arena. La mayor parte de la precipitación media anual de un desierto de 25 cm o menos llega en chaparrones breves, fuertes y localizados. Durante estos períodos, se produce una erosión considerable, ya que el terreno no puede absorber toda la lluvia. Con tan poca vegetación para dificultar su flujo , la escorrentía es rápida, especialmente en superficies con una inclinación moderada o pronunciada, lo que da lugar a inundaciones súbitas y a flujo laminar. Los cauces secos de las corrientes se llenan rápidamente de torrentes furiosos de agua turbia y coladas de barro, que forman barrancos de lados empinados y desbordan sus orillas. Durante estos períodos, una enorme cantidad de sedimentos se transportan rápidamente y se depositan río abajo. Aunque el agua es el mayor agente erosivo ·de los desiertos hoy en día, era incluso más importante durante la era del Pleistoceno, cuando estas regiones eran más húmedas (véase el Capítulo 23). Durante esa época, se estaban formando la mayor parte de las características topográficas de los desiertos. Hoy en día, el viento y las infrecuentes corrientes modifican esa topografía.

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El arte rupestre incluye pinturas en roca (en las que las pinturas se hicieron aplicando colores náturales a las rocas) y petroglifos (del griego petro, que significa «roca», y glyph, que significa «escultura o grabado»), que eran las marcp.s de desgaste, golpes y grabados hechas por seres humanos en rocas, acantilados y paredes de las cuevas. El arte rupestre se ha encontrado en todos los continentes excepto la Antártida, y es un recurso arqueológico valioso qué proporciona pruebas gráficas de las relaciones culturales y sociales, y las prácticas religiosas de los pueblos antiguos. El arte rupestre más antiguo lo hicieron cazadores_en Europa Occidentál y se remonta · a la época del Pleistoceno. África tiene más sitios con arte rupestre que cualquier otr9 continente. El arte rupestre africano conocido más antiguo, encontrado en la parte sur del continente, se cálcula que data de hace 27. 000 años. Los petroglifos son un recurso cultural frágil y no renovable que no se pueden reemplazar si se dañan o destruyen. Es esencial un compromiso para su preservación con el propósito de que las futuras generaciones puedan investigarlos tanto como disfrutar de su belleza y misterio.

En el áridq suroeste y en el área de Great Basin, en Norteamérica, donde el arte rupestre es abundante, las pinturas rupestres y los petroglifos se extienden hasta aproximadamente el año 2000 a.e-. Aqu í, el arte rupestre se puede dividir en dos categorías. El arte figurativo maneja formas de vida, como seres humanos, aves, serpientes y seres sobrenaturales semihumanos. Raramente son réplicas · exactas, son más o menos las versiones estilizadas de los seres retratados. El arte abstracto, por el contrario, no tiene . semejanza con ninguna imagen de la vida real.

Diversos petroglifos expuestos en un afloramiento a lo largo de Cub Creek Road, en el Dinosaur National Monument, Utah .

..

Un petroglifo semihumano, ejemplo del arte figurativo, expuesto en un afloramiento a lo largo del Cub Creek Road, en el Dinosaur National Monument, Utah. Observe el contraste entre la exposición fresca de la roca donde la parte superior de la cabeza del petroglifo ha sido eliminada, la superficie marrón erosionada del resto del petr.oglifo, y el barniz negro recubriendo parte de la roca.

Los petroglifos son la forma más común de arte rupestre en Norteamérica y se hicieron golpeando, grabando o raspando la superficie de la roca con una herramienta más dura que la propia roca. En regiones áridas, muchas superficies de roca exhiben una fina pátina o capa marrón o negra, conocida como barniz de roca (véase la Figu ra 15.19). Cuando esta capa se descompone golpeando, grabando o raspando la superficie natural de la roca con un color más claro por debajo, suministra un contraste excelente para los petroglifos. Los petroglifos son especialmente abundantes en el área del sudoeste y Great Basin, donde los hay por miles, hechos por nativos americanos de muchas culturas durante varios miles de años. Los petroglifos se puedén ver en muchos de los monumentos y parques nacionales de los EE .UU., como en Petrified Forest National Park, Arizona; Dinosaur National Monument, Colorado y Utah; Canyonlands National Park, Utah; y Petroglyph National Monument, Nuevo México, por nombrar algunos.

Ejemplos de arte figurativo 'f abstracto se muestran en estos petroglifos de Arizona.

Algunos petroglifos sobre roca de basalto en Rinconada Canyon , Petroglyp National Monument, Alburquerque, Nuevo México.

Arte rupestre encontrado en un refugio de roca abierto a las visitas en . Uluru , Australia. Estas pinturas rupestres son el trabajo de artistas de Anagu , aborígenes locales, y se crearon como expresión religiosa y . ceremonial tanto para la enseñanza como para narrar historias. Cada símbolo abstracto puede tener muchos niveles de significado y puede ayudar a ilustrar una historia.

Ejemplos de arte rupestre Tassili-n-Ajjer, en el sur de África.

Las pinturas usadas en este arte rupestre se han hecho de sustancias minerales mezcladas con agua y, a veces, con grasa de animales. Los colorantes rojos, amarillo.s y naranjas provienen de arcillas mezcladas con hierro, mientras que los c9lorantes blancos vienen de cenizas o del mineral calcita. Los colores negros provienen del . carbón.

CAPÍTULO 15

LA OB RA D EL VIENTO Y D E LOS DESI ER TOS

La mayoría de las corrientes desérticas están mal integradas y fluyen sólo intermitentemente. Muchas de ellas nunca alcanzan el mar, porque el nivel freático está normalmente mucho más profundo que los cauces de la mayoría de las corrientes, por lo que no pueden recurrir a las aguas subterráneas para reemplazar el agua perdida por la evaporación y la absorción del suelo. Este tipo de drenaje, en el que la carga de una corriente se deposita en el interior del desierto, se llama drenaje interno, y es común en la mayoría de las regiones áridas. Aunque la mayoría de los desiertos tienen drenaj e interno, algunos tienen corrientes de flujo permanente, como por ejemplo los ríos Nilo y Níger, en África; el río Grande y el río Colorado, en el suroeste de Estados Unidos, y el río Indo, en Asia. Estas corrientes pueden fluir a través de regiones desérticas porque sus cabeceras están fuera del desierto y el agua es lo suficientemente abundante como para compensar las pérdidas resultantes de la evaporación y la infiltración. Sin embargo, las demandas de una mayor cantidad de agua para la agricultura y para uso doméstico del río Colorado están llevando a un aumento de la concentración de sal en sus cuencas más bajas y provocando problemas políticos entre Estados Unidos y México.

El viento Aunque las corrientes de agua hacen la mayor parte del trabajo de erosión en los desiertos, el viento también puede ser un agente geológico efectivo , capaz de producir un a cierta variedad de rasgos distintivos de sedim en tación y de erosión. Es efectivo en el transporte y depósito de partículas de tamaño limo y arena. Al contrario de la creencia popular, la mayoría de los desiertos no son páramos cubiertos de arena, sino más bien extensas áreas de afloramie ntos de rocas y pavimento desértico. Las regiones cubiertas de arena, o desiertos arenosos , constituyen menos del 25 % de los desiertos de todo el mundo. La arena en estas zonas se ha acumulado principalmente por la acción del viento.

¿QUÉ TIPOS DE FORMAS ENCONTRAMOS EN LOS DESIERTOS? ebido a las diferencias de temperatura, precipitaciones y viento, así como a las rocas subyacentes y los acontecimientos tectónicos recientes , las formas de las regiones áridas varían considerablemente. Aunque el viento es un importante agen-

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te geológico, muchas formas distintivas son producidas y modificadas por las corrientes de agua. Después de una tormenta esporádica y particularmente intensa, el exceso de agua no absorbido por el terreno puede acumularse en áreas bajas y formar lagos playa (• Figura l 5.20a). Estos lagos son temporales, duran de unas pocas horas a varios meses . La mayoría de ellos son poco profundos y tienen límites que cambian rápidamente a medida que el agua entra o sale por evaporación e infiltración en el suelo. El agua es a menudo muy salina. Cuando un lago playa se evapora, el lecho seco se llama playa o costra salina, y se caracteriza por grietas de des ec ación y cristales de sal precipitados (Figura 15.20b). La sal de algunas playas es lo suficientemente gruesa como para que se explote comercialmente. Por ejemplo, en Death Valley, California, llevan extrayendo boratos desde hace más de cien años. Otras características comunes de los desiertos, par.ticularmente en la región de Basin and Range, de Estados Unidos, son los abanicos aluviales y las bajadas. Lo~ abanicos aluviales se forman cuando las corrientes cargadas de sedimentos que fluyen desde los frentes generalmente rectos de montañas escarpadas depositan su carga en el suelo desértico relativamente llano. Una vez pasado el frente de montaña, donde ninguna pared del valle encauza las corrientes, los sedimentos se extienden lateralmente, formando un depósito sedimentario en forma de abanico, mal seleccionado y ligeramente en pendiente. Los abanicos aluviales se parecen en forma y origen a los deltas (véase el Capítulo 12) , pero se forman enteramente en tierra. Los abanicos aluviales pueden unirse para formar una bajada, una amplia capa aluvial que normalmente tiene una superficie ondulada como resultado de abanicos adyacentes solapados unos sobre otros(• Figura 15.21). Los grandes abanicos aluviales y bajadas son, frecuentemente, importantes fuentes de agua subterránea para uso agrícola y doméstico. N ormalmente, sus zonas distales están compuestas de sedimentos de grano fino adecuados para el cultivo, y sus ligeras pendientes permiten un buen drenaje del agua. Muchos abanicos aluviales y bajadas son también los emplazamientos de pueblos y ciudades, como por ejemplo, San Bernardino, California; Salt Lake City, Utah; y Teherán, Irán. La mayoría de las montañas de las regiones desérticas , incluidas las de la región de Basin and Range, se elevan abruptamente desde superficies ligeramente inclinadas llamadas pedimentos. Los pedimentos son sup erficies de roca firme erosionada de escaso relieve y ligera pendiente, alejándose de las bases de las montañas (• Figura 15.22). La mayoría de los pedimentos están cubiertos de una fina capa de derrubios, abanicos aluviales o bajadas.

¿QUÉ TIPOS DE FORMAS ENCONT RA MOS EN LOS DE S I ERTOS?

427

e

8

2 UJ u; e o

(a)

• Figura 15.20

(b)

(a) Lago playa formado después de que una tormenta llenara el lago seco Croneis, en el d esierto de Mojave, California. (b) Playa Racetrack, Death Valley, California. Pueden verse las montañas lnyo al fondo.

• Figura 15.21 Coalescencia de abanicos aluviales forma ndo una bajada en la base de las Black Mountains, Death Va ll ey, California.

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CAP I TU LO 15

LA OBR A DEL V I EN TO Y D E LOS D ESI E RTOS

Barján

• Figura 15.22 Los pedimentos son superficies de roca firme erosionada formadas por la erosión a lo largo de un frente de montaña.

El origen de los p edimentos ha sido objeto de mucha controversia. La mayoría de los geólogos están de ac u erdo en que son caracterís ticas erosionales desarrolladas en la roca firme en asociación con la erosión y re tirada de un frente de montañ a (Figura 15 .2 2). El desacuerdo está en cómo se ha producido la erosión. Aunque no todos los geólogos estarían de acuerdo, parece que los pedimentos se producen por las actividades combinadas de la erosión lateral por parte de las corrientes, el flujo laminar y varios procesos de m eteorización a lo largo de la retirada de un frente de montaña . Por consiguiente, los pedimentos crecen a expensas de las montañas, y seguirán expandiéndose a medida que las montañas se van erosionando o enterrando parcialmente. Elevándose notoria mente por encima de las llanuras de muchos desiertos h ay unos restos aislados de origen erosivo y lados abruptos llamados inselbergs, una p ~la­ bra alemana que significa «monte isla». Los montes isla

• Figura 15.23 Left Mitten Butte y Right Mitten Butte, en Mon ument Valley, en la frontera de A rizona y Utah.

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han sobrevivido durante más tiempo que otras montañas gracias a su mayor resistencia a la meteorización. Otros restos de origen erosivo fácilmente reconocibles comunes en las regiones áridas y semiáridas son las m esas y los cerros testigo (• Figura 15 .23) . U n a mesa es un extenso relicto erosivo con una cima plana limitada por todos sus lados por pendientes pronunciadas . La continua meteorización y la acción erosiva d e las corrientes originan estructuras aisladas en forma de pilares conocidas como cerros testigo. Los cerros testigo y las mesas están formados por rocas sedimentarias fácilmente m e teorizables cubiertas de rocas resistentes casi horizontales, como arenisca, caliza o basalto. Se form an cuando la capa de roca resistente se rompe, permitiendo la rápida erosión del sedimento subyacente menos resistente . Una de las zonas de mesas y cerros testigo más famosas de los E stados Unidos es M onum ent Valley, en la frontera deArizona y Utah (Figura 15 .23).

R ESUMEN DE L CA PfT ULO

GEO

429

~

RECAPITULACION Resumen del capítulo El viento transporta sedimentos en suspensión o como carga de fondo, lo que implica saltación y reptación superficial. El viento erosiona los materiales por abrasión o deflación. La abrasión se produce cerca de la superficie, causada por el impacto de los granos de arena transportados por saltación. Los ventifactos son rasgos erosivos comunes causados por la abrasión del viento. La deflación es la eliminación del material superficial suelto por parte del viento. Las depresiones de deflación resultantes de la erosión diferencial del material superficial son rasgos comunes de muchos desiertos, al igu al que el pavimento desértico, que protege de man era efectiva la superficie subyacente de más deflación. Los dos depósitos del viento m ás importantes son las dunas y el loess. Las dunas son montículos o crestas de arena depositada por el viento, mientras que el loess es limo y arcilla depositados por el viento Los cu atro tipos principales de dunas son barján, longitudinal, tran sversal y parabólica. La cantidad de arena disponible, la dirección del viento dominan te, la velocidad del viento y la cantidad de vegetación determinan qué tipo se forma. El loess procede de los desiertos, depósitos de aluvión glaciar del Pleistoceno y llanuras de inundación de ríos de regiones semiáridas. El loess cubre aproximadam ente un l 0 % de la superficie terrestre de la Tierra y se meteoriza originando un su elo rico y productivo. Los vientos de los principales cinturones de presión de aire, con orientación este-oeste, resultantes de la elevación y enfriamiento del aire, son desviados por

el efecto de Coriolis. Estos cinturon es ayudan a controlar el clima mundial. Los desiertos son muy secos (reciben una m edia de menos de 25 cm de lluvia al año), tienen suelos pobremente desarrollados, y carecen casi o totalmente de vegetación. Los climas secos se dan en latitudes medias y bajas, donde la p érdida potencial de agua por evaporación supera la precipitación anual. Los climas secos cubren un 30% de la superficie de la Tierra y están subdivididos en regiones áridas y semiáridas. La mayoría de los desiertos del mundo están en la zona de clima seco de latitud baja, entre 20 y 30 grados de latitudes n orte y sur. Su clima es resultado de un cinturón de altas presiones de aire seco en descenso. El resto de los desiertos se encu entran en latitudes medias, donde su distribución está relacionada con el efecto de sombra pluviom étrica, y en las regiones polares secas. Los desiertos se caracterizan por tener pocas precipitaciones y altos índices de evaporación. Además, las lluvias son impredecibles y, cuando se producen , tienden a ser intensas y de corta duración. Como consecuencia de dicha aridez, la vegetación y los animales son escasos. La meteorización m ecánica es la forma dominante de meteorización en los desiertos. Las escasas precipitaciones y los bajos índices de m eteorización química dan como resultado su elos m al desarrollados. Las corrientes de agua son el agente de erosión dominan te en los desiertos y eran incluso m ás importantes durante el Pleistoceno, cu ando los climas inás húmedos daban lugar a condicion es húmedas.

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43º

CAPÍTULO 15

L A OBRA D E L V I EN TO Y DE LO S D E SIERTO S

El viento es un agente erosivo en los desiertos y es muy efectivo en el transporte y depósito de sedimentos de grano fino no consolidados.

Los pedimentos son superficies de roca firme erosionada de poco relieve y ligera pendiente, alejándose de las bases de las montañas.

Las formas desérticas incluyen las playas, que son lechos de lagos secos; cuando se llenan temporalmente de agua, forman lagos playa. Los abanicos aluviales son depósitos sedimentarios en forma de abanico que pueden unirse para formar las bajadas.

Los montes isla son relictos erosivos aislados de lados escarpados que se elevan por encima de las llanuras desérticas de alrededor. Los cerros testigo y las mesas son, respectivamente, restos erosivos con lados abruptos en forma de pilares y con cimas planas .

Términos clave abrasión (pág. 412) abanico aluvial (pág. 426) barján (pág. 416) cerro testigo (pág. 428) deflación (pág. 413) desertización (pág. 410) desierto (pág. 420)

desierto de sombra pluviométrica (pág. 421) duna (pág. 41 5) duna longitudinal (pág. 416) duna parabólica (pág. 418) duna transversal (pág. 416) efecto de Coriolis (pág.419)

loess (pág. 41 9) mesa (pág. 428) monte isla o inselberg (pág. 428) pavimento desértico (pág. 415) pedimento (pág. 426) playa (pág. 426) ventifacto (pág. 412)

Cuestiones de repaso l.

2.

La carga de fondo es transportada principalmente mediante: a. _ _precipitación; b. ___deflación; c. _ _ saltación; d. _ _ abrasión; e. _ _ suspensión. El efecto de Coriolis hace que el viento se desvíe: a. _ _sólo a la derecha en ambos h emisferios ; b ._ _a la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el Hemisferio Sur; c. _ _ sólo a la izquierda en ambos hemisferios;

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d. _ _ a la izquierda en el Hemisferio Norte y a la derecha en el Hemisferio Sur; e. _ _ nada. 3.

¿Cuáles de las siguientes dunas están entre las más altas del mundo, consisten en colinas de arena piramidales y se desarrollan donde la dirección del viento es variable?: a. _ _ barján; b. _ _longitudinales; c. ___ transversales; d. _ _ en estrella; e. _ _ parabólicas.

ACTIV I D A DES EN LA WOR LD W I DE WEB

4.

El mayor agente de erosión en los desiertos hoy en día es : a. _ _ los glaciares; b. _ _el viento; c. _ _la abrasión; d. _ __las corrientes de agua; e. ___ninguno de ellos.

5.

Los desiertos: a. ___se encuentran en latitudes bajas, m edias y altas; b. _ _ reciben m ás de 25 cm de lluvia al año; c. _ _carecen casi o totalmente de vegetación; d._ __respuestas a y c; e. ___respuestas b y c.

6.

7.

8.

9.

La unión de abanicos aluviales forma: a. _ _ _ cerros testigo; b .___mesas; c. _ __playas; d. ___montes isla; e. _ _bajadas. Una duna en forma de media luna cuyas puntas señalan en la dirección del viento es una duna_ _: a.___en estrella; b. _ _longitudinal; c. ___parabólica; d ._ _barján; e. transversal. Las partículas transportadas por el aire al erosionar la superficie de una roca producen: a. _ __montes isla; b. _ _dunas; c.___ventifactos; d. _ _playas; e. _ _ _ loess. ¿En qué zona del mundo se encuentran los dep ósitos de loess m ás gru esos y extensos?: a._ _Estados Unidos ; b. _ __Ucrania; c. _ __Argentina; d. _ _C hina; e. _ __Bélgica.

431

1O.

La principal causa de aridez en los desiertos de latitud baja es: a. _ _el aislamiento de los vientos m arinos húmedos; b .___el dominio del cinturón de altas presiones sub tropical; c. _ __ el efecto de Coriolis; d ._ _el efecto de la sombra pluviométrica; e._ _todas ellas.

11 .

Si los desiertos son regiones secas en las que predomina la m eteorización mecánica, ¿por qué hay tantas formas distintivas que son resultado de las corrientes de agua y no del viento?

12.

Teniendo en cuenta lo que sabe sobre IOs desiertos, su ubicación, cómo se forman y las diversas form as que en contramos en ellos, ¿cómo · puede utilizar esta información p ara determin ar dónde han podido existir desiertos en el p asado?

13.

Gran parte de la desertización reciente ha sido acelerada en gran m edida por la actividad humana. ¿Se puede hacer algo para ralentizar el proceso?

14.

¿Por qué hay tantas formaciones de rocas desérticas qu e son rojas?

15.

¿Por qué es importante el pavimento desértico en un m edio ambiente desértico?

16.

¿Es posible tener el mismo tipo de dunas de aren a en Marte que en la Tierra? ¿Qué nos dice eso sobre el clima y la geología de Marte?

17.

¿Cómo se forman y migran las dunas? ¿Por qué es la migración de las dunas un .p roblema en algu nas zon as?

18 .

¿Por qué son tan comunes los desiertos de latitudes bajas?

19.

¿Qué es el loess y por qué

20.

Como ya hemos m en cionado, algunas gran des ciudades están construidas sobre abanicos aluviales. ¿Cuáles son las ventajas y los inconvenientes de esta disposición?

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importante?

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Las costas y los procesos costeros





CAPÍTULO 16

ESQUEMA DEL CAPITULO ;'

Introducción Mareas, olas y corrientes de deriva ENFOQUE GEOLÓGICO 16.1: La energía de los océanos Sedimentación a lo largo de la costa ¿Cómo se erosionan las costas? Balance de sedimentación litoral ¿Cómo se controlan las áreas costeras cuando sube el nivel del mar? . • GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: .

La erosión y el faro del cabo Hatteras Olas de tormenta e inundación costera Tipos de costas Geo-Recapitulación

Olas golpeando la costá cerca de Bodega Bay, Ca li forn ia. La mayor parte de la labor geológica en las costas la realizan las olas, especialmente olas grandes generac;Jas durante las tormentas. Fuente: Sue Monroe

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C APITULO 16

LAS C OSTAS Y L OS PRO CE S OS COSTEROS

Introducción ntuitivamente, sabemos que una línea de costa es la superficie de tierra que está en conta-c to con el mar, pero podemos extender esta definición añadiendo que las líneas de costa incluyen la tierra entre la marea baja y el nivel de tierra más alto afectado por las olas de tormenta. Por consiguiente, ·una línea de costa es una zona larga y estrecha donde los procesos marinos están activos, particularmente las olas (véase la foto al inicio del capítulo) y las corrientes de deriva . En resumen, las líneas de costa son sistemas dinámicos donde se consume energía, se produce erosión y se transporta y deposita sedimento . En realidad, las costas están contínuamente adaptándose a cambios, como el aumento o disminución del suministro de sedimentos y el aumento de la actividad del oleaje . En este capítulo nos interesan principalmente las líneas de costa de los océanos, o costas marinas, pero las olas y las corrientes de deriva también están activas en los lagos grandes. A lo largo de las costas de los Grandes Lagos, están re.presentadas muchas de las características de erosión y sedimentación típicas de las costas marinas (• Figura 16.1). Las diferencias más notables entre las costas de los lagos y las costas marf nas son que las olas y las corrientes de deriva son mucho más enérgicas en las cos~as marinas, y que incluso los lagos más grandes tienen mareas insignificantes: Ya sabemos que la hidrosfera es un vasto sistema formado por todo el agua de la Tierra, la mayor parte de la cual se encuentra en los océanos. A través-de este enorme cuerpo de agua, la energía se transfiere a las costas, por lo que para mucha gente es importante comprender los procesos geológicos que se producen en las líneas de costa . De hecho, muchos de los centros de comercio del mundo y gran parte de la población de la Tierra se concentran en una estrecha franj~ en las costas, o cerca de ellas. Además, un cierto número de comunidades costeras dependen en alto grado de los turistas que visitan.y disfrutan de sus playas. Los geólogos, oceanógrafos, biólogos marinos e ingenieros costeros, entre otros, están interesados en la naturaleza dinámica de las costas . Los cargos públicos electos y los urbanistas de comunidades costeras deben estar fami li-arizados con-los procesos de la costa, de manera que puedan desarrollar leyes y regulaciones de zonificación que -sirvan al público, a· la vez que protegen el frágil medio arn-biente costero. Esto es especialmente importante ahora, porque en muchas partes del mundo el nivel del mar está subiendo, por lo que edificios que se encontraban tierra adentro ~stán ahora en peligro o han sido destruidos. Además, los huracanes consumen gran parte de su energía en las costas, lo que provoca extensas inundaciones costeras, numerosas víctimas mortales y daños materiales considerables.

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Los procesos geológicos que actúan en las costas proporcionan otro excelente ejemplo de interacciones entre sistemas, en este caso entre parte de la hidrosfera y la Tierra sólida. Pero la atmósfera está también implicada en la transferencia de energía del viento al agua, provocando las olas, que, a su vez, generan las corrientes de deriva. Y, por supuesto, la atracción gravitacional de la Luna y el Sol sobre las aguas oceánicas es responsable d e la rítmica subida y bajada de las mareas. Los continentes tienen más de 400 .000 km de línea de costa, parte de ella rocosa y escarpada , como es el caso de la costa oeste de Norteamérica y su costa nordeste en Maine, y las provincias marítimas de Canadá. Otras zonas, incluida gran parte de la costa este de Estados Unidos, así como la costa del Golfo, tienen amplias playas arenosas o islas de arena largas y estrechas frente a la costa. Sea cual sea el tipo de costa, las olas, las corrientes de deriva y las mareas producen cambios continuamente, algunos de los cuales no son deseables, al menos desde la perspecti va del hombre .

• Figura 16.1 -

--------

La costa del Pacífi co d e Estados Un idos. Las costas marinas y las costas de los lagos tie ne n ca racte ríst icas sim ila res. Am bas so n modifica das por las olas y las co rrie ntes de de riva, aunque estos p rocesos son más ené rgicos e n las costas mari nas, e incl uso los lagos más gra ndes carece n de ma reas importa ntes.

M A REAS , OL A S Y C ORR IENT ES D E D ERIVA

MAREAS, OLAS Y CORRIENTES DE DERIVA n contraste con otros agentes geológicos , como las corrientes d e agu a, el viento y los glaciares, que actúan sobre áreas extensas , los procesos costeros están limitados a una zona estrecha. Pero las costas pueden desplazarse hacia tierra o m a r adentro dependiendo del cambio del nivel del mar o de la elevación o hundimiento de las regiones costeras. Por ejemplo, durante una elevación del nivel del mar, la línea de costa migra hacia tierra, y entonces la actividad d e las olas, las mareas y las corrientes de der iva se desplaza tierra adentro también; durante las épocas en las que el nivel del mar baja, ocurre justo lo contrario. Recordemos del Capítulo 6, que durante las trasgresiones y regresiones marinas , los sedimentos de las playas y de los litorales se depositan sobre exten sas regiones (véase la Figura 6.21). En el reino marino, varios procesos biológicos, químicos y físicos están actuando continuamente. Los organismos cambian la química local del agua marina y aportan su s esqueletos a los sedimen tos del litoral, y en los océanos también se producen cambios de temperatura y salinidad y olas internas. Sin e mbargo, los procesos más importantes que modifican las costas son puramente físicos, especialmente las olas, las m areas y las corrientes de deriva. Sin embargo, no podemos descartar por completo algunos de estos otros procesos; por ejemplo, l~s arrecifes de m ar adentro compuestos de esqueletos de organismos pueden proteger una zona de costa de la m ayor parte de la energía de las das.

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La Luna y el Sol tienen suficiente atracción gravitacional para ejercer fuerzas generadoras de mareas lo suficien temente fuertes como para deformar el cuerpo sólido de la Tierra, pero tienen una influencia mucho mayor sobre los océanos. El Sol es 27 millones de veces más grande que la Luna, pero está 390 veces más lejos de la Tierra, y su fuerza generadora de mareas es sólo un 46% de la de la Luna. Por consiguiente, las mareas están dominadas por la Luna, pero el Sol juega también un papel importante. Si tenemos sólo en cuenta a la Luna actu ando sobre una Tierra esférica cubierta de agu a, sus fuerzas generadoras de mareas producen dos bultos en la superficie del océano (• Figura 16.3a). Un bulto señala hacia la Luna porque está en el lado de la Tierra donde la atracción gravitacional de la Luna es mayor. El otro

(a)

Las mareas La superficie de los océanos sube ·y baja dos veces al día en respuesta a la atracción gravitacional de la Luna y el Sol. Estas fluctuaciones regulares en la superficie del océano, o mareas, h acen que la_m ayoría de las costas marinas tengan diariamente dos mareas altas y dos mareas bajas cu ando el nivel del mar sube y baja desde unos pocos centímetros a más de 15 m (• Figura 16 .2). Un ~ ciclo de mareas completo incluye una pleamar, que cu- cO:'11 bre progresivamente cada vez más superficie de una zona ~ intermareal h asta que se alcanza la marea alta, seguida (b) de un reflujo, durante el cual la zon a intermareal queda • Figura 16.2 otra vez expuesta (Figura 16 .2). Estas fluctuaciones reM area baja (a) y marea alta (b) en Turnagain A rm, parte de gulares en el nivel del mar constituyen una fuen te de Cook lnlet, en Alaska. La amplitud de la marea aq uí es de unos energía en gran parte sin explotar, al igual que las olas, 10 m .,Turnagain Armes un f iordo enorme que ahora se está las corrientes oceánicas y las diferencias de temperatura llenando de los sedimentos q ue transporta n los ríos. Observemos las marismas en (a). en el agu a marina (véase Enfoque Geológico 16 .1 ).

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La energía de los océanos

L

as com. plejas interacciones entre sistemas han sido un tema recurrente a lo largo de este libro, y aquí volvemos a enfat izar estas interacciones al exponer las posibi lidades de extraer energía de los océanos. la energía solar es responsable del ca lentamiento d iferencia l de la atmósfera y, por tanto, de la circu lació n del aire; q ue es 1-a responsable de las o las y de las corrientes lit ora les, aunque la rotación de la. Tierra también j uega un pape l importa nte en las corri entes. Y la atracción gravitacional entre la Tierra y el Sol y la Luna, junto con la rotación de la Tierra, son responsables de la subida y bajada. de las mareas dos veces diarias que se pr.oduce en la mayoría de las.áreas costeras. Si pudiéramos aprovechar la energía de las olas, las corrientes litora les, las diferencias de temperatura de las aguas oceánicas y las mareas, tendríamos asegu rado un suministro de energía no contaminante y casi ilimitado. Por desgraéia, la energía del océano es difusa, lo que significa que la cantidad de energía' de un volumen de agua determinado es pequeña y, por · tanto, d ifíci l de conc;entrar y ut ilizar. De las d iferentes fu entes d e energía de los océanos, sólo las mareas prometen mucho·para un futuro cercano. La conversión d e energía · térmica oceánica (CETO) exp lota la diferencia de temperatura ent re las aguas superficiales y las · profundas p ara hacer fun cio nar

turbina s y genera r electricidad. La cantidad de energía de esta fuente es enorm e, pero hay que solucionar algu nos probl emas p rácticos. Por una parte, hace falt a que enormes cantidades de agua circulen a través d e una central, lo q ue exige que se dediquen grandes superficies para este p ropósito. A pesar de vari as décadas de investigación, no hay ninguna centra l de CETO en funci onamiento o bajo construcción , aunque se han probado algu nas experimentales pequeñas en Hawa i y Japó n. Las corrientes oceán icas, como por ej emplo, la corriente del Golfo, también poseen energía que podría explot arse para generar elect ricidad. Por desgracia, estas corrientes fl uyen a velocidades d e sólo unos cuantos kil ómetros por hora como máximo, mientras q ue las centrales hidroeléctri cas en tier-ra se basan en agua que se mueve rápidamente de eleva ciones más altas a eleva ci o nes más bajas. Y a diferencia de las corrientes en t ierra, las corrientes oceánicas no pueden contenerse mediante

Cuenca

Presa

Océano

\

M area alta

(a)

(b)

(c)

(d)

• Figura 1 La subida y bajada de las mareas p roduce electricidad haciendo gi rar tu rb inas conectadas a generad ores, igual que en las central es hidroeléctricas. (a) El agua f luye d el océa no a la cuenca durante la p leamar. (b) Cuenca llen a. (c) El agu a fl uye de la cuenca al océa no durante el reflujo. (d) El agua de la cuenca se agota y el ciclo vuelve a empezar.

presas, su energía es difusa y cua lqu ie r centra l eléctri ca tendría que enfrentarse con cambios impredecibles en la dirección del fluj o . Aprovecha r la energía de las olas para generar electricidad no es una idea nueva y, de hecho, se utiliza a una escala extremadamente limitada. Cualquier instalación que utilizara esta forma de energía tendría que ser diseñada, obviamente, para soportar los efectos de las tormentas y la corrosión del agua salada. No hay ninguna centra l de energía producida por las o las a gran esca la funcionando, pero los japoneses han desarrollado dispositivos para suministrar energía a faros y boyas, y una insta lación con capacidad para proporcionar energía a unos 300 hogares empezó a funcionar en Escocia en septie mbre de 2000. La energía de las mareas se ha utilizado durante siglos en algunas zonas costeras para hacer funcionar los molinos, pero su utilización hoy en día para generar electricidad está limitada . La mayoría de las zonas costeras experimentan una sub ida y bajada de las mareas dos veces al día, pero sólo unas pocas son adecuadas para exp lotar esta fuente de energía. Una limitación es que la amp litud de la marea debe ser de al menos 5 m, y debe haber tam bién una región costera donde pueda almacenarse el agua después de la marea alta. Muchas zonas a lo largo de la costa del Golfo de Estados Unidos se beneficiarían de una central de energía mareal, pero la ampl itud de las mareas de menos de 1 m descarta la posibilidad de desarrollo. Una zona con una amplitud de marea aprop iada en algún lugar remoto, como el sur de Chile o las islas ártica s de Canadá ofrece poco potencial debido a la gran d istan cia hasta los cent ros poblados. Por consiguient.e, en Norteaméri.ca só lo unas pocas . zonas presentan gran potencia l para desarrollar la energía mareal.

Por ejemplo, Cook lnlet, Alaska, la bahía de Fundy, en la frontera de Estados Unidos y Canadá, y algunas zonas a lo largo de la costa de Nueva Inglaterra. La idea tras la energ ía mareal es sencilla, aunque ponerla en práctica no es fácil. En primer lugar, debe construirse una presa con compuertas para regular el flujo de agua en la entrada de una bahía o estuario. Cuando el nive l del agua ha subido lo suficiente durante la p leamar, las compuertas se cierran. Entonces, se libera el agua del lado de la presa que da a tierra y se genera electricidad igual que en una presa hidroeléctrica. En realidad, u.na central de energía mareal puede funcionar tanto durante la p leamar como durante. el reflujo(• Figura 1). La primera instalación generadora de energía mareal fue construida en el estuario del río La Rance, en Francia (• Figura 2) . Esta centra l, de 240 megavatios, empezó a funcionar en 1966 y ha tenido bastante éxito. En.Norteamérica, hay una central de energía mareal

mucho máspequeña, de 20 megavatios, en la bahía de Fundy, Nueva Escocia, donde la amplitud de las mareas, la mayor del mundo, supera los 16 m. La bahía de Fundy es parte de la zona más extensa del go lfo de Maine, donde Estados Unidos y Canadá llevan décadas pensando en iniciar un proyecto de energía marea l mucho más grande. Aunque la energía mareal promete, no resolverá nuestros problemas de energía aunque se desarrolle en todo su potencial. La mayoría de los analistas creen que sólo de 100 a 150 lugares de todo el mundo tienen una amplitud de marea suficientemente alta y la configuración costera adecuada para explotar este recurso energético. Esto, junto con el hecho de que los costes de construcción son elevados y que los sistemas de energía mareal pueden tener efectos desastrosos en la ecología (b iosfera) 'de los estua rios, hace que sea improbable que la energía mareal aporte algo más que un pequeño porcentaje de toda la producción energética.

• Figura 2 ·- ------ -

La central de energía marea! del estuario del río La Rance, al oeste de Francia. Esta presa, de 850 m de longitud, fue construida donde la amplitud máxima de la marea es de 13,4 m. La electricidad se genera tanto durante la pleamar como durante el reflujo. ·

CAPÍTUL O 16

LAS COS T AS Y LOS PROCE SOS C O STE RO S

Luna llena

Luna nueva Al Sol

Al Sol

t

(b) Mareas vivas Luna en cuarto creciente .

t

Pandeo marea! debido

Vista desde la Tierra Al Sol

~ a la inercia Pandeo marea! debido a la atracción de la Luna

I

\

A la Luna Al Sol

Luna en cuarto menguante

t

Tierra

Vista desde la Tierra (c) Mareas muertas

(a) Fuerzas de las mareas

• Figura activa 16.3 (a) Las mareas son provocada s po r la atracción gravitacional de la Lu na , y en un menor grado, de l Sol. Mostramos los alineamientos de la Tierra-Luna-Sol en los momenti:Js de las ma reas (b) vivas y (c) muertas.

bulto está en el lado opuesto de la Tierra, donde la atracción gravitacional de la Luna es menor. Estos dos bultos señalan siempre hacia la Luna y h acia el lado contrario (Figura l 6.3a), por lo que cuando la Tierra rota y la posición de la Luna cambia, u n observador en un punto determinado de la costa experim enta la rítmica subida y bajada de las mareas dos veces al día, pero la altura de dos mareás altas sucesivas puede variar dependiendo de la inclinación de la Luna con respecto al Ecuador. La Luna gira alrededor de la Tierra cada 28 días , por lo que su posición con respecto a cualquier latitud cam bia ligérámente cada día. Es decir, a medida que la Luna se mueve' en. su órbita y la Tierra rota sobre su eje, la Luna tarda 50 minutos más cada día en volver a la misma posici9n en que estaba el día anterior. Por tanto, un observador experimentaría, por ejemplo, una marea alta a la l :00 P.M. Ún día y a la 1: 50 P.M. al día siguiente. Las mareas también se co mpli~a n por los efectos combinados de la Luna y el Sol. Aunque la fuerza generadora de mareas del Sol es más débil que la de la Luna, cu ando los dos se alinean cada dos semanas, sus fuerzas conjuntas generan mareas vivas, un 20% más altas que las mareas medias (Figura 16.3b) . C u ando la Luna y el Sol se encuentran en ángulo recto, también en intervalos

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de dos semanas , la fuerza generadora de mareas del Sol cancela parte de la de la Luna, y se producen mareas muertas, un 20% más baj as que la m edia (Figura 16.3c). · La amplitud de las mareas también se ve afectada por la configuración de la costa. En las plataformas continentales amplias y ligeramente inclinadas, como la del Golfo de México, la amplitud de las mareas es baja, mientras que las costas empinadas e irregulares experimentan una subida y bajada de las mareas mucho mayor. La amplitud de las mareas es mayor en algunas ensenadas y bahías estrechas, con forma de embudo. La bahía de Fundy, en Nueva Escocia, tiene una amplitud de marea de 16,5 m , y en algunas otras zonas se llega a más de 10 m. Las mareas tienen un impacto importante en las costas, porque la zona de ataqu e de las olas cambia constantemente de tierra adentro a m ar abierto a medida que las mareas suben y bajan. Sin embargo, las mismas corrientes mareales tienen poco efecto modificador sobre la costa, excepto en pasajes estrech os donde la velocidad de la corriente marea! es lo suficientemente alta como para erosionar y transportar sedimentos. En realidad, si no fuera por las corrientes m areales fuertes, algunos pasajes estarían bloqueados por los sedimentos depositados por las corrientes de deriva .

MAREAS, OLAS Y CORRIEN T ES DE DERI VA

Las o/as En todas las masas de agua se pueden ver oscilaciones en la superficie, o sencillamente olas, pero están mejor desarrolladas en los océanos y tienen un mayor impacto sobre las costas marinas. En realidad, las olas son directa o indirectamente responsables de la mayor parte de la erosión, transporte de sedimentos y sedimentación en las áreas costeras. En la • Figura l 6.4a, ilustramos una serie típica de olas con los términos que se les aplican. Una cresta, como sería de esperar, es la parte más alta de la ola, mientras que la parte baja entre las crestas es un seno. La distancia de cresta a cresta (o de seno a seno) es la longit-iid de onda, y la distancia vertical de seno a cresta es la amplitud de onda. Podemos calcular la velocidad a la que avanza una ola, llamada celeridad (C), mediante la fórmula C =LIT donde L es la longitud de onda y Tes el período de onda, es decir, el tiempo que tardan dos crestas de ola sucesivas, o senos, en pasar por un punto determinado.

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La velocidad de avance de una ola (C) es, en realidad, una medida de la velocidad de la forma de onda más que la velocidad de las moléculas de agua de una ola. En realidad, las olas de agua son de algún modo parecidas a las ondas que se mueven a través de un campo cubierto de hierba; la hierba se mueve hacia adelante y hacia atrás cuando pasa la onda, pero las briznas de hierba individuales permanecen en su posición original. Cuando las olas se mueven por una superficie de agua, el agua se mueve en órbitas circulares pero muestra poco o nínoún movimiento neto hacía delante. Sólo la forma de onda o se mueve hacia adelante, y a medida que lo hace, transfiere energía en la dirección del movimiento de la ola. Los diámetros de las órbitas que sigue el agua en las olas disminuyen rápidamente con la profundidad, y a una profundidad de alrededor de la mitad de la longitud de onda (L/2), llamada base de la ola, son fundamentalmente cero. Así, a una profundidad superior a la base de la ola, el agua y el fondo oceánico, o el fondo de un lago, no se ven afectados por las olas de la superficie (Figura 16.4a) . La base de la ola es algo importante a tener

Disminución de la longitud de onda de la ola Aumento de la altura d e la ola ¡...._Long itud__¡ 1 de onda 1

Altura de la ola

~

(a)

(b)

(e)

• Figura acti~a 16.~ ________ _ (a) Las olas y la t erm ino logía que se les aplica. (b) Cuando las marej adas en aguas profundas se desplazan hacia la costa, _el movimiento orbital del agu a de su interior se ve afectado cua ndo entran en aguas menos prof undas que la b a_se de la _o la: (c} La longitud de onda d isminuye mientras la amplitud de onda aumenta, haciendo que las o las se sobrepronunc1en y caigan hacia ade lante en forma de rompientes.

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CAPÍTULO 16

LAS COSTAS Y LOS PRO CESOS COS TEROS

en cuenta en algunos aspectos de la modificación de la costa; lo exploraremos más a fondo en posteriores secciones de este capítulo.

Generación de las o/as. Todo el mundo ha visto olas, pero probablemente tiene poca idea de cómo se forman y de qué controla su tamaño y forma. En realidad, varios procesos generan las olas. Los flujos de tierras sobre los océanos y los lagos desplazan el agua y generan olas, al igual que las fallas y las erupciones volcánicas. Algunas olas formadas de este modo son enormes podrían ser devastadoras para las zonas costeras, pero la mayor parte de la labor geológica en las costas la realizan las olas generadas por el viento, especialmente las olas de tormenta. Cuando el'viento sopla sobre el agua, es decir, un flui_d o (el aire) se mueve sobre otro fluido (el agua), la fricción entre ambos transfiere energía al agua, h aciendo que la superficie oscile. En zonas donde se generan olas, como debajo del centro de una tormenta en el mar, se desarrollan unas olas irregulares de crestas angulosas llamadas oleadas. Las oleadas tienen diversas alturas y longitudes, y una ola no puede distinguirse fácilmente de otra. Pero a medida que las oleadas se desplazan de su área de generación, se separan en amplias marejadas con crestas largas y redondeadas, y son todas más o menos del mismo tamaño. Como sería de esperar, cuanto más fuerte y más tiempo sople el viento, más grandes son las olas. Sin embargo, la velocidad y duración del viento no son los únicos factores que controlan el tamaño de las olas. Un viento que sople a alta velocidad sobre un estanque pequeño nunca generará olas grandes, sin importar su duración. En realidad, las olas en los estanques y en la mayoría de los lagos aparecen mientras está soplando el viento; una vez que se detiene, el agua se tranquiliza rápidamente. Por el contrario, la superficie de un océano está siempre en movimiento, y se han registrado olas con alturas de hasta 34 m durante las tormentas en mar abierto . La razón de esta disparidad entre el tamaño de las olas de los estanques y lagos y las de los océanos es el «fetch» o alcance del viento, que es la distancia que recorre el viento sobre una superficie de agua continua. El alcance del viento está limitado por la superficie de agu a disponible, por lo que en los estanques y lagos se corresponde con su longitud o anchura, dependiendo de la dirección del viento. Para producir olas de mayor longitud y altura, debe transferirse más energía del viento al agua, de ahí que se formen olas grandes debajo de las grandes tormentas en el mar.

y

Olas de aguas someras y rompientes.

Las marejadas que salen de una zona de generación de olas pierden poca energía cuando viajan largas distancias a través del © Cengagé Learning Paraninfo

océano. En estas marejadas de aguas profundas, la superficie del agua oscila y el agua se mueve en órbitas circulares, pero se produce poco desplazamiento neto en la dirección del viaje de la ola (Figura l 6.4a). Desde luego, el viento mueve algo de agua de las olas, formando capas blancas con crestas espumosas, y las corrientes superficiales transportan agua a grandes distancias, pero las olas de aguas profundas realizan poco movimiento de agua real. Sin embargo, cuando estas olas entran progresivamente en aguas someras, la forma de la ola cambia y el agua se desplaza en la dirección del avance de la ola. Las olas de aguas profundas amplias y onduladas se transforman en olas de crestas angulosas cuando entran en aguas someras. Esta transformación empieza a una profundidad que se corresponde con la base de la ola, es decir, la mitad de la longitud de onda (• Figu ra 16.5 ). En este punto, las olas «sienten» el fondo del mar, y se perturba el movimiento orbital del agua d e su interior (Figura l 6.4a). A medida que las olas siguen moviéndose hacia la costa, disminuyen la velocidad de avance de la

• Figura 16.S Base de la ola. Las o las de est e lago tiene n un a longit ud de ond a d e un os 2 m, por lo que la base de la o la es de 1 m . Cuando las ol as se encuentran co n la base d e la ola, remueven los sedimentos del fo ndo, lo que explica el ag ua t urbia de la zona intermarea l.

MARE AS , OL AS Y CORR I EN T ES D E D ER I VA

ola y la longitud de onda, pero aumenta la amplitud de onda. Así, cuando entran en aguas someras, las olas se hacen sobrepronunciadas, ya que la cresta avanza más rápido que la forma de onda, y al final, la cresta cae hacia delante como una rompiente (Figura 16.4c). Las olas rompientes podrían ser varias veces más altas que sus equivalentes de aguas profundas, y cuando rompen gastan su energía cinética en la costa. Las olas que acabamos de describir son las clásicas rompientes en voluta que se estrellan contra las costas con pendientes pronunciadas, como las de la costa norte de Oahu, en las islas Hawai. Por el contrario, las costas donde la pendiente mar adentro es más ligera tienen normalmente rompientes por derrame, donde las olas se forman lentamente y la cresta de la ola desciende por el frente de la ola. Ya sean rompientes e n voluta o por derrame, el agua· se precipita sobre la costa y después regresa hacia el mar para pasar a ser parte de otra rompiente.

Corrientes de deriva y transporte de sedimentos El área que se extiende h acia el mar desde el límite superior de la costa hasta justo la zona donde rompen las

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olas se llama zona intennareal o anteplaya. Dentro de la zona intermareal están las áreas donde rompen las olas, la zona de rompiente y la zona de surf, donde el agua de las olas que rompen se precipita h acia delante y después fluye hacia el mar como resaca. El ancho de la zona intermareal varía dependiendo de la longitud de las olas que se acerquen, porque las olas largas rompen a una mayor profundidad y, por tan to, m ás lejos de la costa que las olas cortas. Las olas entrantes son i:esponsables de dos tipos de corrientes en la zona intermareal: corrientes litorales y corrientes de resaca.

Refracción de /as o/as y corrientes litorales. Las olas de aguas profundas tienen crestas largas y continuas, pero rara vez están sus crestas en paralelo con la línea de costa (• Figura 16.6). En otras palabras, casi nunca se acercan a la costa de frente, sino más bien con un·cierto ángulo. Por tanto, una parte de la ola entra en aguas someras donde se encuentra con la base de la ola y empieza a romperse, antes que otras p artes de la misma ola. C uando una ola empieza a romperse, su velocidad disminuye, pero la parte de la ola que aún se encuentra en agua profunda corre hacia delante hasta que se encuentra también con la base de la ola. E l efecto n e to de este

• Figura 16.6 Refracción d e las olas (las crest as d e las olas se ind ican mediante líneas discontinuas). Estas o las se refractan cuando entran en aguas som eras y casi en paralelo co n la costa. Las o las generan una corriente lit oral que fluye en la dirección del acerca mi ento de la ola, desd e la parte superior izquierda a la parte inferior derecha (flecha) de este ejemplo.

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CAPÍTULO 16

LAS COS T AS Y LOS PROCESOS COST ERO S

Oué haría Mientras está nadando en su playa favorita, de repente se da cuenta de que está alejado d e l punto de la playa por el que ha entrado en el agua. Además, el tamaño de las olas entre las que estaba nadando ha disminuid o considerablemente. Decide nadar hacia la orilla y despué s volver andando a su sitio orig inal, pero por más que intenta nadar, cada vez se a leja más y más de la costa. Suponiendo que sobreviva a este incidente, explique qué ha ocurrido y qué ha hecho para remediar la situación.

acercamiento oblicuo es que las olas se doblan, de manera que van casi en paralelo con la línea de costa, un fenómeno conocido como refracción de las olas (Figura 16.6). · Aunque las · olas se refracten, normalmente siguen golpeando la costa desde algi'.ín ángulo, haciendo que el agua entre la zona de rompiente y la playa fluya en paralelo a la costa. Estas corrientes litorales, como se llaman; son largas y estrechas y fluyen en la misma dirección general que las olas que se acercan. Estas corrientes son particu larmente importantes en el transporte y depósito de sedimentos en la Zona intermareal.

Corrientes de re saca. Las olas llevan agu a a la zona intennareal, por lo que debe h aber u n mecanismo para la transferencia masiva de agu a de vuelta al mar.

Un modo en el que el agua se mueve mar adentro desde la zona íntermareal es en forma de corrientes de resaca, corrientes superficiales estrechas que fluyen hacía el mar a través de la zona de rompiente (• Figura 16.7). Los surfistas normalmente se aprovechan de las corrientes de resaca para pasar fácilmente más allá de la zona de rompiente, pero estas corrientes representan un peligro para los nadadores sin experiencia . Algunas corrientes de resaca fluyen a varios kilómetros por hora, por lo que sí un nadador se ve atrapado en una, es inútil intentar n adar directamente hacia la costa. E n su lugar, como las corrien tes de resaca son estrechas y norm almente casi perpen diculares a la costa, uno puede nadar en paralelo a la línea de costa durante una corta distancia y después volver hacia la orilla sin dificultad. Las corrientes de resaca son celdas en circulación alimentadas por las corrientes litorales. Cuando las olas se aproximan a la costa, la cantidad de agua se incrementa hasta que el exceso sale al mar a través de la zon a de rompiente. Las corrien tes de resaca se alimentan de las corrientes de deriva, que aumentan de velocidad a medio camino entre cada corrien te de resaca (Figura 16.7a). El relieve del fondo de la mar juega un papel importante a la hora de determinar la localización de las corrientes de resaca. Normalmente se desarrollan donde la altura de las olas es más baja que en áreas adyacentes, y las variaciones en la profundidad del agu a controlan las diferencias de altura de las olas. Por ejemplo, si las olas se mueven sobre u n a depresión, la altura de las olas sobre la depresión tie n de a ser m~mor qu e en las zonas adyacen tes.

Zona de

• Figura 16.7

(b)

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(a) Las corrientes de resaca se alimentan e n cada lado por corrientes que se mueven en parale lo a la costa. (b) Esta corriente de resaca lleva mar adentro sedimentos en suspensión, indicados por el agua descolorida.

SE DI MEN T AC IÓ

SEDIMENTACIÓN A LO LARGO DE LAS COSTAS as características de sedimentación de las costas incluyen playas, barras litorales, barras de bahía, tómbolas e islas barrera. Las características de las playas vien en determinadas por la energía de las olas y los materiales de la costa, y son continuamente modificadas por las olas y las corrientes litorales. Las barras litorales, barras de bahía y tómbolas son el resultado de la sedimentación por parte de las corrientes litorales, pero el origen de las islas barrera no está totalmente resuelto aún. Las corrientes de resaca sólo juegan un papel secundario en la configuración de las costas, pero transportan sedimentos de grano fino hacia el mar a través de la zona de rompiente.

Las playas Las playas son el accidente geográfico costero más conocido, atrae a millones de visitantes cada año y proporciona la base económica a muchas comunidades. Dependiendo de los materiales de la costa y de la intensidad de las olas, las playas pueden ser discontinuas , existiendo tan sólo como playas embolsadas en áreas protegidas, como por ejemplo entrantes, o pueden ser continuas y extenderse a largas distancias. Por definición, una playa es un depósito de sedimento no consolidado que se extiende tierra adentro desde la marea baja hasta un cambio en la topografía, como por ejemplo, dunas de arena, un acantilado o el punto donde comienza la vegetación permanente. Normalmente, una playa tiene varias partes (véase «Los procesos costeros y las playas» en las páginas 444 y 445), incluida una playa alta o trasplaya, que está normalmente seca y sólo se cubre de agua durante las tormentas o en mareas excepcionalmente altas. La playa alta consiste en una o más bermas, plataformas compuestas de sedimentos depositados por las olas; las bermas son casi horizontales o se inclinan ligeramente tierra adentro. El área inclinada por debajo de una berma expuesta a las olas es el frente de la playa. El frente de la playa es parte de la playa baja, zona intermareal o anteplaya, un área cubierta de agua durante la marea alta, pero expuesta durante la marea baja. Algunos de los sedimentos de las playas proceden de la meteorización y la erosión de la costa por parte de las olas, pero la mayor parte de ellos los transportan las corrientes fluviales y los distribuyen a lo largo de la costa las corrientes litorales. Como ya hemos visto,_las olas normalmente golpean las playas desde algún ángulo; haciendo que los granos de arena suban por el frente de la .

.J\ LO L ARGO D E L AS C OS TAS

443

playa en un ángulo parecido; sin embargo, cuando los gran os de arena son arrastrados hacia el mar con la resaca, se mueven en perpendicular al eje largo de la playa. Por tanto, los granos de arena individuales se mueven en zigzag en la dirección de las corrientes litorales. Este movimiento no está limitado a la playa, se extiende m ar adentro h asta el borde exterior de la zona de rompiente. E n un intento de ampliar una playa o de evitar la erosión, los residentes de las costas a menudo construyen espigones, estructuras que se proyectan hacia el mar en ángulo recto desde la costa. Los espigones interrumpen el flujo de las corrientes litorales, provocando el depósito de arena en sus lados corriente arriba y ampliando la playa en esa ubicación. Sin embargo, la erosión se produce inevitablemente en el lado corriente abajo de un espigón. . El cuarzo es el mineral más común en la mayoría de las arenas de las playas, pero hay algunas excepciones notables . Por ejemplo, las playas de arena negra de Hawai están compu estas de fragmentos de basalto de tac ~año arena y grava o de granos pequeños de vidrio volcánico, y algunas playas de Florida están compuestas de conchas de organismos m arinos de carbonato cálcico fragmentadas. En resumen , las playas están compuestas de cualquier material que haya disponible; el cparzo es más abundante sencillamente porque está disponible en la mayoría de las zon as, y es el más duradero y e~table de los minerales formadores de rocas comunes.

Cambios estacionales en las playas Los granos sueltos que forman las playas son constantemente movidos por las olas, pero la configuración global de una playa permanece sin cambios siempre que per~ sistan las condiciones de ·equilibrio. Podemos pensar en el perfil de la playa que consiste en una berma o bermas y un frente de p laya de la página 444 como en un p~rfil de equilibrio; es decir, todas las partes de la playa están adaptadas a las condiciones imperantes de la intensidad de las olas, las corrientes de deriva y los materiales que componen la playa. Las m areas y las corrientes litorales afectan a la configuración de las playas en algún grado, pero las olas de tormenta son, con mucho, el agente m ás importante en la modificación del perfil de equilibrio. En muchas zonas, los perfiles de las playas cambian con las estaciones, por lo que reconocemos playas de verano y playas de invierno, cada una de ellas adaptada a las condiciones dominantes en esas épocas (• Figura 16.8). Las playas de verano están cubiertas de arena y tienen una berma amplia, un frente de playa ligeramente inclinado y un perfil hacia mar abierto liso. Las playas de invierno, por

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Las playas son las formaciones deposicionales más familiares a lo largo de las costas. Se encuentran en un.a diversidad de tamaños y formas, con playas arenosas· largas características de las costas del este y del Golfo, y playa$ más pequeñas y protegidas· a lo largo de la costa oeste. La arena de la mayoría de las playa$ es, principalmente, cuarzo, pero hay algunas excepciones notables: playas de wena de conchas en Florida y playas de arena negra en Hawai. Las playas son sistemas dinámicos en los que las olas, las mareas y las corrientes marinas provocan cambios , constantemente.

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El Grand Strand de Carolina del Sur (izquierda), mostrado aquí en Myrtle Beach, son 100 km de playa casi ininterrumpidos. Pequeña playa (superior) en Julia Pfeifter Burns State Park, California.

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Diagrama de una playa indicando sus diferentes partes. Playa 1 :

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J

Anteplaya

Tras p laya

Frente é!e la p laya_ Ni vel de marea alta

El área de playa alta, o trasplaya, de . una pequeña playa de la costa del Pacífico. Observe que la berma termina en las rocas, a · la derecha, y la superficie de la playa se inclina abruptamente hacia el mar.

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Frente de la playa

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Las dunas de arena están presentes en la parte superior de esta playa en el Oregon Dunes Nation Recreation Area.

Las corrientes litorales transportan sedimentos a lo largo de la costa, un fenómeno denominado deriva litoral, entre la · zona de rompiente y el límite superior de la acción de las olas (abajo) . Estos espigones (derecha) en Cape May, Nueva Jersey, interrumpen el flujo de las corrientes litorales. La arena queda atrapada .en los lados. ¿Puede adivinar la dirección de la deriva litoral en esta imagen?

Zona de rompiente

~

Límite superior de la acción de las olas

X

Dirección de la corriente litora1

Aunque la mayoría de las playas están formadas, predominantemente, de arena de cuarzo, hay excepciones. Esta playa de arena negra de Maui, en Hawai , está formada por peqweños fragmentos de roca basáltica y partículas de obsidiana, que se fo rmaron cuando la lava se desbordó en el mar.

Esta playa mostrada en Oahu , en Hawai, está compuesta principalmente de conchas fragmentadas de organismos marinos, aunque también incluye algunos minerales procedentes del basalto.

La playa de California se compone de cuarzo y de fragmentos de roe¡¡. de tamaño arena y grava

CAPITULO 16

¡

Berma

/

LAS CO STAS Y LO S PROCESO S C OSTERO S

Cresta de berma

Marca del agua principal superior

Marca del agua principal inferior - -- _

......

-Barra ~

-- ... ... , - - _ ''

- - . Perfil de verano

' ...

...

- .... • Figura 16.8

- - - - Perfil de invierno

Cambios estacionales en el perfil de una playa.

Distancia-

el contrario, tienden a tener grano más grueso y ser más inclinadas; tienen una berma pequeña o ninguna, y sus perfiles hacia mar abierto revelan barras de arena paralelas a la costa (Figura 16.8). Los cambios estacionales en los perfiles de las playas están relacionados con el cambio en la intensidad de las olas. Durante el. invierno, las olas de tormenta fuertes erosionan la arena de las playas y la transportan hacia el mar, donde se acumula en barras de arena (Figura 16.8). La misma arena que fue erosionada en una playa durante el invierno regresa el verano siguiente cuando marejadas más flojas la llevan hacia la orilla. El volumen de arena en el sistema permanece más o menos constante; sencillamente se mueve mar adentro o hacia tierra dependiendo de la energía de la~ olas . Los términ9 playa de invierno y playa de verano, aunque muy utilizados, son algo confusos._El perfil de una playa de invierno se puede desarrollar en cualquier momento si se produce una tormenta grande, y de igual manera , el perfil de una playa de verano se puede desarrollar en cualquier momento durante un período de calma invernal prolongado.

Barras litorales, barras de bahía y tómbo/os Las playas son las características de sedimentación más conocidas de las costas, pero las barras litorales, las barras de bahía y los tómbolos también son comunes. En realidad, estas características son sencillamente continuaciones de una playa. Una barra litoral, por ejemplo, es una proyección en forma de dedo de una playa hacia un cuerpo de agua, como una bahía, y_una barra de bahía es una barra litoral que ha crecido hasta que cierra completamente una bahía(• Figura 16.9).Ambas están

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compuestas de arena, rara vez de grava, que fue transportada y depositada por corrientes litorales allí donde se debilitaron al entrar en el agua más profunda de la abertura de una bahía. Algunas barras litorales se ven modificadas por las olas, de modo que sus extremos libres están curvados; se llaman.flechas (Figura 16.9). Un tipo raro de barra litoral es el tómbolo, que se extiende desde la costa hasta una isla(• Figura 16.10). Un tómbolo se forma en el lado de una isla que da hacia tierra cuando una refracción de las olas alrededor de la isla crea corrientes convergentes que giran hacia el mar y depositan una barra de arena. Por lo que, al contrario que las barras litorales y las barras de bahía, que normalmente están casi en paralelo con la costa, los ejes largos de los tómbolos están casi en ángulo recto con la línea de costa. Las barras litorales, las barras de bahía y los tómbolos son más comunes en las costas marinas irregulares, pero también podemos encontrarlos en lagos grandes. Sea cual sea su posición, las barras litorales y las barras de bahía, especialmente, constituyen un problema continuo allí donde las bahías deben permanecer abiertas para los barcos de recreo, barcos comerciales, o ambos. Obviamente, una bahía cerrada por una barra de arena es de poca utilidad, por lo que debe ser dragada regularmente o protegida de la sedimentación por parte de las corrientes litorales. En algunas áreas se construyen malecones que se extienden hacia el mar (o hacia el lago) para interrumpir el flujo de las corrientes litorales y proteger así la abertura de una bahía.

/s/as barrera Las islas barrera son islas de arena largas y estrechas situadas mar adentro a corta distancia de la costa (• Figura 16 .11). Los lados que dan al mar están alisados por las

SED I ME 1 T A C I Ó N A LO L A R GO D E LAS C O ST AS

Barra litoral

/-

Barra litoral curvada

447

Barra de bahía

~ ~ i reccióR de acercamiento

L _ _ _ _ d a la ola

(a)

(b)

(c)

• Figura 16.9 (a) Las barras litora les y las barras de bahía se fo rm an allí donde las corrie ntes litorales deposita n arena _en agua más profund a, como por ejemplo a la entrada de una bahía. (b) Una barra litoral a través de la desembocadura de un río. (c) Una barra de bahía.

olas, pero los márgenes que dan hacia tierra son irregulares porque las olas de tormenta transportan sedimentos sobre la isla y los depositan en una laguna, donde sufren poca modificación por posterior actividad del oleaj'e. Un a isla barrera está compuesta de una playa, dunas de are-

na transportada por el viento y una zona pantanosa en las caras que dan a tierra. Todo el mundo está de acu erdo en que las islas barrera se forman sobre plataformas continentales ·Jigeramente inclinadas donde hay arena abundante y donde Tómbola

Cresta de la ola

(a)

• Figura 16.10

(b)

(a) Refracción de las o la s alrededor de una isla y origen de un t ó mbolo. (b) Un tómbolo pequeño en la costa del Pa cífi co de Esta dos Unidos.

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CAPITULO 16

LAS COSTAS Y LOS PROCESOS COS T EROS

La mayoría de las islas barrera se están desplazando hacia tierra como res ultado de la erosión de las caras que dan al m ar y de la sedimentación en los lados que dan a tierra. Ésta es una parte natural de la evolu ción de las islas barrera y se produce bastante lentamente. Sin embargo, tien e lugar lo suficientemente rápido como para provocar muchos probl"'. mas a los residentes y a las comunidades de las islas .

¿CÓMO SE EROSIONAN LAS COSTAS?

• Figura 16.11

Vista desd e el espacio de las is las barrera a lo largo de la costa del golfo de Texas. Observemos que una laguna de hasta 20 km de ancho separa las islas barrera largas y estrechas del continente.

tan to la energía de las olas como la amplitud de las mareas son b ajas . En realidad, éstas son las razones p or las que hay tantas a lo largo de la costa atlántica y del Golfo de Estados Unidos. Pero aunque es bien conocido dónde se forman las islas barrera, los detalles de su origen están aún sin resolver. Según una teoría, se formaron como barras litorales que se separaron de la tierra, mientras que otra teoría sostiene que se formaron como crestas de playa que posteriormente se hundieron.

Oué haría Mientras está de visita en una isla barrera, observa unos depósitos de grano fino, ricos en materia orgánica a lo largo de la playa . En realidad, hay tanta materi.a orgánica que los. sedimentos son negros y tienen un olor nauseabundo. Su presencia en la playa no parece tener sentido porque sabe que, casi con seguridad, sedimentos como éstos se depositan en una marisma en la cara de la isla que da hacia tierra (la opuesta). ¿Cómo puede explicarlo?

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n las zonas protegidas de las costas marinas donde predomina la erosión más que la sedim entación , no hay playas, están poco desarrolladas o son limitadas (véase «Los procesos costeros y las playas» en las páginas 444 y 445). La erosión crea pendientes pronunciadas o verticales conocidas como acantilados. Durante las tormentas, estos acantilados son golpeados por las olas (acción hidráulica), desgastados por el impacto de la arena y de la grava (abrasión) (• Figura 16 .12) y erosionados más o menos continuamente por la disolución, que es la descomposición química de las rocas por la acción disolvente del agua marina. En las bases de los acantilados se concentra una tremenda energía de las olas y es más efectiva en aquellos compuestos de sedimentos o rocas muy fracturadas. En c ualquier caso, el efecto neto de estos procesos es la erosión del acantilado y el retroceso del frente del mismo hacia tierra.

Plataformas de abrasión La intensidad de las olas y la resistencia de los materiales de la costa a la erosión determinan la velocidad a la que un acantilado se retira hacia tierra. Un acantilado de derrubios glaciares en Cabo Cod, Massachusetts, se erosion a hasta 30 m por siglo, y algunas partes de los White C liffs de Dover, Inglaterra, retroceden tierra adentro a más de 100 m por siglo. En comparación, los acantilados de rocas metamórficas e ígneas densas se erosionan y retroceden mucho más lentamente. Los acantilados se erosionan principalmente como res ultado de la acción hidráulica y la abrasión en sus bases. C uando un acantilado es debilitado por la erosión, la parte superior queda sin apoyo y susceptible de sufrir procesos gravitacionales. Por tanto, los acantilados retroceden poco a poco, y a medida que lo hacen dejan una superficie biselada llamada plataforma de abrasión que se inclina lig~ramente hacia el mar (• Figura 16.13). Existen amplias plataformas de abrasión en muchas zo-

¿CÓMO SE EROSlONAN L AS COSTAS?

449

(b)

• Figura 16.12 (a) Las rocas _de la parte inferior de esta imagen de una isla pequeña del Mar de Irlanda han sido alisadas por la abrasión, pero las rocas de más arriba están fuera del alcance de las olas. (b) Una combinación de p rocesos son los responsables d e la erosión de estos acantilados c.e rca d e Bodega Bay, California. A unque la erosión ya había comenzado, fue particularmente intensa durante las t ormentas d e febrero de 1998. Los intentos por estabilizar la cost a han fracasado y algunas de las casas han sido abandonadas.

(a)

Plataforma de abrasión

Superfic ie original de la tierra

>---

~~igura 16.1~ - __ _ _ _ (a) La erosión de las olas hace que un acantilado migre hacia t ierra, dej ando una superficie ligeramente inclinada llamada p lataforma de abrasión . Una plataforma creada por las o las se o ri g ina por la sedimentación en el margen que da al mar de la plataforma de abrasión. (b) Acantilados y una p lataforma de abrasión.

(a)

(b)

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CAPITULO 16

LAS COSTAS Y LOS PROCESOS COSTEROS

nas pero, invariablemente, el agua que hay sobre ellas es poco profunda, porque la acción abrasiva de las olas es efectiva a una profundidad de sólo unos l O m. El sedimento erosionado de los acantilados se tran sporta hacia el mar hasta qu e alcanza aguas más profundas en el borde de la plataforma de abrasión. Allí se deposita y forma una plataforma creada por las olas, que es una extensión hacia el mar de la plataforma de abrasión. Las plataformas de abr·a sión que han quedado por encima del nivel del mar se llaman rasas.

forman un arco litoral (Figura 16. l 4a, b). La erosión continuada hace que la parte superior de un arco se derrumbe, creando chimeneas litorales aisladas sobre las plataformas de abrasión (Figura l 6. l 4c). A la larga, los procesos costeros tienden a igualar una costa inicialmente irregular. La refracción de las olas hace que se gaste más energía de las olas en los cabos y menos en los entrantes. Así, los cabos se erosionan, y parte de los sedimentos producidos por la erosión se depositan en los entrantes.

Cuevas, arcos y chimeneas litorales

BALANCE DE SEDIMENTACIÓN LITORAL

Los acantilados no retroceden uniformemente, porque algunos de los materiales de los que están compuestos son más resistentes a la erosión que otros. Los cabos son partes de la costa que se adentran en el mar que se erosionan por ambos lados por la refracción de las olas (• Figura 16 . 14). Las cuevas litorales se forman en los lados opuestos de un cabo, y si estas cuevas se unen,

odemos pensar en las ganancias y las pérdidas de sedimentos en la zona intermareál, o anteplaya, como en un balance de sedimentación litoral (• Figura 16 .15). Si el sistema intermareal tiene

(a)

(b)

• Figura 16.14

(e) .·

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(a) Erosión de un cabo y origen d e las cuevas, arcos y chimeneas litora les. (b) Un arco se ha desarrollado en esta ch imenea litora l en Australia. (c) Chimeneas litorales en la costa central de California .

BALANCE DE SEDIMENTACIÓN LI TOR AL

Entradas

+

Transporte litoral a la playa Suministros fluviales Erosión de acanti lados Transporte hac ia tierra

Salidas

Resultado

Transporte litoral fuera de la playa Transporte hacia el mar Transporte hacia las dunas por acción del viento

Acreción Erosión Estad o estable

451

(a) • Figura 16.15

- - - - - - - - - - ------~

v+ Entradas

{

Salidas

(b)

=transporte litoral a la playa e+ = erosión de acantilados o+ = transporte hacia tierra

+ 60 .000 rrí3/año

~~ : ~i=~~~orte litoral

- 1.000 m3/año - 54.000 m3/año

o- = transporte hacia el mar

- 20.000 m3/año

fuera de la playa

1

+ 5.000 m3/año + 5.000 m3/año

(incluye el tran sporte haci a los caño nes submarinos)

Resultado

- 5.000 m3/año (erosión neta)

un balance equilibrado , recibe sedimentos a la misma velocidad qu e se eliminan, y el volumen de sedimentos permanece más o menos constante, aunque la arena puede moverse mar adentro o h acia tierra con el cambio de estaciones (Figura 16.8) . Un balance positivo significa que las ganancias superan a las p érdidas, mie ntras que un balance negativo significa que las pérdidas superan a las ganancias. Si un balance negativo prevalece durante el tiempo sufici ente, un sistema intermareal se reduce y las playas pueden desaparecer.

El balance de sedimentaci ón litoral. (a) Podem os ca lcu lar el ba lance de sedimentación a largo plazo considerando las entradas frente a las sa lidas. Si las entradas y las salidas son iguales, una pl aya está en un estado estable o en equil ibrio. Sin embargo, si las salidas superan a las entradas, la playa t iene un balance negativo y se produce erosión. La acreción se produce cuando la playa t iene un ba lance positivo, con entra das que superan las sali das. (b) Ejemplo hipotético de un balance de sed imentación litoral negativo. La playa está perdiendo 5.000 m3 al año por la erosi ón.

La erosión de los acantilados proporciona sedimentos a las playas, pero en la mayoría de las zonas puede que no más de un 5-10% del sedimento total proceda de esta fuente. Aunque hay excepciones; casi todo el sedimento de las playas de Maine procede de la erosión de las rocas de la costa . La m ayor parte de los sedimentos de las playas típicas los transportan hasta la costa las· corrientes fluviales y después las corrientes litorales los redistribuyen a lo largo de la línea de costa. Por tanto , las corrientes lito-

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452

CAPITULO 16

LAS COSTAS Y LOS PROCE SOS COSTEROS

rales también juegan un papel en el balance de sedimentación litoral, porque mueven continuamente sedimentos dentro y fuera de los sistemas de las playas. Las principales maneras por las que un sistema intermareal pierde sedimentos son el transporte a mar abierto, el viento y la sedimentación en cañones submarinos. El transporte a mar abierto se produce cuando los sedimentos de grano fino son trasladados hacia el mar donde al final se depositan en aguas más profundas. El viento es un proceso importante porque recoge arena de las playas y lalleva tierra adentro donde se apila en dunas de arena. Si la cabecera de los cañones submarinos están en la zona intermareal, enormes cantidades de arena se canalizan hacia ellos y se depositan en aguas más profundas. Los cañones submarinos de La ]olla y Scripts, frente a la costa del sur de California canalizan una cantidad estimada de 2 millones de m 3 de arena al año. Sin embargo, en la mayoría de los sitios, los cañones submarinos están demasiado lejos de la costa como.para interrumpir el flujo de arena en la zona intermareal. Debería ser evidente después de esta explicación que si un sistema intermareal está en equilibrio, su suminisc tro entrante de sedimentos compensa exactamente sus pérdidas. Este delicado balance tiende a continuar a menos que el sistema se vea alterado de algún modo. Un cambio común que afecta este balance es la construcción de presas en las corrientes que suministran la arena. Una vez que se -ha construido una presa, todo el sedimento de las cuencas superiores de los sistemas de drenaje queda atrapado en los pantanos y, por tanto, no puede llegar a la costa.

En algunas áreas, la elevación se está produciendo tan rápido que el nivel del mar está bajando con respecto a la tierra. En otras zonas, el nivel del mar está subiendo mientras que la región costera se está hundiendo simultán eamente, lo que da como resultado un cambio neto en el nivel del mar de hasta 30 cm por siglo. Puede que un índice tan «lento» en el cambio del nivel del mar parezca insignificante; después de todo, son sólo unos pocos milímetros al año. Pero en áreas costeras ligeramente inclinadas, como es el caso del este de Estados Unidos, desde Nueva Jersey hacia el sur, incluso un leve aumento en el nivel del mar tendrá efectos generalizados. Muchas de las casi 300 islas barrera a lo largo de las costas este y del Golfo de Estados Unidos están migrando hacia tierra a medida que el nivel del mar va subiendo(• Figura 16.16). La migración hacia tierra de las islas barrera no supondría gran problema si no fuera por las numerosas comunidades , centros turísticos y casas de vacaciones que hay en ellas. Por otra parte, las islas barrera no son las únicas áreas amenazadas. Por ejemplo, los pantanos costeros de Louisiana, un hábitat natural y una zona de pro-

Laguna

Isla barrera

(a)

4CÓMO SE CONTROLAN LAS AREAS COSTERAS CUANDO SUBE EL NIVEL DEL MAR? (b)

urante el siglo pasado, el nivel del mar subió alrededor de 12 cm por todo el mundo, y todo indica que seguirá subiendo. El índice absoluto de elevación del nivel del mar en una- región costera depende de dos factores . El primero es el volumen de agua en las cuencas oceánicas, que está aumentando como resultado del deshielo de los glaciares y la expansión térmica del agua marina situada cerca de la superficie. Muchos científicos creen que el nivel del mar seguirá subiendo debido al calentamiento global provocado por el aumento de la concentración de gases invernadero en la atmósfera. El segundo factor que controla el nivel del mar es el índice de elevación o hundimiento de una zona costera.

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Posición Aumento del original de nivel del mar la isla barrera """-=-'~"'''e:: :..'.:,:-,.:-"<-.~----~----~f---4 Migración de la isla barrera

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Movimiento de la isla barrera (e)

• Figura 16.16 Elevación del ni vel del mar y migración hacia tie rra de las islas barrera. (a) Isla barrera antes de la migración hacia tierra en respuesta a la elevación del nivel del mar. (b) El nivel del mar sube y la isla barrera migra hacia t ierra cuando las olas de tormenta arrastran arena de la cara que da al mar y la depositan en la laguna. (c) Con el t iempo, todo el complejo migra hacia tierra.

¿CÓMO S E CONTROLAN LAS Á REAS COSTERAS CU AN DO EL NI VE L DEL M AR SUBE?

ducción de mariscos importantes, se están perdiendo actualmente a un ritmo de unos 90 km 2 al año. Gran parte de esta pérdida es resultado de la compactación de los sedimentos, pero la subida del nivel del .mar agrava el problema. La subida del nivel del mar amenaza también directamente a muchas playas de las que dependen muchas comunidades para conseguir ingresos. Por ejemplo, la playa de Miami Beach, en Florida, estaba desapareciendo a una velocidad alarmante hasta que el Cuerpo de Ingenieros del Ejército empezó a reemplazar la arena erosionada (• Figura 16.17). El problema es aún más serio en otros países . Una subida del nivel del mar de sólo 2 m inundaría grandes superficies de la costa este y del Golfo de Estados Unidos, pero cubriría un 20% de Bangladesh . Otros problemas asociados con la elevación del nivel del mar son el incremento de inundaciones costeras durante las tormentas y la salinización de acuíferos, que puede amenazar los suministros de agua subterránea (véase el Capítulo 13). Blindar las costas con diques (muros de contención de hormigón armado o piedra) y la utilización de «riprap» (montones de piedras) protege las estructuras del frente de las playas, pero ambas cosas son inicialmente caras y durante las tormentas res ultan normalmente dañadas o destruidas. Los diques ofrecen algo de protección y se pueden ver en muchas zonas costeras a lo largo de los océanos y grandes lagos, pero algunos estados, incluidos Carolina

453

del Norte y del Sur, Rhode Island, Oregón y Maine, ya no permiten su construcción. La inutilidad de mantener las playas artificialmente queda demostrada por los esfuerzos por proteger unas casas en una isla barrera de Carolina del Sur. Después de cada marea viva, equipos pesados construyen una berma de arena para proteger las casas de la siguiente m area viva, sólo para ver cómo la berma desaparece y tener que volver a reconstruirla en un ciclo interminable de erosión y reemplazo artificial costoso . . Como no podemos hacer nada para evitar que el nivel del mar suba, los ingenieros , científicos, urbanistas y líderes políticos deben examinar lo que pueden hacer para evitar o minimizar lo s efectos de la erosión de la costa. Actualmente, sólo existen unas pocas opciones viables. Una es poner controles estrictos sobre el desarrollo costero. Carolina del Norte, por ejemplo, no permite la construcción de estructuras grandes a menos distancia de la costa que 60 veces el índice de erosión anual. Aunque una mayor conciencia sobre los procesos de la costa ha dado lugar a legislaciones similares en otras partes, algunos estados no tienen ninguna restricción en el desarrollo costero. La regulación del desarrollo costero es encomiable, pero no tiene ningún impacto sobre las estructuras y comunidades costeras existentes. Una retirada general de la costa podría ser posible, pero cara, para viviendas individuales y pequeñas comunidades, pero es poco práctica para centros de población grandes. Comunidades como

• Figura 16.17 La playa de Miam i Beach, Florida, (a) antes y (b) después del proyecto de reconstru cción de la p laya por parte de l Cuerpo de Ingenieros del Ejército.

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(b)

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454

CAPÍTULO 16

LAS COSTAS Y LOS PROCESOS COSTEROS

La erosión y el faro del cabo Hatteras

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as Outer Banks de Carolina del Norte son una serie de islas barrera separadas del continente por una laguna de hasta 48 km de ancho. En realidad, las Outer Banks están formadas por varias islas barrera y barreras litorales que se extienden unos 240 km desde el estado de Virginia a Shackleford Banks, cerca de Beaufort,.en el Carolina del Norte (Figura 1a). · El 18 de septiembre de 2003, el huracán Isabel atravesó las Outer Banks, causando daños por el viento e inundaciones allí y en varios estados adyacentes, particularmente en Virginia. Desde 1526, más de 600 barcos se han perdido en las peligrosas barras de arena junto a las Outer Banks, como por ejemplo Diamond Shoals, una zona de agu·a marina muy somera. Para reducir las pérdidas de barcos, se construyeron varios faros en las islas; el más famoso es el faro del cabo Hatteras. Se construyó en 1802, aunque el faro actual fue construido en 1870. En 1999,

el Servicio de Parques Nacionales, que administra el Cape Hatteras National Seashore, hizo que se traslada ra el faro 500 m tierra adentro y 760 mal suroeste (Figura 1b). ¿La razón? Las Outer Banks, al igua l que otras islas barrera, están migrando hacia el continente a medida que las olas de las tormentas se llevan la arena desde los márgenes que dan al mar hasta la laguna. En realidad, el huracán Isabel abrió un nuevo canal a través de la isla de Hatteras, aislando las comunidades del norte de las del sur. Cuando se construyó el faro del cabo Hatteras, en 1870, estaba a 457 m de la costa, pero cuando fue trasladado, en 1999, se encontraba a sólo 36,5 m tierra adentro (Figura 1b). Dado que el índice de erosión anual es de unos 3 m al año y que todos los intentos previos por estabilizar la costa habían fracasado, el Servicio de Parques pensó que era prudente actuar cuando lo hizo. El faro del cabo Hatteras, el faro de ladrillo más alto del mundo, estará seguro durante siglos.

• Figura 1 (a) Estas islas barrera forman las Outer Banks de Carolina del Norte. (b) El faro del cabo Hatteras durante el traslado de 1999 de la estructura de 60 m de altura y 4.381 toneladas métricas. Su posición anterior estaba en la parte superior de la imagen .

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(b)

OLAS DE TORME N TA E I N U N DACIÓ N COS T ERA

Atlantic City, N ueva Jersey; Miami Beach, Florida; y Galveston, Texas, han adoptado una de las dos estrategias posibles para combatir la erosión de la costa. Una es construir barreras protectoras, como por ejemplo, diques. Los diques, como el de Galveston, Texas, son efectivos, pero resultan tremendamente caros de construir y mantener. Se gastaron más de 50 millones de dólares en tan sólo cinco años para rellenar la playa y construir un dique en Ocean City, Maryland. Además, las barreras retardan la erosión sólo en la zona situada directamente detrás de ellas; Galveston Island, al oeste de su dique se ha erosionado hasta 45 m. Otra opción, adoptada por Atlantic City, N ueva Jersey y Miami Beach, Florida, es la de bombear arena a las playas para reemplazar la perdida por la erosión (Figura 16.17). Esto también es caro, ya que la arena debe ser reemplazada periódicamente porque la erosión es un proceso continuo. En muchas zonas se han construido espigones para preserva~ las playas, pero a menos que se suministre arena adicional a las playas artificialmente, las corrientes litorales erosionan invariablemente la arena de los lados corriente abajo de los espigones.

OLAS DE TORMENTA E INUNDACIÓN COSTERA as inundaciones costeras provocadas por las olas generadas por las tormentas y las intensas lluvias son una preocupación considerable para los residentes de las costas. De hecho, las inunda-

455

ciones de la costa durante las grandes tormentas causan más daños, heridos y víctimas mortales que los fuertes vientos. Las inundaciones se producen durante los huracanes cuando enormes olas se dirigen hacia la costa y caen hasta 60 cm de lluvia en menos de 24 horas. Además, cuando un huracán se mueve sobre el océano, la baja presión atmosférica por debajo del ojo de la tormenta hace que la superficie del océano sobresalga hacia arriba hasta 0,5 m. Cuando el ojo alcanza la costa, esta elevación, junto con las olas generadas por el viento, se unen en una oleada de tormenta que puede elevarse varios metros por encima de la marea alta normal e inundar áreas tierra adentro( • Figura 16.18). En 1900, Galvestori, Texas, fue golpeada por un huracán y las olas de tormenta se abalanzaron tierra adentro, cubriendo toda la isla barrera sobre la que estaba construida la ciudad. Los edificios y otras estructuras cercanas a la línea de costa fueron hechos pedazos y «grandes vigas y traviesas del ferrocarril fueron levantadas por las olas y conducidas como arietes contra las casas y comercios»"" tierra adentro. Fallecieron entre 6.000 y 8.000 personas. En un esfuerzo por proteger la ciudad de futuras tormentas, se construyó un enorme dique y toda la ciudad se elevó al nivel de la parte superior del dique. Más recientemente, en 1989, Charle.s ton, en Carolina del Sur, y las áreas colindantes se inundaron debido a la oleada de tormenta de 2,5 a 6 m de altura generada por el huracán Hugo, que provocó 21 muertes y más de

~L. W. Bates, Jr., «Galves ton: Una ciudad construida sobre arena» , ScientificAmerican, 95 (1906): 64.

• Figura 16.18

Oleada de tormenta en Nags Head, Carolina del Norte, cuando el huracán Isa bel llegó a la costa en septiembre de 2.003.

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CA PITULO r6

LAS COSTAS Y LOS P RO CESOS COSTEROS

7 .000 millones de dólares en daños materiales. Bangladesh es incluso más susceptible a las oleadas de tormenta ; en 1870, 300.000 personas se ahogaron, y en 1991 se perdieron otras 139.000 vidas . Una inundación costera a gran escala tuvo lugar cuando el huracán Isabel golpeó la costa este a lo largo de las Outer Banks de Carolina del Norte, el 19 de septiembre de 2003. Por supuesto, los cuatro huracanes que golpearon Florida y partes de la costa del Golfo durante la temporada de huracan es de 2004 causaron extensos daños por el viento, así como inundaciones costeras. El problema de las inundaciones costeras se agrava, desde luego, con la subida del nivel del mar. Para obtener una p erspectiva de la magnitud del problema, consideremos esto: de los casi 2.000 millones de dólares pagados por el Programa Nacional de Seguros por Inundación del Gobierno Federal desde 1974, excluyendo el huracán Isab el, la mayor parte han ido a m anos de propietarios de casas en el frente de las playas.

TIPOS DE COSTAS as costas son difíciles de clasificar debido a las variaciones en los factores que controlan su desarrollo y las variaciones en su composición y configuración . En lugar de intentar categorizar todas las costas, sencillamente diremos que ya hemos estudiado dos tipos de costas: aquellas dominadas por la sedimentación y aquellas dominadas por la erosión. Ahora estudiaremos más a fondo el cambio en las relaciones entre las costas y el nivel del mar.

Costas de sedimentación y de erosión Las costas de sedimentación, como la costa del Golfo de Estados Unidos, se caracterizan por una abundancia de sedimentos detríticos y accide ntes geográficos de sedim entación , como por ejemplo playas arenosas, deltas e

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• Figura 16.19 Las costas de inmersión tienden a ser extremadamenfe irregul ares, con estuarios como el de Chesapeake Bay. Se fo rm ó cuando la costa este de Estados Un idos se inundó cuando subió el nivel.del mar después del Pleistoce no.

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TI P OS D E C OSTA S

islas barrera. Por el contrario, las costas de erosión son escarpadas e irregulares y, normalmente, carecen de playas bien desarrolladas excepto en áreas protegidas (véase «Los procesos costeros y las playas» en las páginas 444 y 445). Se caracterizan también por tener acantilados, plataformas de abrasión y chimeneas litorales. Muchas de las costas a lo largo de la costa oeste de Norteamérica entran dentro de esta categoría. En la siguiente sección examinaremos las costas e n función del cambio en su s relaciones con el nivel del mar. Pero observemos que aunque algunas costas, como las del sur de California, se describen como de em ersión (elevadas), estas mismas costas pueden ser también de erosión. En otras palabras, las costas normalmente poseen características que nos permiten clasificarlas de más de una man era.

457

Terraza marina

Costas de inmersión y de emersión Si el nivel del mar sube con respecto a la tierra o la tierra se hunde, las regiones costeras se inundan y se dice que son costas de inmersión (• Figura 16 .19). Gran parte de la costa este de Norteam érica, desde Maine h acia el sur atravesando Carolina del Sur, se inundó durante la subida del nivel del mar después de la era del Pleistoceno, por lo que es extremadamente irregular. Recordemos que durante la expansión de los glaciares en el Pleistoceno, el nivel del mar era unos 130 m más bajo que en la actualidad, y que las corrientes e rosionaban sus valles m ás profundamente y se extendían a través de las plataformas continentales. C u ando el nivel del m ar subió, los extremos inferiores de estos valles se anegaron, formando estuarios, como los de las bahías de Delaware y C h esap eake (Figura 16.1 9). Los estuarios son, sencillam ente, los extremos que dan al mar de los valles de los ríos donde el agu a marina y el agua dulce se mezclan. Las divisorias entre sistemas de drenaje adyacentes en las costas de inmersión sob resalen h acia el mar en forma de amplios cabos_o una línea de islas. También h ay costas de inmersión en la titudes más altas, donde los glaciares del Pleistocen o desembocaron en el mar. C uando subió el nivel del m ar, los extremos inferiores de los senos glaciares se anegaron, formando fiordos (véase «Los glaciares de valle y la erosión » en las páginas 396 y 397). Las costas de emersión se en cuentran donde la tierra se ha elevado con respecto al n ivel del mar (• Figura 16. 20). La e mersión tien e lugar c ua ndo el agua se retira de los océanos, como ocurrió durante la expan sión de los glaciares en el Pleistoceno . Actu almente, las costas están em ergiendo com o resultado de la isostasia o de la tectónica. Por ejemplo, en el nordeste de C anadá y en

• Figura 16.20 Las co stas de emersión t ienden a ser p ronunci ad as y más regulares que las d e inmersión. Observemos varias chimeneas litorales y el aréo litora l. También hay una rasa visib le en la d ist ancia.

los países escan dinavos, las costas son irregulares debido a que el rebote isostá tico está elevando terreno ante riorm ente glaciar desde debajo del mar. Por el contrario, las costas que se form an en respuesta a la tectónica tienden a ser m ás regulares porque la topografía del fondo marino que se está exponiendo al elevarse es lisa. La costa oeste de América del N orte y del Sur se está elevando como consecuencia de la tectónica de las placas. Caracte rísticas distintivas de estas costas son las rasas (Figura 16.20), que son an tiguas plataformas de abrasión ahora elevadas por encim a del nivel del m ar. La elevación en estas zonas parece ser episódica m ás que con tinua, como indican los múltiples niveles de rasas en algunos sitios. En el sur de California, h ay varios niveles de rasas, cada uno de los cu ales probablem ente represente un período de estabilidad tectónica segu ido de una elevación. La rasa más alta se .e ncuen tra ahora a unos 425 m por en cima del nivel del mar.

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CAPITULO r6

LA S COSTAS Y LO S PROCESOS C O S TEROS

G EO

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RECAPITULACION Resumen del capítulo • Las costas son continu amente modificadas por la energía de las olas, las corrientes litorales y, en cierto grado, por las corrientes mareales. La atracción gravitacional de la Luna y el Sol hace que la superficie del océano suba y baje en forma de mareas dos veces diarias en la mayoría de las zonas costeras. Las olas son oscilaciones sobre las superficies de agua que transmiten energía en la dirección del movimiento de las olas. Las olas superficiales afectan al agua y al fondo del mar sólo hasta la base de la ola, que es igual a la mitad de la longitud de onda. En las olas en mar abierto se produce poco o ningún movimiento neto de agua hacia delante. Cuando las olas entran en aguas someras, se transforman en olas en las que el agua se mueve en la dirección del avance de las olas. Las olas generadas por el viento, especialmente las olas de tormenta, son responsables de la mayor parte de la labor geológica en las costas, pero las olas también pueden ser generadas por las fallas, las explosiones volcánicas y los desprendimientos de rocas. Las rompientes se forman cuando las olas ·entran en aguas someras y alteran el movimiento circular de las partículas de agua . Las olas se hacen sobrepi'onunciadas y caen hacia delante o se vuelcan sobre la costa, gastando así su energía cinética. Las olas que se acercan a la costa con un cierto ángulo generan una corriente litoral. Estas corrientes son capaces de una erosión, transporte y sedimentación considerables. Las corrientes superficiales estrechas, llamadas corrientes de resaca, llevan agua desde la zona

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intermareal hacia el mar a través de la zona de rompiente. Las playas, las más comunes de las características de sedimentación de las costas, se ven continuamente modificadas por los procesos intermareales, y sus perfiles generalmente presentan cambios estacionales. Las barras litorales, barras de bahía y tómbolas se forman y crecen como resultado del transporte y sedimentación por parte de las corrientes litoral es. Las islas barrera son depósitos de sedimentos intermareales de origen incierto. Son paralelas al continente pero están separadas de él por una laguna . El volumen de sedimentos, o balance de sedimentación litoral, de un sistema intermareal permanece bastante constante a menos que el sistema se vea alterado de algún modo, como cuando se construyen presas en los ríos que suministran arena al sistema. Las inundaciones de la costa durante las tormentas y la fuerza de las tormentas son un problema en muchas zonas . Muchas costas se caracterizan más por la erosión que por la sedimentación. Dichas costas tienen acantilados y plataformas de abrasión. Otras características comunes son las cuevas, arcos y chimeneas litorales. Las costas de sedimentación se caracterizan por largas playas arenosas, deltas e islas barrera. Las costas de inmersión y de emersión se definen en base a su relación con los cambios en el nivel del mar.

CUESTIONE S DE REP ASO

459

Términos clave alcance del viento (pág. 440) balance de sedimentación litoral (pág. 450) barra de bahía (pág. 446) barra litoral (pág. 446) base de la ola (pág. 439) berma (pág. 443) cabo (pág. 450) corriente de resaca (pág. 442) corriente litoral (pág. 442)

costa de emersión (pág. 45 7) costa de inmersión (pág. 457) cresta (ola) (pág. 439) frente de la playa (pág. 443) isla barrera (pág. 446) línea de costa (pág. 434) marea (pág. 435) ola (pág. 439) plataforma de abrasión (pág. 448) playa (pág. 443 )

playa alta (trasplaya) (pág. 443 ) playa baja (zona intermareal o anteplaya) (pág. 443) rasa (pág.450) refracción de las olas (pág. 442) rompiente (pág. 441) seno (ola) (p ág. 439) tómbolo (pág. 446)

Cuestiones de repaso 1.

2.

Una berma es: a. ___ una p arte ligeramente inclinada hacia tierra de la zona de la playa alta; b. _ _el nivel más alto alcanzado durante la pleam ar; c. _ _la parte más baja de una ola e ntre las crestas; d. ___la distancia que recorre el viento sobre una superficie de agua continua; e. _ _el ángulo en el que una ola golpea la costa. Una plataforma de abrasión que ha quedado por encima del nivel del mar es un(a): a. ___seno de la ola; b.___costa de inmersión; c. _ __ corriente litoral; d. ___rasa; e._ _barra de bahía.

3.

Un depósito de arena que se extiende hacia la entrada de una bahía es un(a): a. ___tómbolo; b. _ _barra litoral; c. _ _berma; d. ___cresta; e._ _frente de la playa.

4.

Una corriente litoral es gen erada por: a._ _ una m area que sube rápidam ente seguida de un reflujo de la marea; b. _ _ _ la erosión de los cabos y la sedimentación en los entrantes; c. _ __ una cantidad limitada de arena que llega a una playa; d. ___la erosión de las rocas de la costa; e.___las olas que se acercan a la costa con un cierto ángulo.

5.

Un depósito de arena largo y estrecho separado del continente por una laguna es un(a): a. _ _barra de bahía; b._ _ delta mareal; c._ __isla barrera; d. _ _cúspide de playa; e ._ _plataforma creada por las olas.

6.

El tie mpo que tardan dos crestas (o senos) de ola sucesivas en pasar por un punto determinado se llam a: a. _ _ período de onda; b. _ _celeridad de la ola; c ._ __form a de onda; d ._ _amplitud de onda; e .___alcance de la ola.

7.

E l alcance del viento es: a ._ __ el exceso de agu a en la zona intermareal que se mueve h acia el mar en las corrientes de resaca; b. _ _la distancia que recorre el viento sobre una superficie de agua continua; c. ___el tiempo que tardan dos olas en pasar por un punto determinado; d ._ _la parte de una ola que se encuentra con la base de la ola primero; e. _ _la profundidad efectiva a la que pueden erosionar las olas.

8.

Una barra litoral que conecta una isla con la costa es un(a) : a .___tómbolo; b. _ _rompiente; c. _ _ costa de inmersión ; d. _ _derrubio; e. _ _chimenea litoral.

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CA PIT UL O

9.

10.

r6

LAS C O S T A S Y LO S PROC E SO S C O STER O S

Aunque hay algunas excepciones , la mayoría de las playas reciben la mayor parte de sus sedimentos de: a. ___ la inmersión costera; b ._ _la erosión de las rocas de la costa; c. ___la erosión de los arrecifes; d. ___ los arroyos y ríos; e ._ _ _ las rompientes. La erosión causada por agua cargada de arena y grava se llama: a. ___ colusión; b. ___ acción hidráulica; c. ___ deriva litoral;

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d .___abrasión ; e._ _ base de la ola. 11.

Una costa hipotética tiene un balance equilibrado, pero se construye una presa en el río que le suministra sedimentos y se levanta un muro para proteger los acantilados de la erosión. ¿Qué les ocurrirá a las playas de esta zona? Explíquelo.

12.

¿Por qué son comunes las playas largas y arenosas en la costa este de América del Norte, pero se encuentran principalmente en zonas protegidas en la costa oeste?

AC TI V ID A DES E N LA W ORLD W ID E W E B

13.

14.

15.

16.

¿Cómo migran las islas barrera hacia tierra? ¿Existe alguna evidencia que indique que las islas barrera de Estados Unidos están migrando? Ofrezca algunos ejemplos específicos.

461

aisladas de roca elevándose por encima de ella. ¿Qué es esta superficie y cómo se ha formado? 1 7.

¿Qué son las corrientes de resaca y cómo reconoceríamos una? Si se viera atrapado en una corriente de resaca, ¿cómo saldría?

18.

¿Qué es la base de la ola y cómo afecta a las olas a medida que entran progresivamente en aguas menos profundas?

Nombre y explique cómo se originan tres formas de sedimentación a lo largo de las costas.

19.

Mientras va conduciendo a lo largo de la costa oeste de Norteamérica, observa una superficie bastante plana cerca de la costa con varias masas

¿Cómo son las olas responsables de transportar · sedimentos a grandes distancias a lo largo de las costas?

20.

¿Cómo y por qué se diferencian las playas de verano y de invierno?

¿Por qué un observador en un sitio de la costa observa dos mareas altas y dos mareas bajas diarias?

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El tiempo geológico: conceptos y • • • pr1nc1p1os

CAPÍTULO 17

ESQUEMA,,,. DEL CAPITULO • Introducción ENFOQUE GEOLÓGICO 17.1: El tiempo geológico y el cambio climático ¿Cómo ha cambiado el concepto del tiempo geológico y la edad de la Tierra a lo largo de la historia del hombre? ¿Por qué son importantes las contribuciones de James Hutton a la geología? • GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: El tiempo pasa: La Gran Muralla China • ¿Qué son los métodos de datación relativa? ¿Cómo correlacionan los geólogos las unidades litológicas? ¿Qué son los métodos de datación absoluta? ¿Cómo se desarrolló la escala de tiempo geológico? La estratigrafía y la terminología estratigráfica Geo-Recapitulación

El Gran Cañón, Arizona. El Mayor John Wesley Powell dirigió dos expediciones p or el río Colorado y a través del cañón en 1869 y 1871. Le llamó fa atención e l tiem po aparentemente ilimitado representa do por fas rocas aflorantes e n fas paredes del cañón y el que estas capas de roca, igual q ue fas páginas de un libro, contengan la historia · geológica de esta región. Fuent e Royalty-Free/ Corb is

CAPÍTULO 1 7

EL TIE M PO GEOLÓGICO: CO NCE PTOS Y PRI N CIPIOS

Introducción n 1869, el Mayor John Wesley Powell, un veterano de la Guerra Civil que perdió el brazo derecho en la batalla de Shiloh, dirigió un grupo de exploradores por el inexplorado río Colorado a través del Gran Cañón. Sin mapas ni ninguna otra información, Powell y su grupo recorrieron los muchos rápidos del río Colorado en frágiles botes de madera, registrando apresuradamente lo que veían . Powell escribió en su diario : «Todo lo que hay a mi alrededor son registros geológicos importantes. El libro está abierto y yo lo leo mientras corro». Después de este reconocimiento inicial, Powell dirigió una segunda expedición por el río Colorado en 1871. Este segundo viaje incluía a un fotógrafo, un agrimensor y tres topógrafos. La expedición realizó mapas geológicos y topográficos detallados del área del Gran Cañón, así como el primer registro fotográfico de la zona. Probablemente, nadie haya contribuido más al conocimiento del Gran Cañón que el Mayor Powell. En reconocimiento a su contribución, en 1969 se erigió el Powell Memorial en el borde sur del Gran Cañón para conmemorar el centenario de esta primera expedición histórica. Hoy en día, muchos turistas, al igual que Powell y sus compañeros exploradores, quedan asombrados por el tiempo aparentemente ilimitado representado por las rocas aflorantes en las paredes del Gran Cañón. Para la mayoría de la gente, observar durante 1,5 km las rocas del cañón es su único contacto con el concepto de tiempo geológico. Cuando nos situamos en el borde y m iramos hacia el Gran Cañón, en realidad estamos mirando hacia atrás en el tiempo, hacia la historia temprana de nuestro planeta. De hecho, en las rocas del Gran Cañón se conservan más de mil millones d e años de historia. Del mismo modo que leemos las páginas de un libro, podemos leer las capas de las rocas del Gran Cañón y aprender que esta región sufrió episodios de formación de montañas, así como períodos de avance y retroceso de mares poco profundos. ¿Cómo sabemos todo esto? La respuesta está en la aplicación de los principios de datación relativa a las rocas (litologías) que vemos en el cañón, así como en el reconocimiento de que los procesos geológicos que vemos en funcionamiento hoy en día han actuado también a lo largo de toda la historia de la Tierra. Comenzamos este capítulo haciendo la pregunta ¿qué es el tiempo? Parecemos obsesionados con el tiempo y organizamos nuestras vidas a su alrededor con la ayuda de relojes, calendarios y agendas. Aún así, la mayoría de nosotros sentimos que no tenemos suficiente; estamos siempre corriendo «con retraso» o «tarde». Mientras que los físicos tratan con intervalos de tiempo extremadamente cortos y los geólogos con períodos de tiempo increíblemente largos, la ma-

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yoría de nosotros tendemos a ver el tiempo desde la perspect iva de nuestra propia exp eriencia; es decir, dividimos nuestras vidas en segundos, horas, días, semanas, meses y años. La historia antigua es lo que sucedió hace cientos o incluso miles de años. Pero cuando los geólogos hablan de historia geológica antigua, se refieren a.sucesos que ocurrieron hace millones o incluso miles de millones de años . Estos períodos de tiempo tan extensos separan la geología de la mayoría de las demás ciencias, y una apreciación de la inmensidad del tiempo geológico es fundamental para comprender la historia física y biológica de nuestro planeta. En realidad, la comprensión y aceptación de la magnitud del tiempo geológico son contribuciones importantes que la geología ha hecho a la ciencia. En algún sentido, el tiempo se define con los métodos utilizados para medirlo. Los geólogos utilizan dos marcos de referencia diferentes cuando hablan del tiempo geológico. La datación re lat iva trata de colocar los acontecimientos geológicos en un orden secuencia l según se determina por su posición en el registro geológico. La datación relativa no nos dice cuánto tiempo hace que se produjo un suceso en particular, sólo que un suceso precedió a otro. Una analogía útil para la datación relativa es la de una guía de televisión que no señale las horas a las que se em iten los programas. No podemos saber a qué hora ponen un programa en particular, pero viendo unos cuantos programas y comprobando la guía, podemos determinar si nos lo hemos perdido o cuántos programas están programados antes del que queremos ver. Los diversos principios utilizados para determinar la datación relativa se descubrieron hace cientos de años, y desde entonces se han utilizado para crear una escala de tiempo geológico relativo (• Figura 17 .1 ). Además, los geólogos actuales siguen utilizando mucho estos principios. La datación abso luta proporciona fechas específicas para las unidades litológicas o sucesos expresadas en años antes del presente. En nuestra analogía de la gu ía de televisión, las horas a las que se emiten los programas son las fechas absolutas. De esta manera, no sólo podemos determinar si nos hemos perdido el programa (datación relativa), sino también cuánto falta para que empiece un programa que queremos ver (datación absoluta). La datación radiométrica es el método más común de obtener edades absolutas. Las fechas se calculan a partir de los índices de descomposición natural de diversos elementos radiactivos presentes en cantidades de trazas en algunas rocas. No fue sino hasta el descubrimiento de la radiactividad, cerca de finales del siglo XIX, que las edades absolutas se pudieron aplicar de manera precisa a la escala de tiempo geológico relativo. Hoy en día, I~ escala de tiempo geológico

INTRODUCCIÓN

Eón

Era

Período

Época Reciente u Holoceno

Cuaternario

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Esca la del tiempo geológ ico. A lo largo del margen derecho se indican alg unos de los sucesos geológicos y biológicos más importantes. Fuente: Modificado de A. R. Pa lmer, «The. Decade of N orth American Geo logy, 1983 Geologic Ti me Sca le», Geología (Sociedad Geo lógica Americana, 1983), pág. 504.

es en realidad una escala dua l: una escala relativa b asada en secuencias de rocas con fechas radiométricas expresadas en años antes del presente (Figura 17.1). Ad emás de proporcionar una apreciación de la inmen sidad del tiempo geológico, ¿po r qué es icnportante el estudio del tiempo geológ ico? Una de las lecciones má s importantes que vamo s a aprender en este capítu lo es cómo razo nar y ap licar los principios geológicos fundamen tal es para resolver problemas geo lógicos. La lóg ica uti lizada al aplicar los principios d e datación relativa para interpretar la historia geológica de una zona implica técn icas

de razonamiento básicas que se puedan transferir y utilizar en casi cualquier profesión. Los avances y refinam ientos en las técnica s de dataci ón absoluta durante el siglo XX han cambiado el modo en que vemos la Tierra en funci ó n de cuá ndo ocurriero n los sucesos en el pasado y los índices de cambio geo lógico a lo largo de l t iempo. La capacidad d e determinar de manera precisa los cambios climáticos de l pasado y sus causas tiene implicaciones importa ntes para el debate actual sobre el ca lentamient o glob al y sus efectos en e l ser humano (véase Enfoque Geológico 17.1).

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El tiempo geológico y el cambio climático

e

on todo el debate existente sobre el calentamiento globa l y sus posibles implicaciones, es extremadamente importante poder reconstruir sistemas climáticos pasados de manera tan precisa como sea posible. Para hacer un modelo de cómo ha respondido el sistema cli mático de la Ti erra a los cambios en el pasado y utilizar esa información para hacer simulaciones de escenarios climáticos futuros, debemos tener un calendario geológico lo más preciso posibl e. Una manera de estudiar los cambios climáticos es examinar los sedimentos de los lagos o los testigos de sondeo del hielo que contienen materia orgánica. Tomando muestras separadas y fechando la materia orgánica de los testigos mediante la técnica del carbono 14, los geólogos pueden construir una cronología detallada de cada testigo examinado. Entonces, se pueden fechar de manera precisa los cambios en las relacion es de los isótopos, e l polen y las colecciones de plantas e invertebrados fosi lizados, y se pueden corre lacionar el tiempo y la duración de los cambios climáticos en ·áreas cada vez más grandes. Sin un medio de datación precisa, no tendríamos manera de hacer un modelo preciso de los cambios climáticos con la exactitud necesaria para predecir posibles cambios

cli máticos futuros en una escala de tiempo humana. Un método interesante que se está haciendo cada vez más común en la reconstrucción de climas pasados es el de analizar las estalagmitas de las cuevas. Las estalagmitas son estructuras en forma de carámbano que se elevan desde el suelo de una cueva, formadas por carbonato cá lcico precipitado del agua evaporada (véase la Figura 13.12). Por tanto, una estalagmita reg istra una historia en capas, po.r que cada nueva capa precipitada de carbonato 'cálcico es más reciente que la precipitada anteriormente. Así, las capas de una estalagmita son más antiguas en el centro de su base y progresivamente más recientes hacia el exterior. Uti lizando técnicas desarrolladas durante los últimos 1O años, basadas en proporciones de alta precisión de uranio 234 con respecto a torio 230, los geólogos pueden determinar fechas radiométricas muy precisas en las capas individuales de una esta lagmita. Esta técnica permite a los geólogos determinar la edad de materiales mucho más antiguos de los que pueden fechar con el carbono 14, y es fiable hasta 500.000 años atrás. Un interesante estudio reciente de las estalagmitas de la cueva de Crevice, en Missouri, reveló una historia de cambio climático y de vegetación en la región central de los Estados Unidos durante un

interva lo de entre 75.000 y 25.000 años atrás . Analizando perfiles de isótopos de oxígeno 18 y carbono 13 durante este intervalo, los geólogos pudieron deducir que las fluctuaciones de la temperatura media de 4 ºC se correlacionaban con cambios importantes en la vegetación. Durante el intervalo de entre 75.000 y 55.000 años atrás, el clima oscil ó entre templado y frío, y la vegetación alternó entre bosques, sabanas y praderas. Hace 55.000 años, el clima se enfrió, y se produjo un cambio repentino de praderas a bosques que persistió hasta hace 25.000 años. Esto se corresponde con la época en la que los hielos glaciares globales empezaron a crearse y a avanzar. Las técnicas de datación de alta precisión en los estud ios de las estalagmitas, utilizando uranio 234 y torio 230, proporcionan una cronolog ía precisa que permite a los geólogos hacer un modelo de los sistemas climáticos del pasado y, quizá, determinar qué provoca los cambios climáticos globales y su duración. Sin estas sofisticadas técnicas de datación y otras parecidas, los geólogos no podrían hacer corre laciones precisas y reconstruir los ambientes y climas del pasado. Al analizar los cambios climáticos y medioambientales de l pasado y su duración, los geólogos esperan poder utilizar estos datos, en algún momento de un futuro no muy lejano, para predecir y posiblemente modificar cambios climáticos regionales.

¿POR QU É SON IM PO RTA NT ES LAS CONTRIBUCIONES DE JAME S 1-IUTTON A LA GEOLOGÍA?

¿CÓMO HA CAMBIADO EL CONCEPTO DEL TIEMPO GEOLÓGICO Y LA EDAD DE LA TIERRA A LO LARGO DE LA HISTORIA DEL HOMBRE? 1 concepto de tiempo geológico y su medida han cambiado a lo largo de la historia del hombre. Muchos eruditos cristianos y clérigos antiguos intentaron establecer la fecha de la creación analizando los registros históricos y las genealogías encontradas en las Escrituras. Basándose en sus análisis, generalmente creían que la Tierra y todos sus rasgos no tenían más de unos 6.000 años de antigüedad. La idea de una Tierra muy joven proporcionó la base de la mayoría de las cronologías occidentales de la historia de la Tierra anteriores al siglo XVIII. Durante los siglos XVIII y XIX, se hicieron varios intentos de determinar la edad de la Tierra en base a evidencias científicas en lugar de revelaciones. El zoólogo francés Georges Louis de Buffon (1707-1788) supuso que la Tierra se enfrió gradualmente hasta su condición actual a partir de un fundido inicial. Para simular esta historia, fundió bolas de hierro de diversos diámetros y dejó que se enfriaran a temperatura ambiente. Extrapolando su índice de enfriamiento a una bola del tamaño de la Tierra, determinó que la Tierra tenía al menos 75.000 años. Aunque esta edad era mucho mayor que la que se derivaba de las Escrituras, era mucho menor que la que ahora sabemos que tiene el planeta. Otros eruditos fueron igualmente ingenuos al intentar calcular la edad de la Tierra. Por ejemplo, si se podía determinar la velocidad de sedimentación de diversos sedimentos, los geólogos razonaron que ellos podían calcular cuánto tiempo se tardaría en depositar cualquier capa de roca. Después podían extrapolar la edad de la Tierra a partir del grosor total de la roca sedimentaria de su corteza. Sin embargo, la velocidad de sedimentación varía, incluso para el mismo tipo de roca. Además, es imposible calcular cuánta parte de una roca ha sido eliminada por la erosión, o cuánto se h a reducido una secuencia litológica mediante la compactación. Como resultado de estas variables, los cálculos variaban desde menos de 1 millón de años a más de 2.000 millones de años. Otro intento de determinar la edad de la Tierra implicaba la salinidad del océano. Los eruditós suponían que el agua de los océanos era originariamente dulce, y

467

que su actual salinidad fue el resultado de la sal disuelta que las corrientes llevaron a las cuencas oceánicas. Conociendo el volumen del agua de los océanos y su salinidad, John Joly, un geólogo irlandés del siglo XIX, midió la cantidad de sal de las corrientes del mundo. Después, calculó que habrían hecho falta al menos 90 millones de años para que los océanos alcanzaran su nivel de salinidad actual. Esto seguía siendo mucho menos de la edad que se acepta ahora de 4.600 millones de años , principalmente porque Joly no tenía modo de calcular cuánta sal se había reciclado o la cantidad de sal almacenada en los depósitos de sal continentales y en los depósitos de arcilla del fondo oceánico. Además de intentar determinar la edad de la Tierra, los naturalistas de los siglos XVIII y XIX es taban formulando algunos de los principios geológicos fundamentales que se utilizan para descifrar la historia del planeta. Por las evidencias preservadas en el registro geológico, para ellos estaba claro que la Tierra es muy antigua y que los procesos geológicos se han producido durante largos períodos de tiempo. Un buen ejemplo de procesos geológicos en.funcionamiento para producir un paisaje espectacular es la evolución de Uluru y Kata Tjuta (véase Uluru y Kata Tjuta en las páginas 468 y 469).

¿POR QUÉ SON IMPORTANTES LAS CONTRIBUCIONES DE JAMES HUTTON A LA GEOLOGÍA? uchos consideran al geólogo escocés James Hutton (1726-1797) como el padre de la geología moderna. Sus detallados estudios y observaciones de los afloramientos de rocas y de los procesos geológicos actuales fueron d_ecisivos a la hora de establecer el principio de actualisi;no (véase el Capítulo 1), el concepto que sostiene que los mismos procesos han funcionado durante muchísimo tiempo. Como Hutton se basaba en los procesos conocidos para explicar la historia de la Tierra, concluyó que la Tierra debe ser muy antigua y escribió que «no encontramos vestigios de su comienzo, ni perspectiva de un final». Por desgracia, Hutton no era rriuy buen escritor, por lo que sus ideas no se extendieron ni se aceptaron mucho. En 1830, Charles Lyell publicó un libro histórico , Principios de geología, en el que defendía el concepto de uniformismo de Hutton. En lugar de basarse en sucesos catastróficos para explicar las diversas características de

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Alzándose majestuosamente por encima del desierto circundante del centro de Australia, se encuentra Uluru y Kata TjuJa. Uluru y Kata TjuJa son los nombres nativos para lo que la mayoría de las personas conocen como Ayers Rock y The Oigas. La historia de Uluru y Kata TjuJa comenzó hace aproximadamente 550 millones de años, cuando se formó una cordillera inmensa en lo que ahora es el centro ·de Australia. Se erosiono posteriormente, y cantidades inmensas de grava fueron transportadas por los torrentes y depositadas a lo largo de su base para construir grandes abanicos aluviales. A continuación, los sedimentos marinos cubrieron los abanicos aluviales y la región entera se levantó a causa de las fuerzas tectónicas hace entre 400 y 300 millones de años para, al final, quedar a merced de la meteorización. Las espectaculares y variadas formas de las rocas de Uluru y Ka ta TjuJa son el resultado de millones de años de meteorización y de erosión del agua y, en menor grado, del viento que actuaba OESTE DE sobre las fracturas formadas durante la elevación. AUSTRALIA Las diferencias en la composición y textura de las Perth rocas también jugaron su papel al esculpir estas .magníficas estructuras llenas de color. o

.

urne

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TASMAN~

'Q)fHobart

Vista aérea de Uluru, con Kata Tjuta en segundo plano. En contra de la creencia popular, Uluru no es una roca gigante. Más bien se trata de la parte expuesta de la casi vertical arcosa Uluru. Las cuevas, las cavernas y las depresiones visibles sobre el lado nordeste son el resultado de la meteorización.

Vista en primer plano de las pequeñas cuevas similares a cerebros y panales que se . ven en el lado nordeste de Uluru.

Uluru durante la puesta de sol. El buzamiento casi vertical de las capas sedimentarias de la arcosa Uluru, que hacen que Uluru se vea claramente. La meteorización diferencial de las capas sedimentarias ha producido las peculiares crestas paralelas y otras características propias de Uluru.

Vista aérea de Kata Tju1a, con Uluru en segundo plano. Kata Tju1a está compuesto del conglomerado del monte Currie, un conglomerado de grano grueso y mal clasificado. Los sedimentos que se petrificaron en el conglomerado del monte Currie fueron sedimentados, de la misma manera que la arcosa Uluru, como un abanico aluvial, empezando hace aproximadamente 550 millones de años.

Vista de los domos estructurales redondeados de Kata Tju1a y típica vegetación tal y como se ve desde dentro de uno de sus cañones. El color rojo de las rocas es el resultado de la oxidación de hierro en los sedimentos.

Primer plano aéreo de Kata Tju1a. La forma distintiva de domo estructural de las rocas es el resultado de la meteorización y de la erosión del conglomerado del monte Currie. Además de la meteorización, la liberación de la presión sobre las rocas enterradas cuando fueron sacadas a la luz de la superficie, debido a las fuerzas tectónicas, contribuyó para originar las formas redondeadas características de Kata Tju1a.

El tiempo pasa: La Gran Muralla China

L

a Gran Mura ll a China, constru ida a lo largo de m uchos sig los como fortif icación m ilitar contra la invasión de los enemigos del norte, ha sucumbido en buena parte a los estragos de la naturaleza y la actividad del hombre. En un principio, comenzó como una serie de muros cortos durante la d inast ía Zho u (770-476 a.C.); la mu rall a fue crecien do a medida que las dinastías sucesivas fueron conectando las diferentes partes, las últimas mejoras se rea lizaron durante la dinastía Ming (1368-1644 d.C.). Aunque la Gran Muralla no es cont inua, se extiende a lo largo de más de 5.000 km, atravesando el norte de China desde la costa este a la parte central del país (• Figura 1). Contrario a la creencia popular, la Gran Mural la China no es la única estructura realizada po r e l hombre visible desde el espacio o la Luna. Desde una órbita de la Tierra baja, muchos objet os art ifi ciales son vis ib les, co mo po r ~j emp l o autopistas, ciudades y ferroca rril es. Cuando se observa desde una distancia de unos cuantos miles de kil ómetros, ningún objeto hecho por el hombre es vis ib le, y la Gran Mura ll a China apenas puede verse a simple vista desde el trasbordador, según la NASA. De hecho, el primer astronauta ch ino, Yang Liwei, comentó en la televisión estatal a su regreso del espacio, «No vi la Gran Muralla desde el espacio» .

• Figura 1

------·----

--·~

.

La G ran Mura lla China alrededor de la parte superior de las colinas de Badaling, a las afueras de Beijing.

Así que con esta breve historia y descréd ito de una leyenda urbana, ¿de qué est á hecha la Gran Muralla? Básicamente, la Gran Muralla fue const ru ida con cualquier material que estuviera d isponible en la zona, incluidas rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, ladrillos, arena, grava, e incluso t ierra y paja. Sea cual fuere el materia l, la muralla fue construi da a mano por m il es de ch inos a lo largo de muchos siglos. La zona de Badaling de Beijing, que es la parte de la Gran Muralla que visitan la mayoría de los turistas y que ha sido restaurada, fue construida utilizando las rocas ígneas y sed imentarias de las montañas de alrededor de Bada li ng. Las rocas sed imentarias son lutitas, aren iscas y cali zas, mien tras que las rocas ígneas son de gran ito . Los lados de la muralla de esta zona están construidos de bloques rectangulares de granito, y la parte superior de la Gra n Mura ll a está pavimentada con grandes ladrillos g rises (• Fi gura 2). La altura media de la Gran Muralla es de 8,5 m y tiene 6,5 m de ancho en su base. En la parte superior mide una media de 5) m, suficientemente ancha como para que 5 caba ll os o 10 guerreros cam inen uno al lado de otro. La mayoría de los visitantes de la Gran Mura ll a están tan impresionados po r su tamaño e hist oria que ni siquiera se dan cuenta de qué está hecha. Sin embargo, usted ahora ya lo sabe, y si alguna vez visitara esta impresionante estructura, puede hablarles de ell o a sus compañeros de viaj e.

• Figura 2 La parte superior de la Gran Mura ll a en Badaling. Observemos las rocas originales en la parte inferi'or del lateral de la muralla y los ladrillos en primer p lano que forman la parte superior del muro.

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¿QUÉ SON _LOS MÉTODOS DE DATACIÓN RELATIVA?

la Tierra, Lyell reconocía que los cambios imperceptibles producidos por los procesos actuales podían, después de largos períodos de tiempo , tener tremendos efectos acumulativos. A través de sus escritos, Lyell estableció firmemente el uniformismo como el principio guía de la geología. Además, el reconocimiento de cantidades de tiempo virtualmente ilimitadas era también necesario, y decisivo , para la aceptación de la teoría de la evolución de Darwin de 1859 (véase el Capítulo 18). Después de establecer finalmente que los procesos actuales se han producido durante largos períodos de tiempo, los geólogos se vieron obligados a aceptar una edad muy joven para la Tierra cuando un físico inglés muy respetado, Lord Kelvin ( 1824-1907), proclamó, en un escrito publicado en 1866, haber invalidado la base uniformista de la geología. Comenzando con la creencia generalizada de que la Tierra estaba originalmente fundida , Kelvin asumió que ha ido perdiendo calor gradualmente y que, midiendo esta pérdida de calor, podía determinar su edad. Kelvin sabía, por las minas profundas de E uropa, que la temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad, y razonó que la Tierra está perdiendo calor desde su interior. Conociendo el tamaño de la Tierra, las temperaturas de fusión de las rocas y el índice de pérdida de calor, Kelvin calculó la edad en la que la Tierra estaba completamente fundida. A partir de estos cálculos, sacó la conclusión de que la Tierra no podía tener más de 400 millones de años o menos de 20 millones de años. Esta amplia discrepancia en cuanto a la edad reflejaba dudas en los aumentos de la temperatura media con la profundidad y los diversos puntos de fusión de los materiales constituyentes de la Tierra. Después de establecer finalmente que la Tierra era muy antigua y que los procesos actuales en funcionamiento durante largos períodos de tiempo son los responsables de las características geológicas, los geólogos estaban en un dilema. Si aceptaban las fechas de Kelvin, tendrían que abandonar el concepto de tiempo aparentemente ilimitado que era el cimiento de la geología uniformista y una de las bases de la evolución darwiniana, y ubicar los sucesos en un marco de tiempo más corto . El razonamiento y los cálculos de Kelvin eran sólidos, pero sus premisas básicas eran falsas, invalidando por tanto sus conclusiones. Kelvin ignoraba que la Tierra tiene una fuente de calor interna, la radiactividad, que le ha permitido mantener una temperatura bastante constante a lo largo del tiempo.* Su campaña de 40 *En realidad, la temperatura de la Tierra ha disminuido a lo largo del tiempo, porque la cantidad original de materiales radiactivos ha ido descendiendo y no proporcionan tanto calor. Sin embargo, la temperatura está descendiendo a un ritmo considerablemente más lento ele lo qu e sería necesario para prestarle algo de crédito a los cálculos de Kelvin.

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años en pro de una Tierra más joven finalizó con el descubrimie nto de la radiactividad cerca de finales del siglo XIX. Sus cálculos ya no eran válidos y sus pruebas de una Tierra geológicamente joven se derrumbaron. Aunque el des cubrimiento de la radiactividad des truyó los argumentos de Kelvin, proporcionó a los geólogos un reloj que podía medir la edad de la Tierra y validar lo que los geólogos llevaban diciendo todo el tiempo, es decir, que la Tierra era muy antigua.

¿QUÉ SON LOS MÉTODOS DE DATACIÓN RELATIVA? ntes del desarrollo de las técnicas de datación radiométrica, los geólogos no tenían medios fiables de datación absoluta y dep e ndían por tanto de los métodos de datación relativa. La datación relativa pone los sucesos en orden secuencial, pero no nos dice cuánto tiempo hace que se produjeron. Aunque los principios de datación relativa pueden parecer ahora evidentes, su descubrimiento fue un importante logro científico porque proporcionaron a los geólogos un medio para interpretar la historia geo lógica y desarrollar una escala de tiempo geológico re lativo.

Principios fundamentales de la datación relativa El siglo XVII fue un período importante en el desarrollo de la geología como ciencia gracias a la extensa divulgación de los escritos del anatomista danés Nicolas Steno (163 8-1686). Steno observó que cuando las corrientes se desbordan, se extienden por sus llanuras de inundación y depositan capas de sedimentos que entierran a los organismos que habitan en la llanura . Inundaciones posteriores producen nuevas capas de sedimentos que se depositan o superponen sobre depósitos anteriores. Cuando se litifican, estas capas de sedimentos se convierten en roca sedimentaria. Así, en una sucesión inalterada de capas de roca sedimentaria, la capa más antigua está en la parte inferior y la capa más reciente en la parte superior. Este principio de superposición es la base de la determinación de la edad relativa de los estratos y de los fósiles que contienen(• Figura 17.2). Steno también observó que como las partículas sedimentarias se depositan bajo la influencia de la gravedad, los sedimentos se depositan en capas fundamentalmente horizontales, lo que ilustra el principio de horizontalidad original (Figura 17.2). Por tanto, una se-

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47 2

CAPITULO 17

EL TIEMPO GEOLÓGICO: CONCEPTOS Y PRI NC IPIO S

El te rcer principio de Steno, el principio de conti-

nuidad lateral, establece que una capa de sedimentos

• Figura 17.2 El Monumento Nacional de Badlands, en Dakota del Sur, muestra tres de los se is principios fu ndamenta les de dat ación relati va. Las rocas sedimentarias de las Badlands fueron originalmente depositados horizontalmente por corrientes d e aguas mansas en una cierta variedad de ambientes continentales (principio de horizontalidad or igina l). Las rocas más antiguas está n en la parte inferior de este paisaje analizado minuciosamente, y las más rec ientes se encuentran en la parte superior, formando los bordes (principio de superposición). Las ca pas de roca expuestas se extienden lateralmente en todas direcciones durante alguna distancia (principio de continuidad lateral).

cuencia de capas de roca sedimentaria que se encuentre buzando con respecto a la horizontal debe haberse inclinado después de la sedimentación y litificación.

(a)

se extiende lateralmente en todas direcciones hasta que disminuye y se aprieta o termina contra el borde de la cu enca de sedimentación (Figura 17 .2). A James Hutton se le acredita el descubrimiento del principio de intersección. Basándose en sus detallados estu dios y observaciones de los afloramientos de roca e n Escocia, Hutton reconoció que una intrusión ígnea o falla debe ser más reciente que las rocas en las que intruye o desplaza(• Figura 17.3) . Aunque este principio afirma que una estructura ígnea intrusiva es más reciente que las rocas que afecta, la asociación de rocas sedimentarias e ígneas puede causar problemas en la datación relativa. Las coladas de lava enterradas y los cuerpos ígneos intrusivos, como por ejemplo los sills, parecen muy similares en una secuencia de estratos (• Figura 17.4). Sin embargo , un flujo de lava enterrado es más antiguo que las rocas que tiene encima (principio de superposición) , mientras que un sill es más reciente que todos los estratos que tiene por debajo y más reciente que la capa que está inmediatamente encima. Para resolver problemas de edad relativa como éstos, los geólogos miran para ver si las rocas sedimentarias en contacto con las rocas ígneas muestran signos de cocción o alteración por el calor (véase el Capítulo 7). Una roca sedimentaria que muestra dichos efectos debe ser más antigua que la roca ígnea con la que está en contacto. Por ejemplo, en la Figura 17 .4 un sill produce una

(b)

• Figura 17.3 El principio de intersección. (a) Un dique oscuro intruye en un granito de co lor claro más antiguo en la costa norte del lago Superior, Ontario, Canadá. (b) Una falla pequeña (las flechas indican la dirección del movimiento) desplaza estratos buzantes en Templin Highway, Casta ic, California.

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¿ QU É S O N LOS MÉ TOD OS D E D ATA C I Ó N R E L A TI VA?

473

• Figura 17.4

-·-·· -- Las eda des relativas de la s colad as d e lava, sills y roca s sedimentarias asociada s p ueden ser d ifícil es de d etermin ar. (a) Una col ada de lava enterrada en la ca pa 4 coció la capa subyacent e, y la capa 5 contiene in clusiones d e la col ad a de lava. La cola da de lava es más reci ente que la cap a 3 y más antigua que las capas 5 y 6. (b) Las un idades d e roca por encima y por deb ajo d el sill d e la capa 3 se ha n cocido, lo que indica que el sill es m ás reciente q ue las capa s 2 y 4, p ero no se pued e dete rminar su edad rel ativa co n res pecto a la cap a 5. (c) Esta colada d e lava enterrad a del Parqu e N acion al d e Yell owst one, Wyo min g, present a di syunci ó n columnar.

zona de cocción inmediatamente por encima y por d ebajo, porque ha intrusionado en rocas sedimentarias qu e existían previamente. Por el contrario, un flujo de lava cuece sólo las rocas que están por debajo. Otra manera de determinar las edades relativas es utilizando el principio de inclusión. Este principio sostiene que las inclusiones, o fragmentos de una roca dentro de una capa de otra, son m ás antiguas que la misma capa de roca. El batolito que aparece en la • Figura 17.Sa contiene inclusiones de arenisca, y la unidad de arenisca muestra los efectos de la cocción. Por consiguiente, sacamos la conclusión de que la arenisca es más antigua que el batolito. Sin embargo, en la Figura 1 7. Sb la arenisca contiene fragmentos de granito, lo que indica que el batolito fue la roca fuente de las inclusiones y es , por tanto, más antiguo que la arenisca.

(e)

Los fósiles se conocen desde hace siglos (véase el Capítulo 18), pero su utilidad en la datación relativa y en los mapas geológicos no se apreció por completo hasta principios del siglo XIX: William Smith (1769-1839), un ingeniero civil inglés dedicado a la inspección y construcción de canales en el sur de Inglaterra, reconoció independientemente el principio de superposición razonando que los fósiles de la parte inferior de una secuencia de estratos son más antiguos que aquellos situados en la parte superior de la secuencia. Este reconocimiento sirvió como base para el principio de la sucesión de los fósiles o principio de la sucesión faunística y floral , como también se llama (• Figura 17.6) . Según este principio, las asociaciones de fósiles se suceden unas a otras a lo largo del tiempo en un orden regu-

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CA PITULO 1 7

E L T I EMPO G EOLÓG I CO: CO N CEPTO S Y PRI N C I P I OS

(a)

• Figura 17.5

- -·--

(b)

(e)

- - - ·---

El princip io de in clusión. (a) El bato lito es más reciente que la arenisca porque ésta se ha cocido en contacto co n el granito y el granito contiene inclusiones de arenisca. (b) Las inclusiones de granito en la arenisca ind ican que el batolito fue el área fuente de la arenisca y, por tanto, es más antiguo. (c) Aflorami ent o en el norte de Wisconsin que muestra inclusiones de bas alto (n egro) en gran ito (blanco). Por co nsiguiente, las inclusi ones de basalto son más antiguas q ue el gra nito.

A

e

• Figura 17.6 Est e d iagrama generalizado muestra cómo ut ili zan los geólogos el principio de sucesión d e los fós iles para identificar estratos de la misma edad en áreas diferentes. Las rocas de las tres secciones uni das co n líneas discont inuas contienen fósiles si m ilares y son, por ta nto, de la m isma edad. Observemos que las rocas más recientes de esta región están en la sección B, mient ras que las más antiguas está n en la sección C.

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475

¿QUÉ SON LOS MÉT OD OS D E DATACIÓN RELATIVA ?

lar y predecible. La validez y utilización satisfactoria de este principio depende de tres puntos: ( l) La vida ha variado a lo largo del tiempo, (2) los conjuntos de fósiles son evidentemente dife rentes unos de otros y (3) podemos determinar las edades relativas de las colecciones de fósiles. La observación de los fósiles en estratos más antiguos y m ás recientes demuestran claramente que las formas de vida han cambiado. C omo esto es cierto, las colecciones de fósiles son (punto 2) evidentemente difere ntes. Además , podemos utilizar la superposición para demostrar las edades relativas de las colecciones de fósiles.

Discontinuidades estratigráficas Hasta ahora nos h emos centrado en las relaciones verticales entre estratos concordantes, es decir, secuencias de roca en las que la sedimentación fue más o menos continua. Un plan o de estratificación entre estratos puede representar una interrupción de depósito desde minutos a decenas de años, pero es intrascendente en el contexto de tiempo geológico. Sin embargo, en algunas secuencias de estratos, puede haber superficies conocidas como discontinuidades estratigráficas, que representan períodos sin depósito , de erosión, o ambos. Estas

discontinuidades estratigráficas abarcan largos p eríodos de tiempo geológico, pu ede que millones o decen as de millones de años . Por consiguiente, el registro geológico está incompleto en esa ubicación en particular, igual que está incompleto un libro al que le faltan páginas, y el intervalo de tiempo geológico no representado por los estratos se llama hiato(• Figura 17.7). El término general discontinuidad estratigráfica engloba tres tipos específicos de superficies. En prim er lugar, un a discordancia erosiva o disconformidad es una superficie de erosión o sin depósito que separa rocas más recientes de otras más antiguas, ambas paralelas entre sí (• Figura 17.8). A menos que la superficie de erosión que separa las capas más antiguas de las capas más recientes esté bien definida o marcada con un contacto irregular, la discontinuidad puede parecer un plano de estratificación ordinario (paraconformidad) . En consecuencia, muchas paraconformidades son difíciles de reconocer y deben identificarse en base a las colecciones de fó siles. En segundo lugar, un a discordancia angular es una superficie de erosión con estratos buzantes o ple gados sobre la qu e se han depositado estratos más recientes (• Figura 17.9). Los estratos por debajo de la superficie dis cordante generalm ente buzan más pro-

Millones de años

• Figura 17.7

0-

-o

1-

-1

2-

-

-- --

Diagram a simplificado que muestra el desarrollo de una d iscontin uidad estratigráfica y un hiato. (a) El depósito comenzó hace 12 millones de años y contin uó más o menos ininterrumpidament e hasta hace 4 mi ll ones de añ os. (b} Se produjo un episod io de erosión d e 1 m il lón de años y durante ese período se erosionaron estratos que representan 2 millo nes de año s de tiempo geológ ico. (c) Existe un hiato de 3 millones de añ os entre los estratos más antiguos y los que se formaron d ura nte un episodio renovado de depósito que empezó hace 3 millones d e años. (d} El re g istro estratigráfico re al. La discontin uidad estratigráfica es la superfi cie que separa los estratos y representa una int errupci ón im portante en nuestro registro de tiempo geológico.

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l Tiempo : l_d~~1g_s_i_~n_¡

; Cantidad ; : de roca : :eliminada por: : la erosión ;

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101112(a)

(b)

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C APITULO 17

EL T I E~ I PO GE OLÓ G ICO: C O NC EPT OS Y P R I NC IPIO S

Depósito

- ....

Discordancia o disconformidad erosiva

------- --- --- -- Levantam iento

y erosión

Depósito

(b )

(a)

• Figura 17.8 (a) Formación de una disconformidad. (b) Di scordancia erosiva entre estratos del Carbonífero y del Jurásico en Montana. El geólogo de la parte superior izquierda está sentado sobre estratos del Jurásico y su pie derecho está sob re rocas d el Carbonífero.

nuriciadamente que los que están encima, originándose una relación angular. La discordancia angular ilustrada en la Figura 17 .9b es , probablemente, la más famosa del mundo. Fue aquí, en Siccar Point, Escocia, donde James Hutton se dio

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cuenta de que levantamientos severos debían haber inclinado las rocas basales formando montañas que después se erosionaron y cubrie ron de rocas dispuestas horizontalmente más recientes . La superficie de erosión entre las rocas buzantes más antiguas y los estratos pla-

¿ QUÉ S O N LO S M ÉTO D O S DE DATAC I ÓN REL AT I VA?

477

Disco rd an e ia t-'-T-'-.,.-',--'---,'-r--'o_,_,_,_r'-T-'-r,--''-r-'-r--'o_._,_,_r'--r'--rll,1/f.l'fAA/f..1 angular

Levantamiento y basculamiento

(b)

Depósito (a)

• Figura 17.9 (a) Fo rmación de una d iscordancia angular. (b) Discordancia angular en Siccar Point, Escocia. Jam es Hutton se percat ó de la importancia d e las discontinuidades estrat igráficas en este sit io en 1788. . ·

nos más recientes significaba que existía un vacío importante en el registro geológico. Aunque H utton no utilizó el término d e discordancia, fue el prime ro en comprender y explicar la importancia de dich as discontinuidades en el registro geológico.

Una inconformidad es otro tipo de discontinuidad estratigráfica . Aquí, una superficie de erosión afectando a rocas m etamórficas o ígn eas está cubierta de rocas sedimen tarias (• Figura 17.10). E ste tipo de discon tinuidad estratigráfica se parece mucho a un co-n tacto ígneo

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CAPÍTULO 17

E L TI EM PO GEOL ÓG I C O. CO NCE PTOS Y P RI N CIPI OS

Depósito Inconform idad o diseo rd anc ia litológica

h--L,--'-r-1...,--.L,r-L.,-i--r-'C,.-L.-L.-.L,..--1...,--.L,r-L.,-i--r-''...,.....L.-L.,.l//

Levantamiento y erosión de los sedimentos suprayacentes

• Figura 17.10 Intr usión de mag ma (a)

(a) Formación de una inconformidad . (b) Inconformidad entre ro cas metamórfi cas precámbrica s y la formación Deadwood d e la edad Cámbri ca suprayacent e en Dakota del Sur.

intrusivo con rocas sedimentarias. El principio de inclusión es útil para determinar si la relación entre las rocas ígneas subyacentes y las rocas sedimentarias suprayacentes es el resultado de una intrusión o de una erosión (Figura 17. 5) . En el caso de una intrusión, las rocas ígneas son más recientes, mientras que en el caso de erosión, las rocas sedimentarias son más recientes. Es importante poder distinguir entre una inconformidad y un contacto intrusivo porque representan diferentes secuencias de sucesos.

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(b)

Aplicación de los principios de datación relativa Podemos descifrar la historia geológica del área representada por el diagrama de la • Figura 1 7 .11 aplicando los diversos principios de datación relativa que acabamos de ver. Los métodos y lógica utilizados en este ejemplo son los mismos que los que aplicaron los geólogos del siglo XIX al elaborar la escala de tiempo geológico. Según los principios de superposición y de horizontalidad original, las

¿QUÉ SON LOS M ÉTODO S DE DATACró N REL ATIVA?

capas A-G fueron depositadas horizontalmente; entonces, o bien se inclinaron, se originó una falla (H) y se erosionaron o, después del depósito, se formó una falla (H), se inclinaron y después se erosionaron (• Figura 17. l 2a-c). Como la falla corta las capas A-G , debe ser más reciente que éstas según el principio de intersección. Las capas J -L se depositaron entonces horizontalmente sobre esta superficie de erosión , produciendo u na discordancia angular (1) (Figura 17.l2d). Despu és del depósito de estas tres capas, toda la secuencia sufrió la intrusión de un dique (M), que, de acuerdo con el principio de intersección, debe ser m ás reciente que todas las rocas que intruye (Figura 17. l 2e). Toda la zona fue entonces levantada y erosionada; se depositaron las siguientes capas P y Q, produciendo una discordancia erosiva (N) entre las capas L y P y una inconformidad (O) entre la intrusión ígnea M y la capa sedimentaria P (Figura l 7.12f, g). Sabemos que la relación ente la intrusión ígnea M y la capa sedimentaria suprayacente P es una inconformidad por las inclusiones de M en P (principio de inclusión ). En este punto, hay varias posibilidades para reconstruir la historia geológica de este área. Según el principio de intersección, el dique R debe ser m ás reciente que la capa Q, porque intruye en ella. Podría haber realizado la intrusión en cualquier m omento después de que la capa Q se depositara; sin embargo, no podemos determinar si R se formó justo después de Q , justo

479

Oué haría Le han elegido para formar parte de la primera tripulación de astronautas que aterrizará en Marte. Le han seleccionado porque es geólogo y, por tanto, su principal responsabilidad es hacer un mapa de la geología de la zona de aterrizaje. Un objetivo importante de la misión es el de est ablecer la historia geológica de la zona. ¿Cómo lo haría? ¿Podría utilizar los p rincipios de datación relativa? ¿Cómo haría la correlación de las diversas unidades de roca? ¿Podría determinar edades absolutas? ¿Cómo lo haría?

después de S o justo después de T. Para este caso, diremos que realizó la intrusión después del depósito de la capa Q (Figura 17. l 2g, h) . Después de la intrusión del diqu e R, la lava S fluyó sobre la capa Q, seguida del depósito de la capa T (Figura l 7.1 2i, j). Aunque la colada de lava (S) no es una unidad sedimentaria, se sigu e aplicando el principio de superposición porque fluyó sobre la superficie, igu al que los sedimen tos se depositan en la superficie de la Tierra. Hemos establecido una cronología relativa para las rocas y sucesos de este área utilizando los principios de datación relativa. Sin embargo, debemos recordar que n o tenemos modo de saber h ace cuántos años que se produ-

• Figura 17.11 Diagrama de un área hipotética en la que se pueden aplicar los diversos principios d e datación relat iva para determinar su historia geológica.

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CAPÍTULO 17

EL TIEMPO GEOLÓG ICO. CON CE PTOS Y PRI NC IPI OS

(e) Intrusión L K j

(f) Levantamiento y erosión

(b) Levantamiento, basculamiento y falla

G F E D

e B

A (a) Depósito

(i) Colada de lava

(h) Intrusión

• Figura 17.12 (a) Se deposita n las ca pas A-G. (b) Las capas anterio res se in clinan y se originan fa lla s. (c) Erosión. (d) Se depositan las capas J-L, produciendo una discontinuidad estratigráfica l. (e) Toda la secuencia sufre la intrusión de un dique. (f) Toda la secuencia se levanta y erosiona. (g) Se depositan las capas P y O, produciendo una discordancia erosiva (N) y una inconformidad (0). (h) El d ique R intruye. (i) La lava (S) fl uye sobre la capa O, cocié ndola. (j) Se d eposita la capa T.

jeron estos sucesos a m enos que podamos obtener dataciones radiométricas para las rocas ígneas. Con estas fechas podem os establecer la variedad de edades absoluta~ entre las cuales se depositaron las diferentes unidades sedimentarias y también determinar cuánto tiempo representan las discontinuidades estratigráficas.

¿CÓMO CORRELACIONAN LOS GEÓLOGOS LAS UNIDADES LITOLÓGICAS? ara descifrar la historia de la Tierra, los geólogos deben demostrar.la equivalencia de tiempo de las unidades litológicas en diferentes áreas. Este proceso se llama correlación.

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Si los afloramientos superficiales son adecuados, las unidades pueden sencillamente rastrearse lateralmente (principio de continuidad lateral), aunque existan vacíos ocasionales (• Figura 1 7 .13). Otros criterios utilizados para correlacionar unidades son la similitud del tipo de roca, la posición en una secuencia y las capas guía. Las capas guía son unidades, como por ejemplo capas de carbón o capas de cenizas volcánicas, que son lo suficientemente distintas como para permitir la identificación de la misma unidad en áreas diferentes (Figura 1 7 .13). Generalmente, ninguna ubicación sola de una región tiene un registro geológico de todos los sucesos que se han producido a lo largo de su historia; por tanto, los geólogos deben correlacionar de un área a otra para determinar la historia geológica completa de la región. Un ejemplo excelente es la historia de la meseta del Colorado(• Figura 17.14). Esta región proporciona un registro de sucesos que se produjeron a lo largo, aproximadamente, de 2.000 mi-

¿ C ÓMO CO RRELA C IO NAN L OS G EÓLO G O S LAS UNIDA DE S D E ROCA?

481

Capa de ceniza volcánica

• Figura 17.13 En zonas de afloramientos adecuados, las unidades litológicas pueden rastre arse lateralmente, aunque existan vacío s ocasionales, y corre lacionarse en base a la sim ilitud del tipo de roca y la posición en una secuencia. También se pueden correlacionar las rocas mediant e una capa guía, en este caso, cen izas volcán icas. Fuente: De «Historia de la Tie rra; Introd ucción a la Geología Histórica», 2.ª ed., de Bernhard Kummel. © 1961, 1970 de W. H. Freeman Co. Utilizado con permiso.

Bones de años. Debido a las fuerzas erosivas, el registro completo no está preservado en una única localización, Dentro de las paredes del Gran Cañón hay rocas de las eras Precámbrica y Paleozoica, mientras que podemos encontrar rocas del Paleozoico y del Mesozoico en el Parque Nacional de Zion y hay afloramientos de rocas del Mesozoico y del Cenozoico en Bryce Canyon (Figura 17 .14). Correlacion ando las rocas más altas de una ubicación con las rocas equivalentes más bajas de otra zona, los geólogos pueden descifrar la historia de toda la región. Aunque los geólogos pueden relacionar las rocas basándose en similitudes litológicas y la superposición, la correlación de este tipo sólo puede hacerse en un área limitada donde se puedan rastrear las capas de un sitio a otro. Para correlacionar unidades litológicas en un área más grande o correlacionar unidades de edad equivalente de diferente composición, debemos utilizar los fósiles y el principio de sucesión de los fósiles,

Los fósiles son útiles como indicadores de tiempo relativo porque son los restos de organismos que vivieron durante un cierto período de tiempo en el pasado geológico, Los fósiles que son fácilmente identificados, están extendidos geográficamente y existieron durante un intervalo de tiempo geológico bastante corto son particularmente útiles. Estos fósiles son los fósiles guía o fósiles índice (• Figura 17 .15). El trilobites Paradoxides y el braquiópodo Atrypa cumplen estás criterios y son, por tanto, buenos fósiles guía. Por el contrario, el braquiópodo Lingula es fácilmente identificado y está extendido, pero su largo árribíto geológico del Ordovícico a la actualidad hace que sea de poca utilidad en la correlación. Como la mayoría de los fósiles tienen unos rangos geológicos bastante extensos, los geólogos construyen zonas de rangos o hemerozonas concurrentes para determinar la edad de las rocas sedimentarías que contienen los fósiles. Las hemerozonas concurrentes se establecen determi-

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--

- - - - --

CA PITULO 17

E L TIEMPO GEO L ÓGICO: CON'CEPTOS Y PR I NC I PIOS

Parque Nacional Grand Canyon, Arizona

Parque Nacional Zion, Utah

Parque Nacional Bryce Canyon, Utah

Período Terciario

Período Cretácico

Período Jurásico

Período Triásico

Período Pérmico

Período Pensilvaniense Período Mississipiense Período Devónico* · Período Cámbrico

Precámbrico Fm = Formación

Ss = Arenisca

Ls =Caliza

"'Las rocas de los períodos Ordovicico y Silúrico no se encuentran en Grand Canyon.

• Figura 17.14 Correlación de rocas dentro .d e la meseta del Colorado. A l correlacionar las rocas de diversas ubicaciones, podemos descifrar la historia de tod a la región.

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483

¿CÓMO CO RRELA CION AN LOS GEÓ L OGOS L AS UNIDAD ES D E RO CA?

o o Cuaternario ·5 N o Terc iario e:

e B A

Q)

(.)

B

Cretácico

oo

á

C E

Lingula

·o N o

D

UI Q) ::¡: Jurásico

Triásico Pérmico

Carbonífero

o

t.l

·oN oQ)

-¡¡j

• Figura 17.16

Devónico

Atrypa

Correlación de dos secciones utilizando hemerozonas concu rrentes. Esta hemerozona concurrente se estableció med iante el solapamiento de los ra ngos de los fósi les identificados aquí con las letras de la A a la E.

Silúrico

a.

Cuando se hacen perforaciones en busca de petróleo o gas natural, normalme nte se recuperan testigos o fragm entos de roca, llamados ripios, del pozo de perforación. Estas muestras se estudian bajo el microscopio y revelan Cámbrico Paradoxides información tan importante como el tipo de roca, la porosidad (cantidad de espacio poroso), la permeabilidad (capacidad de tran smitir fluidos) y la presencia de man• Figura 17.15 chas de p e tróleo. Adem ás , las muestras pueden prepaComparación de los ra ngos geológicos (líneas vertica les gruesas) rarse para obtener una gran variedad de microfósiles que de tres animales invertebrados marinos. Lingula es de poca ayudan a determinar la edad geológica de las rocas y el utilidad en la correlación porque t iene un rango exte nso. Pero ambiente de depósito . Atripa y Paradoxides son buenos fósiles guía porque ambos están Se pueden bajar instrumentos geofísicos por el pozo geográficamente extendidos, son identificados fácilmente y t ienen rangos geológicos cortos. de perforación para registrar propiedades de las rocas, como la resistencia eléctrica y la radiactividad , proporcionando así un informe o registro de pozo de las rocas nando los ámbitos geológicos solapados de dos o más fóatravesadas. Los testigos, ripios y registros de pozo son extremadamente útiles para h acer las correlaciones del siles que tengan diferentes ámbitos geológicos (• Figura 1 7 .16). El primer y último caso de fósiles se utilizan para subsuelo (• Figura 1 7 . 1 7) . determinar los límites de la zona. La correlación de h eTambién podemos detectar y rastrear las unidades m erozonas concurrentes es, probablemente, el método litológicas subsuperficiales m ediante el estu dio de los más preciso de determinar la equivalencia de tiempo. · p erfiles sísmicos. Las pulsaciones en ergéticas, como las de las explosiones, viajan a través de las rocas a una velocidad deCorrelación del subsuelo te rminada por la densidad de la roca, y parte de esta energía se refleja desde varios horizontes (contactos enAdemás de la geología de la superficie, los geólogos están tre capas contrastadas) a la su perficie, donde se registra. interesados en la geología del subsuelo, porque proporcioLa estratigrafía sísmica es p articularm ente útil a la hora na información adicional sobre las características geológide rastrear unidades en áreas como las plataformas concas por debajo de la superficie terrestre. Se utilizan una tinentales, donde es muy costoso perforar pozos y otras cierta variedad de técnicas y métodos para adquirir e intécnicas tienen un uso limitado. terpretar datos sobre la geología del subsuelo de una zona. Ordovícico

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CA PÍTULO 17

EL T IEMP O G EOLÓGI C O: C O NCEPTOS Y PR I N C IPI OS

SP

R

• Figura 17.17

Herramienta de medida

¿QUÉ SON LOS MÉTODOS DE DATACIÓN ABSOLUTA? unque la mayor parte de los isótopos de los 92 elementos de procedencia natural son estables, algunos son radiactivos y se descomponen espontán eamente e n otros isótopos de elem e ntos m ás estables, liberando e nergía en el proceso. El descubrimiento, en 1903, por Pierre y Marie Curie, de que la descomposición radiactiva produce calor significó que los geólogos tenían por fin un mecanismo para explicar el calor interno de la Tierra, que no se basaba e n el enfriamiento residual de un origen fundido . Además, los geólogos tenían ahora una herramien ta poderosa para datar los su cesos geológicos de una manera precisa y verificar los períodos largos d e tiempo postulados por H utton, Lyell y Darwin.

Átomos, elementos e isótopos Como ya vimos e n el Capítulo 3, toda materia está formada de ele m entos químicos, cad a uno de ellos compuesto de partículas extremadamente pequeñas llamadas átomos. El núcleo de un átomo está compuesto por protones y neutrones con electrones a su alrededor (véase la Figura 3.2). El número de protones es el número atómico de un elem ento y ayuda a determinar sus propiedades y características. El número combinado de protones y neutrones de un átomo es su número másico . Sin embargo, no todos los átomos del mismo elemento tienen el

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D iagrama esquemático que muestra cómo se hacen los registros de pozo. A medida que la herramienta se ret ira del pozo d e p erforación, se transm iten los d atos a la superficie, donde se registran e imprimen en forma de registro d e pozo. La cu rva etiquetada SP en est e registro eléct rico es un gráfico de la variación de la línea de autopotencial (p otencial eléctrico provocad o por d iferentes co nductores en u na d iso lución que cond uce elect ricidad) con la p rofu ndidad. La cu rva et iquetada R es una línea de resistividad eléctrica co n la p rofundidad. Los registros eléctricos ofrecen información sobre el t ipo d e roca y el contenido d e flu idos de las formaciones del subsuelo . Los regi st ros eléctricos t ambién se utilizan para correlaciona r pozos.

mismo número de n eutrones en sus núcleos. Estas formas variables del mismo elemento se llam an isótopos. La mayoría de los isótopos son estables, p ero algunos son inestables y se descomponen espontáneamen te en una forma más estable. Es la velocidad de descomposición de los isótopos inestables lo que m iden los geólogos para de terminar las edades absolutas de las rocas.

Desintegración radiactiva y vidas medias La desintegración radiactiva es el proceso por el cual un núcleo atómico inestable se transforma espontáneamente en un núcleo atómico de un elemento diferente. Los científicos reconocen tres tipos de desintegración radiactiva, y todos ellos dan como resultado un cambio de la estructura atómica (• Figura 17 .1 8) . En la desintegración alfa 2 protones y 2 n eu trones se emiten desde el núcleo, lo que da lugar a la pérdida de dos números atómicos y 4 números másicos. E n la desintegración beta se emite un electrón de movimiento rápido desde un neutrón del núcleo, cambiando ese neutrón en un protón y, por con siguiente, a ume n tando el número atómico en uho sin cambios en el número másico. La captura de electrones se produce cu ando un protón captura un electrón de una capa de electrones y se convierte en un n eutrón, lo que da como resultado la pérdida de un número atómico, p ero ningún cambio en el número másico. Algunos elementos sufren solamen te un paso de desintegración en la conversión de una forma inestable a una estable . Por ejemplo, el rubidio 87 se descompone en estroncio 87 m ediante una única emisión beta, y el

¿QUÉ SON LOS MÉ TOD OS DE DATACIÓN A BSO L UTA )

Núcleo padre

Partícula

,~ alfa

Núcleo hijo

485

Cambios en el número atómico

y en el número de masa atómica

Número atómico = -2 Número de masa atómica = -4 Desintegración alfa (a) Núcleo padre

5

Núcleo hijo

Partícula beta

Número atómico = +1 Número de masa atómica

=O

Desintegración beta (b) Núcleo hijo

Núcleo padre

o

• Figura 17.18 Número atómico = - 1 Número de masa atómica = O

Captura de electrón (c)

Q

Protón

Q Neutrón

O Electrón

potasio 40 se descompone e n argón 40 mediante una única captura de electrones. Otros elementos radiactivos sufren varias emisiones de desintegración. El uranio 23 5 se descompone en plomo 20 7 m ediante 7 emision es alfa y 6 emisiones beta, mientras que el uranio 238 se descompon e en plomo 206 mediante 8 emisiones alfa y 6 emisiones beta (• Figura 17 .1 9). Cuando habla mos de velocidades de desintegración, es conveniente referirnos a ellos en términos de vidas medias . La vida media de un elem ento radiactivo es el tie mpo que tardan la mitad de los átomos del elemento padre inestable original e n descomponerse e n átomos de un nuevo elemento hijo m ás es table. La vida media.de un elemento radiactivo determinado es constante y se pued e medir de man era precisa. Las vid as medias d e varios elementos radiactivos varían d esde menos de una billonésima de segundo a 49 mil millones de años . La desintegración radiactiva se produce a un ritmo geométrico m ás que a un ritmo lineal. Por tanto , un gráfico de la desintegración produce una curva en lugar

Tres t ipos de d esintegració n rad iactiva. (a) Desintegración alfa, en la q ue un núcleo padre inestable emite 2 protones y 2 neutrones. (b) Desint egración bet a, en la q ue se emit e un electrón desde el núcleo . (c) Capt ura de electrones, en la que un protón captura un electrón y se conviert e en un neutrón.

de una línea recta (• Figura 17 .20). Por ejemplo, u n ele men to con 1.000.000 d e átomos padre tendr á 500.000 átomos padre y 500.000 átomos hijo después de una vida media. Después de dos vidas medias , tendrá 250.000 átomos padre (la mitad de los átom os padre anteriores , que es equivalente a un cuarto de los átomos padre originales) y 7 50.000 átomos hijo . Después de tres vidas m edias , tendrá 125.000 átomos padre (la mitad de lo s átomos padre anteriores , o un octavo de los átomos padre originales) y 875 .000 átomos hijo, y así h asta qu e el número de á tomos p adre sea tan pequeño que no p u edan medirse de forma precisa con los instrumentos actuales . Midiendo la proporción padre-hijo y conociendo la vida media d el p adre (qu e se ha determinado en el laboratorio), los geólogos pueden calcular la edad de una muestra qu e contenga el elemento radiactivo . La proporción padre-hijo se determina normalm e n te mediante un espectrómetro de masas, un instrum e nto que mide las proporciones de átom os de diferentes m asas .

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486

CAPITULO 17

EL TIEMPO GEOLÓGICO: CONCEPTOS Y PRI NC IPIOS

Pb214

t

82

~

83

@ Po21s

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t t t

85

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E 'º(il 2QJ E

86 87 88

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89 90 91

Th234

t ~ Pa~ t

Pb210 Bi 214

t

~

~@

• Figura 17.19

Pb206 Bi210

t

Plomo Bismuto

~G

p 0 214

La serie de desintegración radiactiva del uranio 238 al plomo 206. El uranio radiactivo 238 se descompone en su producto hijo estable, el plomo 206, mediante 8 emisiones alfa y 6 beta. Se producen muchos isótopos diferentes como pasos intermedios en la serie de desintegración . Fuente: Basado en los datos de S M. Richardson y H. Y. McSween, Jr., Geochemistry-Pathways and Processes, Prentice-Hall.

Polon io

p 0 210

Asta to

Rn222

Radón Francia

Ra226

Th230

Radio

--

Actinio

Etapa de desintegración alfa

Torio

Etapa de desinteg raci ón beta - .

Protoactinio Uranio

92 LJ238

LJ234

100

~, .......... , Mineral en el momento

• • •• ••• ••• de la cristalización

• Átomos del elemento padre o Átomos del elemento hijo

:+L_, .......... ,Mineral después 0000000000

Ql

u

25

~--~

e



12,5

g_ 6,25 o 3,125 et o

Mineral después de dos vidas medias Mineral después de tres vidas 5 medias

---==-------' 2

3

4

Unidades de tiempo

Tiempo (a)

de una vida media

(b)

• Figura activa 17.20 (a) El cambio lii:ieal uniforme es característico de muchos procesos comunes. En este ejemplo, se está añadiendo agua a un vaso a un ritmo constante. (b) Cu rva de desintegración rad iactiva geométrica, en la que cada unidad de tiempo representa una vida media, y cada vida media es el tiempo que tarda la mitad del elemento padre en descomponerse en el elemento hijo.

Fuentes de incertidumbre Las dataciones radiométricas más precisas se obtienen de las rocas ígneas, Cuando el magma se enfría y empieza a cristalizar, los átomos padre radiactivos se separan de los átomos hijo formados previamente. Como son del tamaño adecuado, algunos átomos padre radiactivos se incorporan a la estructura cristalina de ciertos mine-

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rales. Sin embargo, los átomos hijo estables son de un tamaño diferente del de los átomos padre radiactivos y, en consecuencia, no encajan en la estructura cristalina del mismo mineral que los átomos padre, Por tanto, un mineral que cristaliza en un magma en proceso de enfriamiento contendrá átomos padre radiactivos pero no átomos hijo estables(• Figura 17.2 1), Por consiguiente,

¿QUÉ SON LOS MÉ TODO S DE DATAC IÓN A B SOLUTA?

487

Magma Mineral cristal izado a partir del magma





• • • • • • • •

s

• • •

Roca ígnea



• •



. f)

• • ••



• •



• Átomos radiactivos

• Átomos radiactivos

O Átomos estables

o

(a)

(b)

• Átomos radiactivos padres

Átomos estables

• Átomos estables hijos (c)

el tiempo que se está midiendo es el tiempo de cristalización del mineral que contiene los átomos radiactivos y no el tiempo de formación de los átomos radiactivos. Excepto en circunstancias inusuales, las rocas sedimentarias no se pueden datar radiométricamente porque estaríamos midiendo la edad de un mineral en particular e n lugar del tiempo en que fue depositado como partícula sedimentaria. Una de las pocas veces en que se pueden obtener fechas radiométricas de rocas sedimentarias es cuando está presente el mineral glauconita. La glauconita es un mineral verdoso que contiene potasio 40 radiactivo, que se descompone en argón 40 (Tabla 17.1).

• Figura 17.21 (a) El magma contiene átomos radi activos y estables. (b) Cuando el magma se enfría y empieza a crist alizar, algunos át omos radiactivos se incorporan a ciertos minerales porque tienen el tamaño adecuado y encajan en la estructura crista lina. Por ta nto, en el momento de la cristalización, el mineral · contendrá un 100% de átomos padre radiactivos y 0% de átomos hijo estables. (c) Después de una vida media, el 50% de los átomos padre rad iactivos se habrán descompuesto en átomos hijo estables.

Se forma en ciertos ambientes marinos como resultado de las reacciones químicas con los minerales de arcilla durante la conversión de los sedimentos en roca sedimentaria. Así, la glauconita se forma cuando se forma la roca sedimentaria, y una fecha radiométrica indica el momento del origen de la roca sedimentaria. Sin embargo, al ser un gas, el producto hijo argón puede escapar fácilmente de un mineral. Por tanto, cualquier fecha obtenida d e la glauconita, o de cualquier otro mineral que conte nga el par potasio 40 y argón 40, debe considerarse una edad mínima. Para obtener fech as radiométricas precisas, los geólogos deben estar seguros de que están tratando con un

Tabla 17.1

Cinco de los principales pares de isótopos radiactivos de larga vida utilizados en la datación radiométrica

Padre

Hijo

Vida media del padre (años)

Uranio 238

Pl o mo 206

4.500 millones

Uranio 235

Plomo 207

704 mil lo nes

To ri o 232

Plomo 208

14.000 mi llones

Rubidio 87

Estroncio 87

48.800 millones

ISÓTOPOS

Intervalo de datación efectiva (años)

Minerales y rocas que pueden datarse

10 millones a 4.600 millones

Circón Uraninita

10 millones a 4.600 mi llones

Moscovita Biotita Feldespato potásico Roca metamórfica o ígnea completa

Potasio 40

Argón 40

1.300 m illones

100.000 a 4.600 millones

Glauconita

Hornblerida

Moscovita

Roca volcánica

Biotita

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CAPITULO 17

E L TIEMPO GE OLÓ G ICO: C O NCE P T O S Y PRI NC IPIOS

sistema cerrado, lo que significa que no se han añadido ni eliminado átomos padre ni átomos hijo del sistema desde la cristalización y que la proporción entre ellos es resultado solamente de la descomposición radiactiva . De otro modo, tendremos una fecha inexacta. Si se han añadido átomos hijo del mineral que se está analizando, la edad calculada será demasiado reciente; si se han eliminado átomos padre, la edad será demasiado antigua. La pérdida se puede producir si la roca se calienta o se somete a una presión intensa, como puede ocurrir a veces durante el metamorfismo. Si esto sucede, algunos de los átomos padre o hijo pueden escapar del mineral que se está analizando, dando lugar a una determinación de edad inexacta. Si el producto hijo se eliminara por completo, entonces estaríamos midiendo el tiempo desde el metamorfismo (una medida útil en sí misma) y no el tiempo desde la cristalización del mineral(• Figura 17.22). Como el calor afecta a la proporción padre-hijo, las rocas metamórficas son difíciles de datar de manera precisa. Recordemos que aunque la proporción padre-hijo puede verse afectada por el calor, la velocidad de desintegración del elemento padre permanece constante, sin tener en cuenta cualquier cambio físico o químico. Para obtener una fecha radiométrica precisa, los geólogos deben asegurarse de que la muestra es fresca y no está meteorizada y que no se ha sometido a altas temperaturas o presiones intensas después de la cristalización. Además , a veces es posib le verificar la fecha radiométrica obtenida midiendo la proporción padre-hijo de dos elementos radiactivos diferentes en el mismo mineral. Por ejemplo, el uranio de procedencia natural consiste en isótopos de uranio 235 y de uranio 238. A través de diversos pasos de desintegración, el uranio 23 5 se descompone en plomo 207, mientras que el uranio 238 se descompone en plomo 206 (Figura 1 7 .19). Si los minerales que contienen ambos isótopos de uranio han permanecido en sistemas cerrados, las edades obtenidas de cada proporción padre-hijo deberían coincidir y, por tanto, indicarían el momento de cristalización del magma . Si las edades no coinciden estrechamente, entonces hay que tomar otras muestras y medir otras proporciones para ver qué fecha es la correcta, si es posible. Los avances recientes y el desarrollo de nuevas técnicas e instrumentos para medir las diversas proporciones de isótopos han permitido a los geólogos analizar muestras cada vez más pequeñas y con una precisión mayor que nunca. Actualmente, el error de medida de cualquier datación radiométrica es, normalmente , de menos de un 0,5% de la edad, y en algunos casos es incluso mejor que O, 1 %. Por tanto, para una roca de 540 millones de años (cerca del inicio del período Cámbri" co), el error posible podría variar de casi 2 , 7 millones de años a menos de 540.000 años.

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700 MA

400 MA

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(b)

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I

Metamorfismo



• •• •

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• •• • • • • ••

• 350MA •

Presente

(e)

(d)

• Figura 17.22 El efecto del metamorfismo al expulsar átomos hijo de un mineral que cristalizó hace 700 mi ll ones de años. Se muestra el mineral inmediatamente después de la cristalización (a), después a los 400 millones de años (b), cuando algunos de los átomos padre se habían descompuesto en áto mos hijo. El meta morfismo, hace 350 mil lones de años, expulsa los átomos hij o del m ineral a la roca d e alrededor. (d) Suponiendo q ue la roca haya p ermanecido como un sistema químico cerrado a lo largo de su historia, la datación del mineral hoy en día daría como resultado el momento de l metamorfismo, mientras q ue la datación d e la roca ent era proporcio naría el moment o de su crista lizac ión, hace 700 mil lo nes de años.

Pares de isótopos radiactivos de vida larga La Tabla 17 .1 muestra los cinco pares comunes de isótopos padre-hijo de vida larga utilizados en la datación radiométrica. Los pares de vida larga tienen vidas medias de millones o miles de millones de años. Todos ellos estaban presentes cuando se formó la Tierra y siguen presentes en cantidades medibles. Otros pares de isótopos radiactivos de vidas más cortas se han descompuesto hasta el punto de que sólo quedan cantidades pequeñas cerca del límite de detección.

¿QUÉ S ON LOS MÉ TOD OS DE DATACIÓN AB SO L UTA?

Los pares de isótopos utilizados más comúnmente son las series del uranio-plomo y torio-plomo, que se utilizan principalmente para datar intrusiones ígneas antiguas, muestras lunares y algunos meteoritos. El par rubidio-estroncio también se utiliza para muestras muy antiguas y ha resultado efectivo en la datación de las rocas más antiguas de la Tierra, así como de meteoritos. El método del potasio-argón se utiliza normalmente para datar rocas volcánicas de grano fino de las que no se pueden separar cristales individuales; por tanto, se analiza la roca entera. Como el argón es un gas, h ay que tener mucho cuidado de asegurarse de que la muestra no ha sido sometida al calor, lo que permitiría que el argón escapara; una muestra así daría lugar a una edad demasiado reciente. Existen otros pares de isótopos radiactivos de vida larga, pero son bastante raros y sólo se utilizan en situaciones especiales.

Datación por rastros de fisión La emisión de partículas atómicas que resulta de la descomposición espontánea del uranio en el inte rior de un mineral daña su estructura cristalina. El daño aparece como rastros lineales microscópicos que son visibles sólo después de corroer el mineral con ácido fluorhídrico. La edad de una muestra se determina a partir del número de rastros de fisión presentes y de la cantidad de uranio que contenga: cuanto más antigua sea la muestra, mayor será el número de rastros(• Figura 17.23) . La datación por rastros de fisión es de particular interés para los geólogos porque la técnica p uede utilizarse para datar muestras que van desde sólo uno_s pocos cientos a cientos de millones de años de antigüedad.

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f.

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.. , • Figura 17.23 Cada rastro de fisión (de u~as 16 micras[= 16/1.000 mm] de largo) en este crist al de apat ito es el resultado de la desintegración rad iactiva de un átomo de uranio. El cristal de apatito, que ha sido corroído con ácido fluorhídrico para hacer visibles los rastros de fisión, procede de uno de los diques de Shiprock, Nuevo México, y t iene una edad estimada de 27 millones de años.

489

Es m ás útil en la datación de muestras de un período de entre 40.000 y 1, 5 millones de años de antigüedad, u n p eríodo para el c u al otras técnicas de datación no son siempre adecuadas . Un o de los problem as de la datación p or rastros de fisión se produce cuando las rocas h a n sido sometidas posteriormente a altas temperaturas . Si esto ocurre, las estructuras cristalinas dañadas se reparan mediante recristalización térmica y, en consecuencia, los rastros desaparecen, En dichos casos, la edad calculada será m ás reciente que la edad real.

Método de datación por carbono radiactivo y dendrocronología El carbono es un elemento importante en la naturaleza y es uno de los elementos básicos que encontramos en todas las formas de vida. Tiene tres isótopos; dos de ellos, el carbono 12 y 13, son estables, m ientras que el carbono 14 es radiactivo (véase la Figura 3·. 3). El carbono 14 tiene una vida media de 5.730 años, con un margen de ± 30 años. La técnica de datación por carbono 14 se basa en la proporción de carbono 14 con respecto al carbono 12, y se utiliza normalmente p ara fechar materiales que proceden de seres vivos. La corta vida m edia del carbono 14 hace que esta técnica de datación sólo sea práctica p ara especímenes de m enos de 70.000 años. Por consiguiente, el método de datación por carbono 14 es especialmente útil en la arqueología y ha ayudado mucho a aclarar los sucesos de la última parte del Pleistoceno. E l carbono 14 se forma constantem e n te en la atmósfera superior _cuando los rayos cósmicos, que son partículas d e energíá alta (principalmente protones), chocan con los átomos de los gases de la atmósfera superior, dividiendo sus núcleos en protones y n eutrones. C u ando un n eutrón golpea el núcleo de un átomo de nitróge no (número atómico 7, n úm ero m ásico 14), puede ser absorbido en el núcleo y se emite un protón. En tonces, el número atómico del á tomo disminuye en 1, mientras que el número másico permanece igual. C omo el número atómico ha cambiado, se form a .u n nuevo ele~ento, el carbono 14 (número atómico 6 , número m ásico 14). El recientemente formado carbono 14 se asimila rápidamente en el ciclo del carbono y, junto con el car-_ bono 12 y 13, lo absorben en una proporción casi constante todos los organismos vivos (• Figura 17 .24 ). Sin embargo, cuando un organismo muere, el carbono 14 no se repone, y la proporción de carbono 14 con respecto a carbono 12 disminuye a m edida qu e el carbono 14 se. descompone de nuevo en nitrógeno mediante un único paso de desintegración b eta (Figura 17.24). Actu almente, la proporción de carbono 14 y carbono 12 es notablemente constante tanto en la atmósfera como

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CAP ÍTULO 17

EL TIEMPO GEOLÓGICO: CO NCE PTO S Y PRI NC IPIOS

Rad iación cósmica

Nitrógeno 14@

Captura de neutrón

@Carbono 14

"""

El C 14 se absorbe junto con el C 12 y el C 13 en los tejidos de los organismos vivos a una velocidad constante

La dendrocronología es otro m étodo útil para datar su cesos geológicamente recientes. Podemos determinar la edad de un árbol contando los anillos de crecimiento en la parte más baja del tronco. Cada anillo representa el crecimiento de un año y podemos comparar el patrón de anillos anchos y estrechos entre árboles para establecer el año exacto en que se formaron los anillos. El procedimiento de comparar los patrones de anillos de numerosos árboles y fragmentos de madera de un área determinada se llama datación cruzada. Mediante la correlación de secuencias distintas de anillos de árboles vivos y árboles muertos cercanos, los científicos pueden crear una escala de tiempo que se extiende hasta 14.000 años atrás (• Figura 17.25) . C u ando comparan patrones de anillos con la escala d e anillos compuesta, pueden fechar de manera precisa muestras de madera cuyas edades no se conocen. La aplicabilidad de la dendrocronología está limitada porque sólo puede utilizarse cuando se encuentran registros continuos de árboles . Es, por tanto, más útil en regiones áridas, particularmente en el suroeste de Estados Unidos.

¿CÓMO SE DESARROLLÓ LA ESCALA DE TIEMPO GEOLÓGICO? Cuando un organismo muere, el C14 se convierte de nuevo en N 14

Carbono 14@ Descom posición beta @

Nitrógeno 14

Partícu la~ beta O Protón

O Neutrón

• Figura 17.24 El ciclo del carbono mostrando la fo rm ación, d ispersión y descomposición del carbono 14.

en los organismos vivos. Sin embargo, hay claras evidencias de que la producción de carbono 14, y por tanto la proporción de carbono 14 y carbono 12, ha variado en cierto modo durante los últimos miles de años. Esto se determinó comparando las edades es tablecidas mediante datación por carbono 14 de muestras de madera con edades establecidas contando los anillos anuales de los árboles en las mismas muestras. Como resultado , se han corregido las edades del carbono 14 para reflejar dichas variaciones en el pasado.

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a escala de tiempo geológico es una escala jerárquica en la que la historia de 4.600 millones de años de la Tierra se divide en unidades de tiempo de duración variable (Figura 17.1). No lo desarrolló un solo individuo, sino qu e más bien evolucionó, principalmente durante el siglo XIX, mediante el esfuerzo de muchas personas. Mediante la aplicación de métodos de datación relativa a afloramientos de roca, los geólogos de Inglaterra y Europa occidental definieron las principales unidades de tiempo geológico sin la ventaja de las técnicas de datación radiométrica. Utilizando los principios de superposición y de sucesión de los fósiles, correlacionaron diversos afloramientos de roca y elaboraron una columna geológica compuesta. Es ta columna compuesta es, e n efecto, una escala de tiempo relativo porque las rocas están dispuestas en su orden secuencial correcto. Para principios del siglo XX, los geólogos habían desarrollado una escala de tiempo geológico relativo, p ero aún no tenían ninguna datación absoluta para los diversos límites de las unidades de tiempo. Después del des.cubrimiento de la radiactividad cerca de finales del siglo XIX, se añadieron las fechas radiométrícas a la escala de tiempo geológico relativo (Figura 1 7 .1).

491

¿ C ÓMO S E D ESA RRO L LÓ LA ES C AL A D E TIE MP O GEO L Ó GI CO ?

A. Árbol vivo cuando fue cortado

B. Travesaño que proviene de una casa

C. Travesaño que proviene de una casa antigua

Los patrones de anillos se igualan y solapan en el tiempo La fecha del último anillo coincide con el año en que fue cortado

e

111

A

. B '='= =======JJ B e '='========!J e 0 ~___::~====~~==!J o

Esta fecha se obtiene contando hacia atrás desde la corteza de A hasta B

E '='= ======="'=ó! E

F'='= ======== ===ii F

~~~ G _.::::=:==:==:=~==='1 G

H '================~ H

Los especímenes encontrados en ruinas cuando se igualan y solapan según se indica, amplían progresivamente la datación hasta los tiempos prehistóricos

J '= " ==========" J

• Figura 17.25 En el método de d atación cruzada, se comparan los pat rones de anillos de árboles de bosques diferentes para estab lecer una cronología de ancho d e anillo hacia at rás en el t iempo. Fuente : De An lntroduction to Tree-Ring Oating, de Sto kes y Smiley, 1968, pá g . 6. Reimp reso con pe rmiso de University of Chicago Press.

Oué haría Es usted miembro de una comisió n urbanística regional que está considerando un plan para la construcción de lo que se dice es una presa muy necesaria que creará un lago recreativo. Los opositores al proyecto de la presa han acudido a usted con un informe y un mapa geológico que muestra que hay una falla por debajo del área de la presa, y el rastro de la falla se puede ver claramente en la superficie. Los opositores dicen que la falla puede estar activa, y que algún d ía se moverá d e repente, reventando la presa y enviando un muro de agua corriente abajo. Busca el consejo de una geóloga local que ha trabajado en el área de la presa y ella le dice que encontró una colada de lava cubriendo la falla, a menos de una milla del emplazamiento propuesto para el proyecto de la presa. ¿Puede utilizar esta información, junto con una fecha radiométrica de la colada de lava, para ayudar a convencer a los opositores de que la fa lla no se ha movido en ninguna dirección (vertical o lateralmente) en el p asado reciente? ¿Cómo lo haría y qué tipo de razonamiento utilizaría?

Como las rocas sedimentarias, con raras excep cion es, n o se pueden datar radiométricam ente, los geólogos h an ten ido que basarse en rocas volcánicas e intrusiones ígn eas intercaladas para aplicar fech as absolu tas a los límites de las diversas subdivisiones de la escala de tiempo geológico (• Figu ra 17.26). Un a cen iza volcán ica o una colada de lava p roporcionan u n a excelente capa in dicadora que es una superficie equivalen te a tiem po, que proporciona una edad mínima para las rocas sedim en tarias s ituadas debajo y una edad m áxima p ara las rocas de encima. La s cenizas volcánicas son p ar ticularme n te útiles porqu e p u eden depositarse tanto en ·a mbie n tes se dimen tarios m a rinos como n o marinos y pueden proporcion ar una conexión en tre estos am bientes diferen tes. Ahora se con ocen m iles de edades absolutas para rocas sedimen tarias de edades relativas conocidas, y" estas edades absolutas se h an añadido a la escala de tiempo relativo. De este modo, los geólogos h an podido determinar las edades absolutas de los diversos períodos geológicos y su duración (Figura 17 .1 ).

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49 2

CAP IT U LO 17

EL TIEMPO GEOLÓG I CO : CONCEPTOS Y PRI NC I PIOS

150 a 180 MA

Inconformidad

(a)

150 MA

• Figura 17.26

Rocas sedim entarias metamorfizadas regionalmente (750 MA)

(b)

LA ESTRATIGRAFÍA Y LA TERMINOLOGÍA ESTRATIGRÁFICA 1 reconocimiento de una escala de tiempo geológico relativo trajo algo de orden a la estratigrafía (el estudio de la composición, origen , distribución y relación de edad de los estratos). Sin embargo, siguió habiendo problemas porque muchas unidades de roca transgreden el tiempo; es decir, una unidad de roca fue depositada durante un período geólogico en un área en particular y durante otro período en otro sitio. Para tratar tanto con las rocas como con el tiempo, la terminología es tratigráfica moderna incluye dos clases de unidades fundamentalmente diferentes: aquellas definidas por su contenido y aquellas relacionadas con el tiempo geológico (Tabla 17 .2). Las unidades definidas por su contenido incluyen las unidades litoestratigráficas y las unidades bioes tratigráficas . Las unidades litoestratigráficas (lit- y litoson prefijos que significan «piedra» o «tipo piedra») se definen m ediante los atributos físicos de las rocas, como por ejemplo el tipo de roca o litología, sin tener en cu enta el momento de su origen. La unidad litoestratigráfica básica es la formación , que es una unidad litológica cartografiable con límites superior e inferior distintivos

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Las edades ab solutas de las rocas sedimenta rias se pueden determinar datando las rocas ígn eas asociadas. En (a) y (b), las rocas sedimentarias están entre bloques de roca para los cuales se han determinado unas edades absolut as.

(• Figura 17 .27). Las formaciones pueden agruparse en unidades m ás grandes , llamadas grupos o supergrupos, o dividirse e n unidades más pequeñas, conocidas como miembros y capas (Tabla 17 .2). Las unidades bioestratigráficas son cuerpos de estratos que contienen fósiles característicos. El contenido fó sil es el único criterio utilizado para su definición. Los

Formac ión Mission Canyon

• Figura 17.27 El Grupo Madison, en Montana, está comp uest o por dos forma ciones, la formación Lodgepole y la formación "Mission Canyon suprayacent e. La formación M ission Ca nyon es la unidad de roca expuest a en el horizont e. La fo rmación Lodgepo le subya cente es la roca cub ierta de las pendientes de debajo .

LA ESTRA TIGR AFfA Y LA TERMINOLOGfi\ ESTRAT I GRÁ FI CA

493

Tabla 17.2

Clasificación de las unidades estratigráficas UNIDADES QUE EXPRESAN O ESTÁN RELACIONADAS CON EL TIEMPO GEOLÓGICO

UNIDADES DEFINIDAS POR CONTENIDO

Unidades litoestratigráficas

Unidades bioestratigráficas

Unidades estratigráficas de tiempo

Supergrupo Grupo Form ación Miembro Capa

Biozonas

Eonotema - - - - - - - - - - Eón Eratema - - - - - _::___ - - - - - Era Sistema-- - - - - - - - - - Período Serie - - - - - - - - - - - - Epoca Piso - - - - - - - - ~ - - - - Edad

límites de las unidades bioestratigráficas no se corres ponden necesariamente con los límites litoestratigráficos (• Figura 17.28). La unidad bioestratigráfica fundamen tal es la hiozona . Se reconocen varios tipos de biozonas,

Unidades de tiempo

una de las cuales, la hemerozona concurrente, estudiamos en la sección de la correlación. Las unidades relacionadas con el tiempo geológico incluyen las unidades estratigráficas de tiempo (tam-

Unidades litoestratigráficas Formación

Miembro

Unidades bioestratigráficas Zona

Formación Prairie Du Chien

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~

~;~=~-_-:,-::_ - - -::_-:: /

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Dolomita Oneota Ophileta

Aren isca Jordan Formación St. Lawrence

Limoiita Lodi Dolomita Black Earth

Saukia

Arenisca Reno

Prosaukia

.·o

~

Formación Franconia

Ptychaspis

Arenisca Tomah

~

Arenisca Birkmose

~

Conaspis

Arenisca Woodhill

Elvinia

Aren isca Galesville

Aphelaspis

~

Formación Dresb ach

• Figura 17 .28 Re laciones de unidades bioestratigráficas con unidades litoestratigráfi cas en el sudeste de Minnesota . Observemos que los lím ites de la biozona no se corresponden necesari amente con los límites li toestratigráficos.

Arenisca Eau Claire

Crepicephalus

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Arenisca Mt. Simon

Cedaria

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Granito St. Cloud

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494

CAPÍTULO 17

E L TIEMPO GEOLÓGICO: CONCEPTOS Y PRI NC IPIO S

bién conocidas como unidades cronoestratigráficas) y las unidades de tiempo . Las unidades estratigráficas de tiempo son unidades de roca que fueron depositadas durante un intervalo de tiempo específico. El sistema es la unidad estratigráfica de tiempo fundamental. Está basado en rocas de un área en particular, el estratotipo, y se reconoce más allá del área de estratotipo basándose, principalmente, en el contenido fósil. Las unidades de tiempo son, sencillamente, unidades que designan intervalos específicos de tiempo geológico.

La unidad de tiempo básica es el período, pero hay unidades más pequeñas, incluidas la época y la edad. Las unidades de tiempo: período, época y edad, se corresponden con las unidades estratigráficas de tiempo: sis tema, serie y piso, respectivamente (Tabla 17.2). Por ejemplo, el período Cámbrico se define como el tiempo durante el cual se depositaron los estratos del sistema Cámbrico . También existen unidades de tiempo de rango superior al período. Las eras incluyen varios períodos, mientras que los eones incluyen dos o más eras.

GEO

~

RECAPITULACION Resumen del capítulo La datación relativa trata de colocar los acontecimientos geológicos en un orden secuencial según se determina por su posición en el registro geológico. La datación absoluta proporciona fechas específicas para sucesos expresadas en años antes del presente.

Además del actualismo , los principios de superposición, de horizontalidad original, de continuidad lateral, de intersección, de inclusión y de sucesión de los fósiles son básicos para determinar las edades geológicas relativas y para interpretar la historia de la Tierra.

• Durante los siglos XVIII y XIX, se hicieron varios intentos. de determinar la edad de la Tierra en base a evidencias científicas en lugar de revelaciones. Aunque algunos de los intentos fueron ingeniosos , dieron como resultado una variedad de edades que ahora se sabe eran demasiado recientes.

• Las superficies de discontinuidad que abarcan cantidades importantes de tiempo geológico son comunes en el registro geológico. Dichas superficies son discontinuidades estratigráficas y proceden de períodos sin depósito, de erosión, o ambos.

• James Hutton pensó que los procesos actuales en funcionamiento durante largos períodos de tiempo podían explicar todas las características de la Tierra. Sus observaciones fueron decisivas para establecer el principio de actualismo. • El actualismo, tal como lo expresó Charles Lyeil, pronto se convirtió en el principio guía de la geología. Sostiene que las leyes de la naturaleza han sido constantes a lo largo del tiempo y que los mismos procesos que se producen ahora se han producido en el pasado, aunque no necesariamente al mismo ritmo.

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La correlación demuestra la equivalencia de unidades en áreas diferentes. La equivalericia de tiempo se demuestra más comúnmente mediante la correlación de estratos que contienen fósiles similares. 111

La radiactividad se descubrió a finales del siglo XIX, y poco después las técnicas de datación radiométrica permitieron a los geólogos determinar edades absolutas para sucesos geológicos. Las edades absolutas de las rocas se obtienen normalmente determinando cuántas vidas medias de un elemento padre radiactivo han pasado desde que la muestra cristalizó. Una vida media es el tiempo

C UESTIO NE S D E REPASO

495

que tarda la mitad del elemento padre radiactivo en descomponerse en un elemento hijo estable.

carbono 14 radiactivo con respecto al carbono 12 estable.

Las dataciones radiométricas más precisas se obtienen de pares de isótopos radiactivos de larga vida en rocas ígneas. Las fechas más fiables son aquéllas obtenidas mediante la utilización de al menos dos series de descomposición radiactiva diferentes en la misma roca.

Mediante el esfuerzo de muchos geólogos aplicando los principios de datación relativa, a mediados del siglo XIX se estableció una escala de tiempo geológico relativo. Las edades absolutas de las rocas sedimentarias y los fósiles que contienen se obtienen indirectamente datando las rocas ígneas o inetamórficas asociadas.

La datación por carbono 14 sólo puede utilizarse con materia orgánica, como por ejemplo madera, huesos y conchas, y es efectiva hasta 70.000 años atrás. A diferencia de los pares isotópicos de larga vida, la técnica de datación por carbono 14 determina la edad mediante la proporción de

La terminología estratigráfica incluye dos clases de unidades fundamentalmente diferentes: aquellas basadas en el contenido y aquellas relacionadas con el tiempo geológico.

Términos clave correlación (pág. 480) datación absoluta (pág. 464) datación por rastros de fisión (pág. 489) datación relativa (pág. 464) dendrocronología (pág. 490) desintegración radiactiva (pág. 484) discontinuidad estratigráfica (pág. 475) discordancia angular (pág. 475) discordancia erosiva (pág. 475)

fósil guía (pág. 481) inconformidad (discordancia litológica) (pág. 4 77) principio de actualismo (pág. 46 7) principio de continuidad lateral (pág. 472) principio de horizontalidad original (pág. 471) principio de inclusión (pág. 473) principio de intersección (pág. 4 72) principio de sucesión de los fósiles (pág. 473)

principio de superposición (pág. 471) técnica de datación por carbono 14 (pág. 489) unidad bioestratigráfica (pág. 492) unidad de tiempo (pág. 494) unidad estratigráfica de tiempo (pág. 493) unidad litoestratigráfica (pág. 492) vida media (pág. 485)

Cuestiones de repaso 1.

La colocación de los sucesos geológicos en orden secuencial o cronológico según se determina por su posición en el registro geológico es : a. __ · ·_ la datación absoluta; b. _ _la correlación; c. ___ la datación histórica; d. _ _la datación relativa; e. ___ el actualismo.

2.

¿A quién se considera generalmente el fundador de la geología moderna?: a. _ __ Werner; b. _ _ Lyell; c. ___ Steno; d. _ __ Cuvier; e. ___ H utton.

3.

Si un elemento radiactivo tiene una vida media de 8 millones de años, ¿qué fracción de la cantidad original de material padre quedará después de 24 millones de años de descomposición?: a. _ _ 1132; b. _ _ 1/16; c. _ _ 118;

d. _ e. 4.

_ 114; 112.

Si se data radiométricamente un grano de feldespato dentro de una roca sedimentaria (como por ejemplo una arenisca), la fecha obtenida indicará cuándo: a. _ _ se formó el cristal de feldespato;

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CAPITULO 17

E L TIEMPO GE O L ÓGICO: CO NCE PTOS Y PRI NC I PIO S

b. _ _ se formó la roca sedimentaria; c. _ _ se formó el isótopo radiactivo padre; d. _ _ se formaron los isótopos radiactivos hijo; e ._ _ ninguno de ellos. 5.

¿En qué tipo de desintegración radiactiva cambia un neutrón a un protón en el núcleo por la emisión de un electrón?: a. _ _ descomposición alfa; b. _ _ descomposición beta; c. _ _ captura de electrones ; d. _ _ rastro de fisión; e. _ _ninguno de ellos.

6.

La demostración de la equivalencia de tiempo de unidades de roca en áreas diferentes se llama: a. _ _ datación relativa; b. _ _ dataeión histórica; c. _ _correlación; d. _ _ datación absoluta; e ._ _ ninguna de ellas.

7.

¿Cuántas vidas medias se necesitan para producir un mineral con 1.250 átomos de U235 y 18.750 átomos de Pb206?: a. _ _ l; b. _ _ 2; c. _ _ 4; d. _ _ 8; e. 16.

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8.

En la datación por carbono radiactivo, ¿qué proporción isotópica disminuye cuando el carbono 14 se descompone de nuevo en nitrógeno?: a. _ _ nitrógeno 14 y carbono 14; b. _ _carbono 14 y carbono 12; c. ___carbono 13 y carbono 12; d ._ _ nitrógeno 14 y carbono 12; e. _ _ ninguna de ellas.

9.

Considerando la vida media del potasio 40, que es de 1.300 millones de años, ¿qué fracción del potasio 40 original podemos esperar que quede dentro de un cristal mineral determinado después de 3.900 millones de años?: a. _ _ 112; b. _ _ 114; c._ _ 1/8; d. _ _ 1116; e. 1132.

10.

¿Cuál de las siguientes es la unidad estratigráfica de tiempo básica?: a. ___período; b. _ _ formación ; c. _ _ _ grupo; d. _ _ sistema; e. _ __ serie.

ACT I VIDADES E N LA WORLD WIDE WEB

11.

¿Cuál es la importancia de una discontinuidad estratigráfica en la correlación y en la datación relativa?

12.

En algunos lugares donde las discordancias erosivas son particularmente difíciles de discernir desde un punto de vista físico, la utilización del principio de sucesión de los fósiles nos ayuda a delinear dichas discontinuidades estratigráficas. ¿Cómo puede ayudarnos la utilización de los fósiles a encontrar unas discontinuidades erosivas tan difíciles de ver?

13.

14.

Si se datara radiométricamente una roca o mineral utilizando dos o más pares de isótopos radiactivos (por ejemplo uranio 238 a plomo 206 y rubidio 87 a torio 87) y el análisis de estos pares de isótopos diera resultados diferentes, ¿qué posible explicación podríamos ofrecer para explicar cómo ha sucedido? ¿Cómo puede una roca tener dos edades correctas? ¿En que se diferencian las unid ades estratigráficas de tiempo de las unidades litoestratigráficas?

497

15.

¿En qué se equivocó Lord Kelvin? Explique su lógica para los cálculos de la edad de la Tierra. ¿Qué descubrimiento posterior demostró que los cálculos de Kelvin estaban equivocados?

16.

¿Como afecta el metamorfismo a las posibilidades de una datación radiométrica precisa utilizando cualquiera y todas las técnicas estudiadas en este capítulo? ¿Cómo se ven afectadas esas fechas radiométricas por el metamorfismo y por qué?

1 7.

Describa el principio de actualismo según Hutton y Lyell. ¿Cuál es la importancia de este principio?

18.

¿Qué dudas están asociadas con el intento de datar radiom étricamente cualquier roca sedimentaria?

19.

Describa la importancia del principio de inclusión en el reconocimiento de una inconformidad. Explique el concepto de una hemerozona concurrente y cómo se relaciona con los fósiles guía o índice.

20.

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·La evolución: la teoría y las pruebas que la respaldan -- -·- -

CAPÍTULO 18

ESQUEMA,,, DEL CAPITULO Introducción La evolución: ¿Qué significa?

ENFOQUE GEOLÓGICO 18.1: E/ trágico caso Lysenko Mendel y el nacimiento de la genética la visión moderna de la evolución ¿Qué clase de pruebas respaldan la teoría de la evolución? Geo-Recapitulación

Algunas de las pruebas d e la evolución las proporcionan los fós iles, como este mamut del Ple istoceno inferior conocido ~orno Archid isko don meridiana/is, expuesto en el Museo de Geología y Paleontología de la Universidad d e Florencia, Italia. Fuente: Cortesía de Sue Monroe

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CAPITULO 18

LA EV OLUCI ÓN: LA TEORÍA Y LAS P RUEB AS QUE LA RESPALDAN

Introducción xiste un accidentado grupo de 13 islas grandes, 8 más pequeñas y 40 islotes, todas pertenecientes a Ecuador, en el océano Pacífico, a unos 1.000 km al oeste de Sudamérica. Llamado oficialmente el archipiélago de Colón, por Cristóbal Colón , es más conocido por las islas Galápagos. Durante el viaje de cinco años de Charles Robert Darwin (1831-1836) como naturalista no remunerado a bordo del navío de investigación HMS Beag/e, visitó las islas Galápagos, donde hizo importantes observaciones que cambiaron sus ideas sobre el concepto entonces muy aceptado llamado fijeza de /as especies. Según esta idea, todas las especies del presente habían sido creadas en su forma actual y habían cambiado poco o nada. Darwin comenzó su viaje no mucho después de graduarse en el Christ's College de la Universidad de Cambridge con un título en teología, y aunque la religión le resultaba bastante indiferente, aceptaba por completo la explicación bíblica de la creación . Sin embargo, durante el viaje sus ideas empe-

za ron a cambiar. Por ejemplo, algunos de los mamíferos fosilizados que recogió en Sudamérica eran parecidos a la s llamas, perezosos y armadillos actuales, aunque también eran diferentes. Se dio cuenta de que estos animales habían descendido con modificaciones de especies ancestrales, y empezó a cuestionar la idea de la fijeza de las especies. Los pinzones y las tortugas gigantes que vivían en la s islas Gal ápagos fascinaron particularmente a Darwin. Postuló que las 13 especies de p inzon es habían evolucionado de una especie ancestral común que, de algún modo, alcanzó la s islas como inmigrante accidental desde Sudamérica. En realidad, era muy probable que su ancestro fuera una única especie parecida al pinzón semillero azul-negro que vive ahora en la costa del Pacífi co de América del Sur. La escasez de comida de las islas explica el que las especies ancestrales evolucionaran diferentes características físicas, especialmente la forma del pico, para sobrevivir(• Figura 18.1 ). Así mismo, las tortugas, que varían de una isla a otra, se parecen a

Arborícolas

Pinzón de los mangles

Terrestres

Pinzón

Pinzón insectívoro grande Pinzón Pinzón vegetariano

• Figura 18.1

Los pinzon es de Darwin de las islas Galápagos dispuestos para mostrar las rel aciones evolutivas. Observemos que la forma del pico varía dependiendo de la dieta .

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LA E VOLU C IÓ N : ¿QUÉ S I G N I FICA?

501

las tortugas que viven en la costa del Pacífico de América del Sur, aunque muestran diferencias sutiles. Charles Darwin quedó convencido de que los organismos descendían con modificaciones de ancestros que vivieron en el pasado, que es la afirmación principal de la teoría de la evolución. ¿Por qué deberíamos estudiar la evolución? En -primer lugar, la evolución, que implica cambios hereditarios en organ ismos a través del tiempo, es fundamental para la biología y la paleontología, el estudio de la historia de la vida revelada por los fósiles. Además, al igual que la teoría de la tectónica de placas, la evolución es una teoría unificadora que explica una

colección de hechos de otro modo enciclopédicos. Y p or último, sirve como marc~ para las d iscusiones sobre la historia de la vida en los capítulos sig uientes. Por desg racia, mucha gente t iene un pobre conocim iento de la teoría de la evolución y sostiene un cierto número de ideas falsas. Por ejemplo, muchos creen que (1) la evolución avanza por ca sualidad, (2) nada que no sean estru cturas completam ente desarrol ladas, como los ojos, es de ut ilidad, (3) ning ún fósil de transición (ll amados eslabones perdidos) conecta los ancestros con los descendientes, y (4) los huma nos evo lucionaron de los monos, por lo que los monos ya no deberían existir.

LA EVOLUCIÓN: ¿QUÉ SIGNIFICA?

y la gran edad de la Tierra, y el zoólogo francés Georges Cuvier demostró que muchos tipos de plantas y animales se h abían extinguido . En vista de la ac umulación de pruebas fósiles, así como de los estudios de organismos vivos, los científicos se convencieron de que realmente tuvo lugar un cambio de una especie a otra. Sin embargo, carecían de un marco teórico para explicar la evolución.

a hemos visto la afirmación principal de la teoría de la evolución: los organismos actuales han descendido con modificaciones de ancestros que vivieron durante el pasado. Normalmente, esta idea se atribuye exclusivamente a Charles Darwin, p ero fue considerada seriamente mucho antes de que naciera, incluso por algunos griegos antiguos y por filósofos y teólogos de la Edad Media. Sin embargo, entre los europeos, la creencia predominante bien entrado el siglo XVIII era que los trabajos del filósofo griego Aristóteles (384-322 a.C .) y los dos primeros capítulos del libro del . Génesis contenían un conocimiento importante. Interpretado literalmente, el Génesis se tomó como la última palabra en lo que se refería al origen y la diversidad de la vida, así como a gran parte de la historia de la Tierra. Cuestionar cualquier aspecto de esta interpretación era una h erejía. El clima social e intelectu al cambió en la Europa del siglo XVIII cuando se cuestionó la autoridad absoluta de la Iglesia en todos los asuntos . Irónicamente, los mismos naturalistas que intentaban encontrar pruebas que respaldasen el Génesis, encontraron cada vez más pruebas que no se podían conciliar con una lectura literal de las Escrituras. Por ejemplo, las observaciones de las rocas sedimentarias, anteriormente atribuidas a una única inundación mundial, llevaron a los naturalistas a sacar la conclusión de que fueron depositadas durante un largo período de tiempo, en ambientes como los que existen ahora. Pensaron que esta prueb a indicaba realmente cómo se originaron las rocas, puesto que insinuar lo contrario implicaba un engaño por parte del Creador. En esta atmósfera intelectu al de cambio, los científicos aceptaron gradualmente el principio de actualismo

Jean-Baptiste de Lamarck y sus ideas sobre la evolución Jean-Baptiste de Lamarck (1 744-1829) no fue el primero en proponer un mecanismo para explicar la evolución, pero en 1809 fue el primero en ser tomado en serio. Lamarck contribuyó mucho a nuestro conocimiento del mundo natural, pero por desgracia se le recuerda más por su teoría de la herencia de los caracteres adquiridos . Según esta idea, e n los organismos surgen nuevos rasgos debido a sus necesidades y, de algún modo, estas características pasan a sus descendientes. Por ejemplo, en una población ancestral de jirafas de cuello corto, el estiramiento del cuello para alimentarse de los árboles les dio la capacidad de ten er crías con cuellos más largos. En resumen, Lamarck pensó que estos caracteres adquiridos durante la vida de un individuo eran hereditarias. Dada la información disponible en ese momento, la teoría de Lamarck parecía lógica y fue ampliamen te aceptada como un m ecanismo viable para la evolución. En realidad, no fue totalmente refutada hasta décadas después, cuando los científicos descubrieron que las unidades de h erencia, conocidas como genes, no pueden ser alteradas por ningún esfuerzo de un organismo durante su vida. A pesar de muchos intentos de demostrar la herencia de los caracteres adquiridos, ninguno ha tenido éxito (véase Enfoque Geológico 18.1).

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~I trágico caso Lysenko ·'~..,.

e

uando Jean-Baptiste de Lam arck (1744-1829) propuso su teoría de la herencia de los caracteres adquiridos, muchos científi cos la aceptaro n como una explicación viable para la evo lución. De hecho, no fue refutada por co mpleto durante varias décadas, e incluso Charles· Darw in , al menos por un tiempo, aceptó algún tipo de he renc ia lamarckiana. Sin embargo, la noción de que las características adquiridas podían heredarse no es ahora más que un pie de nota interesante en la historia de la ciencia. No obstante, hubo un caso en tiempo s recientes en que la idea disfrutó de algo de popularidad, pero con consecuencias trágicas. Uno de los ejemplos más notables de adhesión a una teoría . científica refutada fue el de Trofim Denisovi ch Lysenko (1898-1976), que se convirtió en presidente de la Academia Soviética de Ciencias Ag rícol a%·en 1938 . Perdi ó su posición en 1953, pero en el mismo año le nombraron director del Instituto de Genética, un puesto que mantuvo hasta 1965. Lysenko estaba de acuerdo con la teoría de la herencia de los caracteres adquiridos de Lamarck. Pensaba

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que las plantas y los animales · podían cambiarse de la manera deseada exponiéndo los a un entorno nuevo. Lysenko pensaba que las semillas expuestas a condiciones secas o al frío adquirirían una resistencia a la sequía o al frío, y que estos rasgos los heredarían las generaciones futuras. Lysenko aceptaba la herencia de los caracteres adqu iridos porque pensaba que era compatible con la filosofía Marxista-Leninista. Por consigu iente, comen zando en 1929, se animó a los científicos soviéticos a desarrollar conceptos que concordaran con esta fi losofía. Como presidente de la Academia de Ciencias Agrícolas y con la aprobación de l Comité Central de la Unión Sovi ética, Lysenko no permitió ninguna otra investigación herencia. Aquellos en cuanto a la _ que mostraron su desacuerdo públicamente perdieron sus puestos o fueron enviados a campos de trabaj o. Lamentablemente para el pueblo soviético, la heren cia de los caracteres adquiridos se había desacreditado hacía más de 50 años. Los resultados de la creencia de Lysenko en la corrección política de esta teoría y su implementación

fueron malas cosechas generalizadas y hambre, y el total desmantelamiento de .la investigación genética soviética en agricu ltura. De hecho, hicieron falta décadas para que los prog ramas de investigación genética soviéticos se recuperaran por completo de este revés, despu és de que los científicos fueran por fin libres para experimentar con otras teorías de herencia. Las ideas de Lysenko sobre la herencia no se impusieron en la Unión Soviética por su mérito científico, sino más bien porque se consideraban compatibles con un sistema de creencias . El hecho de que Lysenko retuviera el poder y que, durante más de 25 años, só lo se permiti era este tipo de investigación genética es un testimonio de lo absurdo de basar las teorías científicas en creencias filosóficas o políticas. En otras palabras, el mandato de un gobierno no va lida una teoría científica, como tampoco lo hace el voto popular o un decreto de algún cuerpo eclesi ásti co. Legislar o decretar que los caracte res adquiridos son hereditarios no hace que lo sean.

L A E V OL UC I ÓN : ¿Q U É S I G N I FI CA?

Las contribuciones de Charles Robert Darwin y Alfred Russel Wallace E n 1859, C harles Robert Darwin (1809 - 1882) (• Figura 18.2) publicó El origen de las especies, en el que detallaba sus id eas sobre la evolución y proponía un mecanismo por el cual se podía producir la evolución. Aunque 1859 marca el inicio del pen samiento evolucionista mode rno, en realidad Darwin formuló sus ideas más de 20 años antes, pero, al ser consciente del escándalo que cau saría, fue reacio a publicarlas. Darwin había sacado la conclusión durante su viaje de 1831-1 836 a bordo del Beagle de que las especies no eran inmutables y fijas (véase la Introducción), p ero no tenía idea de qué podía producir el cambio en los organismos a través del tiempo. Sin embargo, sus observaciones de la selección practicada por los cultivadores de plantas y los criadores de a nimales y una lectura casual del e n sayo de Thomas Malthus sobre la población, le dieron las ideas necesarias para formular su teoría . Los ganaderos y agricultores practican una selección artificial eligiendo aqu ellos caracteres que considera n deseables y c ultivando y criando las plantas y

Oué haría

503

..

Supongamos que un poderoso grupo del Congreso exigiera que toda la investigación genética f utura tuviera que seguir unas directrices estrictas, específicamente, que las plantas y los animales deberían estar expuestos a unos ambientes determinados para que pudieran adquirir características que les permitieran vivir en áreas de otro modo inhóspitas. Además, este grupo promulgaría una legislación que prohibiera cualquier otro t ipo de investigación genética. ¿Por qué no sería sensato poner en práctica esta investigación?

-

...

animales con esos caracteres, dando lugar así a una gran cantidad de cambios. La fantástica variedad de plantas y animales producidos de este modo hicieron preguntarse a Darwin si un proceso que seleccionase entre tipos variantes en la naturaleza podría también producir cambios. Llegó a apreciar por comple to el poder de la selección cuando leyó en el en sayo de Malthus que nacen muchos más animales de los que alcanzan la madurez, aunque las poblaciones adultas permanecen bastante constantes. Malthus pensaba que la competencia por los recursos daba lugar a un alto índice de mortalidad infantil, limitando así el tamaño de la población. En 1858, Darwin recibió una carta deAlfred Russel Wallace (1823- 1913), un naturalista que trabajaba en el sur de Asia, que también había leído el ensayo de Malthus y h abía llegado exactamente a la misma conclusión, que un proceso n a tural seleccionaba sólo unos pocos in· dividuos destinados a sobrevivir. Darwin y Wallace presentaron su idea, llamada selección n atural, simultáneamente en 1859 en la Sociedad Linneana de Londres.

La selección natural: ¿cuál es su importancia? Los puntos más d estacados de la selección natural , un m ecanismo que explica la evolución , se resumen como sigue: 1. Los organismos de todas las poblaciones poseen variaciones hereditarias: tamaño, velocidad, agilidad, agudeza visual, en zimas digestivas, color, etc.

• Figura 1~~ - - - - - - - - - - - - - - ._ _ _ _ _ _ __ Charles Robert Darwin en 1840.

2 . Algunas variacion es son m ás favorables que otras; es decir, algunos tipos variantes tienen una ventaja competitiva a la h ora de adquirir recursos y/o evitar a los depredadores.

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CAPITULO 18

LA EVO L UC IÓ N : LA TEORÍ A Y L AS PR UE BAS QU E L A RESP A LD AN

3. No todos los jóvenes llegan a la madurez reproductiva. 4. Aquellos con variaciones favorables tienen más posibilidades de sobrevivir y transmitirlas. En lenguaje coloquial a veces se habla de la selección natural como «la supervivencia del más fuerte», lo cual es engañoso, porque se reduce a «los más fuertes son los que sobreviven y son, por tanto, los más fuertes». Pero en realidad implica índices diferenciales de supervivencia y reproducción. Por tanto, es principalmente una cuestión de éxito reproductivo. El tener variaciones favorables no garantiza la supervivencia de un individuo, pero en una población de quizá miles, aquellos con variaciones favorables tienen más posibilidades de sobrevivir y reproducirse. La selección natural actúa sobre la variación existente en una población, sencillamente dando una ventaja competitiva a algunos individuos, como por ejemplo en una población de jirafas. Por tanto , tanto la selección natural como la evolución por herencia de los caracteres adquiridos son verificables , pero las pruebas respaldan la primera, mientras que los intentos por verificar la segunda han fracasado (véase Enfoque Geológico 18.1). Una idea errónea sobre la selección natural es que entre los animales sólo los más grandes, fuertes y rápidos tienen posibilidades de sobrevivir. Es cierto que el tamaño y la fuerza son importantes cuando los carneros macho de Canadá compiten por su pareja, pero recordemos que las hembras también pasan sus genes. La velocidad es , ciertamente, una ventaja para algunos depredadores, pero las comadrejas y las mofetas no son muy rápidas y sobreviven bastante bien. En realidad, la selección natural puede favorecer a los más pequeños allí donde los recursos son limitados, como en las islas pequeñas, o a los que se ocultan más fácilmente, o a los que se adaptan más rápidamente a una nueva fuente de comida, o a los que tienen la capacidad de desintoxicarse de algunas sustancias naturales o fabricadas por el hombre.

MENDEL Y EL NACIMIENTO DE LA GENÉTICA os críticos de la selección natural fueron rápidos en señalar que Darwin y Wallace no podían explicar el origen de las variaciones o cómo éstas se mantenían en las poblaciones. Los críticos pensaban que si surgiera un rasgo variante, se mezclaría con otros rasgos y se perdería. En realidad, las respuestas a estas críticas existían ya entonces, pero permanecieron en la oscuridad hasta 1900.

© Cengage Learning Paraninfo 1

Los experimentos de Mendel Durante la década de 1860, Gregor Mendel, un monje austriaco , realizó una serie de experimentos controlados con variedades puras de guisantes de huerto (variedades que cuando se autofecundaban siempre presentaban el mismo rasgo, como por ejemplo el color de las flores). De estos experimentos concluyó que los rasgos como el color de las flores son controlados por un par de factores , o lo que ahora llamamos genes, las unidades básicas de la herencia, y que estos factores (genes) que controlan el mismo rasgo se producen en formas alternativas, o alelos. También se percató de que un alelo puede ser dominante sobre otro y que la cría recibe un alelo de cada par de cada padre(• Figura 18.3). Podemos resumir los aspectos más importantes del trabajo de Mendel de la siguiente manera: los factores (genes) que controlan los rasgos no se mezclan durante la herencia, y aunque puede que no se expresen en cada generación, no se pierden (Figura 18. 3) . Por tanto , las expresiones alternativas de los genes explican alguna variación en las poblaciones, porque los rasgos no se mezclan, como se pensaba anteriormente , y la variación puede mantenerse. La genética de Mendel explica mucho sobre la herencia, pero ahora sabemos que la situación es mucho más compleja de lo que él pensaba. Nuestra explicación se ha centrado en un único gen controlando un rasgo (el color de las flores en la Figura 18.3), pero, en realidad, muchos genes controlan la mayoría de los rasgos, y algunos genes muestran una dominación incompleta. Sin embargo , Mendel descubrió las respuestas que Darwin y Wallace necesitaban, aunque se publicaron en una revista poco conocida y pasaron inadvertidas hasta que tres investigadores independientes las redescubrieron en 1900.

Los genes y los cromosomas En las células de todos los organismos encontramos moléculas complejas helicoidales de doble hélice de ácido desoxirribonucleico (ADN) llamadas cromosomas (• Figura 18.4a) . Los segmentos o regiones específicos de la molécula de ADN son las unidades hereditarias básicas, los genes. El número de cromosomas es específico para una única especie, pero varía entre especies. Por ejemplo, las moscas de la fruta tienen 8 cromosomas (4 pares), los humanos tenemos 46 y los caballos domésticos tienen 64; los cromosomas van siempre en parejas que contienen los genes que controlan los mismos rasgos. En los organismos que se reproducen sexualment~ , las células sexuales (el polen y los óvulos en las plantas y los espermatozoides y los huevos en los animales) se producen cuando las células sufren un tipo de división llamada meiosis.

Li\ V I S I Ó N MODERNA D E LA E VOLUCIÓN

505

Generación de padres

Flores rojas (RR)

Flores blancas (rr)

t óvulos

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Óvulos

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Flores rojas (RR)

Fert1ilzac1ón

Flores blancas (rr)

Flores rojas (Rr)

Óvulos

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Polen

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--Tercera generación

Roja (RR)

Blanca (rr)

• Figura 18.3 En sus experimentos con el color de las flores en los guisantes d e huerto, Mendel utilizó variedades puras. Est as plantas, mostradas como la genera ción de progenitores, cuando se autofecundan siempre dan lugar a descendientes con el mismo rasgo que el progenitor. Sin embargo, si la generación progenitora sufre una fecundación cruzada, todas las plant as d e la segu nda gen eración reciben la combinació n de alelos Rr; est as plantas te ndrán flores rojas porque R es d ominante sobre r. La segu nda generáción de p lant as produce óvulos y polen con los alelos mostrados y, cuando se abandona a la autofecundación, produce una tercera generación con una p roporción de tres p lantas d e flores rojas frente a una planta de flores b lancas.

Este proceso produce células con sólo un crom osoma de cada par, por lo que todas las células sexu ales tien en solamente la mitad del número de cromosomas de la célula madre(• Figura 18.Sa) . Duran te la reproducción, un espermatozoide fertiliza un huevo (o el polen fertiliza un óvulo), dando lugar a un huevo (u óvulo) con el conjunto completo de cromosomas típico de esa especie (Figura 18.Sb ). Como Mendel dedujo de sus experimentos, la mitad de la composición gen ética de un huevo fecundado procede de cada progenitor. Sin embargo, el huevo fecu n dado se desarrolla y crece median te proceso de división de células llamado mitosis, durante el cu al las células se

duplican; es decir, no hay reducción e n el número de cromosomas como en la m eiosis (Figura 18.Sc).

LA VISIÓN MODERNA DE LA EVOLUCIÓN urante l as décadas de 1930 y 1940 , las ideas desarrolladas por los paleontólogos, gen etistas, biólogos de población y otros se unieron para formar una síntesis moderna o visión neo-Darwi-

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CAPÍTULO r8

L A E VOL UC IÓ N · L A TEORÍ A Y L AS PR UE BAS QUE L A RESP A LD A N

• Figura 18.4 (a) Diagrama de la molécula de ADN hel icoidal de doble hélice. Los dos fil amentos de la molécula se unen mediante enlaces de hidrógeno (H). Observemos las bases A, G, C y T, cuyas combinaciones se codifican por am inoácidos durante la síntesi s de proteínas en las cé lul as. (b) Una proteína hipotética que muest ra su secuencia de ami noácidos y dos posibles mutaciones. Observemos que tanto GTC como GTA se codifican por el amin oá ci do valina, por lo que la mutación de la p arte superior es neutra l. Sin embargo, un cambio de GTC a CTC da co mo resultado la inserción de leucina por vali na. Esta mut ación p odría ser perj udicial o benefi ciosa.

Torsión de los dos filamentos de nucleótidos en una doble hélice

niana de la evolución. La teoría de la herencia de los cromosomas se incorporó al pensamiento evolucionista; los cambios en los genes (mutaciones) se vieron como una fuente de variación en las poblaciones; la idea de Lamarck de la herencia de los caracteres adquiridos se rechazó por completo, y se reafirmó la importancia de la selección natural. La síntesis moderna también enfatizaba que la evolución es gradual, un punto que se ha cuestionado.

¿Qué provoca la varÍé!CÍÓn?

(a)

ACT CCG AAC GT A TIC Treonina - Prolina-Asparagina - Valina-Serina •••

I

Mutación

ACT Treoniria -

/

CCG AAC GTC TIC Prolina -Asparagin a - Valina - Serina •••

\

Mutación

ACT Treonina -

\

CCG AAC CTC TIC Prolina - Asparag ina - Leucina - Serina ••• (b)

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La evolución por selección natural actúa sobre las variaciones en las poblaciones, la mayoría de las cuales son debidas a la reorganización de los alelos de generación en generación durante la reproducción sexual. Dado que cada uno de los miles de genes podrían tener varios alelos , y·que los descendientes reciben la mitad de sus gen es de cada progenitor, la posibilidad de variación es enorme. Cualquier nueva variación surge mediante mutaciones que implican algún tipo de cambio en los cromosomas o genes, es decir, un cambio en la información hereditaria. Ya sea una mutación cromosómica (que afecta a un segmento grande de un cromosoma) o una mutación puntual (un cambio en un gen en particular), siempre que tenga lugar en una célula sexual es hereditaria. Para comprender por completo las mutaciones debemos explorarlas más a fondo. En primer lugar, son aleatorias con respecto al estado físico, lo que significa que pueden ser beneficiosas, neutrales o perjudiciales. Si una especie está bien adaptada a su ambiente, la mayoría de las mutaciones no serían particularmente útiles y podrían ser perjudiciales. Pero lo que ha sido una mutación perjudicial puede convertirse en una mutación útil si el ambiente cambia. Por ejemplo, algunas plantas han desarrollado una resistencia a los suelos contaminados alrededor de las minas. Plantas de la misma especie del entorno normal se desarrollan mal o mueren en suelos contaminados, mientras que las plantas resistentes a los contaminantes se desarrollan mal en el entorno nor-

LA VIS I ÓN M OD ER N A DE LA EVO L UC I Ó N

Núcleo

507

Una célula se prepara para dividirse. Los cromosomas se hacen visib les

~~ I

2 pares de _.,,-- ~

~"-La membrana nucleardesaparece y los cromosomas se duplican

La división celular se produce a lo largo de un ecuador

Espermatozoide

Cuatro espermatozoides son el resultado de cad a división celular por la mitad

La membrana nuclear desaparece, los cromosomas se duplican y se alinean a lo largo del ecuador

Huevo

Huevo fertilizado (b)

La célula se divide

y la membrana nuclear reaparece (c)

(a) • Figura activa 18.5 (a) Durante la meiosis se forman las células sexuales, que contienen un miembro de cada par de cromosomas. Aquí mostramos la fo rmación de los espermatozoides, los huevos se forman del mismo modo, pero sólo uno de los cuatro huevos finales es funcionaL (b) El número completo de cro mosomas se restaura cuando un espermatozoide fecu nda un huevo. (c) La mitosis da como resultado la duplicación complet a de una célula. En este ejemplo, una .célula con cuatro cromosomas (dos pares) produce dos célu las, cada una de ellas co n cuatro cro mosomas. La mitosis se produce en todas las cé lulas, excepto en las sexuales. Una vez que se ha fecundado un huevo, el embrión en desarrol lo crece mediant e la mitosis.

mal. Probablemente, las mutaciones para una resistencia a los contaminantes se produjeron repetidamente en la población, pero no fueron beneficiosas hasta que aparecie ron los suelos contaminados. ¿Cómo puede ser neutral una mutación? En las células, la información que llevan los cromosomas dirige la formación de las proteínas seleccionando los aminoácidos apropiados y disponiéndolos en una secuencia esp ecífica. Sin embargo, algunas mutaciones no tienen efecto sobre el tipo de proteína sintetizada. E n otras p alabras, la misma proteína se sintetiza antes y después de la mutación y, por tanto, la mutación es n eutral (Figura 18.4b). ¿Qué provoca las mutaciones? Algunas son inducidas por mutágenos, agentes que provocan índices de mutación m á s altos. La exposición a algunas susta ncias químicas, la radiación ultraviole ta, los rayos X y los cam bios de tempe ratura extremos podrían provocar mutaciones. Algunas mutaciones son espontán eas, y tiene n lugar en ausencia de cualquier mutágeno conocido.

La especiación y la tasa de evolución La especiación , el fenómen o por el cual una nueva esp ecie surge de una esp ecie an cestral, está bien docu mentada, pero la tasa y el modo en que se produce varía. En primer lugar, debemos dejar claro lo que queremos decir con especie, un término biológico para una población de individuos similares que en la n a turaleza se rep roducen entre sí y tienen descendencia fértil. Por tan to, una especie está aislada reproductivam ente de otras esp ecies. Esta definición no se aplica a organismos como las bacterias, que se reproducen asexualmente, pero es ú til p ara nuestro estudio de plantas, animales, hongos y organismos unicelulares llamados p rotistas. Las cabras y las ovejas se distinguen por sus características físicas y no se reproducen entre sí en la n aturaleza , por tanto, son esp ecies separadas . Pero e n c autividad pueden producir descende n cia fértil. Los leones y los tigres también pueden cruzarse e n cautivi-

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CA PÍTULO 18

L A EVOLUCIÓN: LA TEORÍ A Y L AS PR UE BAS QUE L A RESP A LD AN

dad , aunque no lo hacen en la naturaleza y sus crías son estériles, por lo que también son especies separadas . Los caballos domésticos que se h an hecho salvajes p u eden cruzarse con cebras para dar lugar a un cebroide, que es estéril, pero los caballos y las cebras son es pecies separaélas. Después de estos ejemplos, debería resultar obvio que las barreras reproductivas no es tán comple tas en algunas esp ecies, lo que indica unos grados variables de cambio a partir de una especie ances tral común. El proceso de especiación implica un cambio en la composición genética de una población, que también puede provocar cambios en forma y estructura. Según el concepto de especiación alopátrida, las especies surgen cu ando una pequeña parte de una población se aísla de su población madre(• Figura 18.6). El aislamiento puede ser resultado de una trasgresión marina que separa un a especie que antes se reproducía entre sí, o puede ser que unos pocos individuos llegu en de algún modo a un área remota y ya no intercambien genes con lapoblación madre (Figura 18.I) . Dadas estas condiciones y el hecho de que son probables diferentes presiones selectivas, puede que con el tiempo den origen a una especie aislada reproductivamente. Aunque existe un acuerdo gen eralizado sobre la especiación alopátrida, los científicos no se ponen de acuerdo sobre la rapidez a la qu e puede evolucionar una nueva especie. De acuerdo con Darwin y reafirmado por la síntesis moderna, la acumulación gradual de cambios menores da lugar, con el tiempo , al origen de una nueva especie, un fenómeno llam ado gradualismo filétic o (• Figura 18. 7a). Otra teoría , conocida como equilibrio puntual, sostiene que en una especie se produ ce poco o ningún cambio durante la mayor parte de su existencia, y qu e por lo tanto, la evolución ocurre rápidamente, dando lugar a una nueva especie en p uede que tan solo unos c uantos miles de años (Figura 18.7b). Los defensores del equilibrio puntual argumentan que en el registro fósil se h an encontrado pocos ejem-

Presente

---- - ---- - ------~

CJ ---,, ''

Población central

E

o Q_ E

f=

f=

~

o

(c)

• Figura 18.6 Especiació n alopátrida. (a) La reducció n de l área ocupada por una especie puede dejar poblaciones pequeñas aisladas en la perife ria de la zona que una vez fuera más extensa. En este ejemp lo, los miembros de ambos grupos aislados pe riféri cos evo lucionan en especies nuevas, pero la población orig in al permanece igu al. (b) Se forman barrera s geográficas en partes de una zona de la pob lación central, ais lando pequeñ as poblaciones. (c) La migración y el origen de un aislam iento periférico.

• Figura 18.7

Cll

Cll

Especies ancestrales - -- - - Cambio de forma - -- - -

(a)

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~perifé ricos

Población periférica no aislada

1

Q_

__ - -

(b)

Extinto o

Aisl ados

Hábitat original

(a)

Presente

1

1 1

a~

Reducción del área del hábitat

---

' '\

Punto de división (especiación)

- - -- - Cambio d e forma-- -- (b)

Comparación de dos modelos de divergencia de un ancestro com ún. (a) En el gradualismo filé t ico, se produce un cambio cont inuo lento a medida que una nueva especie evoluciona a partir de una ancestra l. (b) Según el modelo de equilibrio puntual, una especie permanece sin cambi os durante la mayor parte de su existencia y las especies nuevas evolucionan rápidamente, quizá en unos pocos miles de años.

LA V ISIÓ N M O D ER NA D E LA E V O LU C I ÓN

plos de transiciones graduales de una especie a otra. Los críticos, sin embargo, señalan que ni Darwin ni aquellos que formularon la síntesis moderna insistieron en que todo el cambio evolutivo era gradual y continuo, una visión compartida por muchos biólogos y paleontólogos actuales. De hecho, admiten que hay momentos en los que el cambio evolutivo en poblaciones pequeñas pudiera ser bastante rápido. Además, el depósito de sedimentos en la mayoría de los ambientes no es continuo; por tanto, la falta de transiciones graduales en muchos casos es sencillamente un artefacto del registro fósil. Y por último, a pesar de una naturaleza incompleta del registro fósil, se conocen un cierto número de transiciones graduales de especies ancestrales a descendientes. Antes de dejar por completo la especiación, veamos una de las ideas erróneas comunes sobre la evolución. Un argumento antievolucionista es: «Si los humanos evolucionamos de los monos, ¿por qué siguen existiendo los monos?». En realidad, aquí hay dos errores. En primer lugar, ningún científico ha afirmado nunca que el hombre evolucionara del mono. Y en segundo lugar, aunque lo hubieran hecho, eso no descartaría la posibilidad de que los monos siguieran existiendo. Después de todo, en la especiación alopátrida una población pequeña podría evolucionar mientras la población madre más grande puede permanecer sin cambios, evolucionar en otra dirección o extinguirse.

Ciervo

Camello

509

Evolución divergente, convergente y paralela El fenómeno por el cual una especie ancestral da origen a diversos descendientes adaptados a varios ambientes se llama evolución divergente. Un ejemplo impresionante es el de los mamíferos, cuya diversificación a partir de un ancestro común durante el Mesozoico superior dio origen a una gran variedad de animales, como ornitorrincos , armadillos, roedores, murciélagos, primates, ballenas y rinocerontes (• Figura 18.8). La evolución divergente lleva a descendientes qu e difieren notablemente de sus ancestros. La evolución convergente y la evolución paralela son procesos por los que adaptaciones similares surgen en grupos diferentes. Lamentablemente, tienen distintos grados de diferen cias y no siempre son fáciles de distinguir. Sin embargo, ambos son fenómenos comunes. La evolución convergente es el desarrollo de características similares en organismos parientes lejanos, mientras que la evolución paralela es el desarrollo de características similares en parientes cercanos. En ambos casos , las características similares se desarrollan independientemente, porque los organ ismos en cuestión se adaptan a ambien tes comparables. Puede que los siguientes ejemplos aclaren la distinción entre estos dos conceptos. Durante gran parte del Cenozoico, América del Sur fue un continente aislado con una única fauna m am ífe-

Vaca marina

Elefante

Hyrax

Caballo

• Figura 18.8 Evolución divergente de una vari edad d e mamíferos placentarios a partir de un ancestro común. La divergencia explica los descendientes que difieren de sus ancestros y unos de otros.

Ancestro común

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5ro

CAPITULO 18

L A EV OLUCIÓ N · L A TE ORÍA Y L AS PRUEBAS Q UE L A RESPA L D AN

Norteamérica

Sudamérica

Tigre de dientes de sable

Primer camello

- ..

Rata cangu ro

Converg en cia

Ancestros rel ativamente d istantes (a)

Jerbo

Desarrollo de características similares

Ancestro común

(b)

• Figura 18.9 --

~------·

(a) La evoluci ón convergente se produce cuando parientes lejanos dan origen a especi es que se pa recen unas a otras po rque se ad apta n de maneras comparables : (b) La evol ución p arale la implica el origen independiente de características similares en parie ntes cercanos.

ra que evolucionó en aislamiento. Sin embargo, varios mamíferos de América del Norte y del Sur se adaptaron de manera similar, por lo que se parecen superficialmente(• Figura 18.9a), un buen ejemplo de evolución convergente. Del mismo modo, la convergencia también explica las similitudes superficiales entre los mamíferos marsupiales (con bolsa) australianos y los mamíferos placentarios de otras partes, por ejemplo, los carnívoros marsupiales parecidos al gato y los gatos de verdad. Por el contrario, la evolución paralela es cuando organismos que son parientes cercanos, como por ejemplo los jerbos y las ratas canguro, desarrollan características parecidas independientemente (Figura 18. 9b).

La cladística y los cladogramas Tradicionalmente, los científicos han representado las relaciones evolutivas con árboles filogenéticos , en los que el eje horizontal representa las diferencias anatómicas y el vertical denota el tiempo(• Figura 18.lOa). Los patrones de relaciones ancestro-descendiente que mostramos están basados en una gran variedad de características, aunque las utilizadas raramente se especifican. Por el contrario, un cladograma muestra las relaciones entre

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miembros de un clado, un grupo de organismos incluido su ancestro más reciente . La cladística es un tipo de análisis biológico en el que los organismos se agrupan basándose en características derivadas en contraposición a características primitivas. Por ejemplo, todos los vertebrados terrestres tienen huesos y pares de miembros, por lo que estas características son primitivas y de poca utilidad para establecer una relación entre ellos. Sin embargo, el pelo y tres huesos del oído medio son características derivadas , llamadas a veces novedades evolutivas, porqué sólo un subclado, los mamíferos, las tienen. Si consideramos sólo a los mamíferos , el pelo y los huesos del oído medio son características primitivas, pero el nacimiento con vida es una característica derivada que sirve para diferenciar a la mayoría de los mamíferos de los mamíferos ovíparos. En un cladograma se puede representar cualquier número de organismos, pero cuantos más se muestren, más complejo y difícil es de construir. Tomemos un ejemplo de sólo tres animales: murciélagos, perros y pájaros. La • Figura 18.11 muestra tres cladogramas, cada uno de ellos una interpretación diferente de su relación. Los murciélagos y los pájaros vuelan, por lo que podría-

L A V ISIÓ N MODER NA DE L A EVOLUCIÓ N

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• Figura 18.10 (a) Un árbol fi lo genético que muestra las rel acio nes entre va rios animales vertebrados. (b) Un cladograma que muestra re laciones inferidas. Indicamos algunas de las caract erísticas ut ilizadas para construi r este cladograma.

mos suponer que están más emparentados entre sí que con los perros (Figura 18.11 a). Pero si nos concentramos en las novedades evolutivas, como el pelo y el dar a

Perro

Murciélago

Ave

Ave

Murciélago

Perro

luz a crías vivas, sacamos la conclusión de que los perros y los murciélagos están más emparentados entre sí que lo que puedan estar con los pájaros (Figura 18.11 c). La cladística y los cladogramas funcionan bien para los organismos vivos, pero cuando se aplican a los fósiles, hay que tener cuidado al determinar cuáles son las características primitivas en contraposición a las derivadas, especialmente en grupos con registros fósiles pobres. Además , el análisis cladístico depende solamente de las características heredadas de un ancestro común, por lo que los paleontólogos deben tener un cuidado especial con las características resultado de la evolución comrergente. Sin embargo, la cladística es una herramienta poderosa que ha dilucidado con mayor claridad las relaciones entre muchos linaj es fósiles.

Tendencias evolutivas Ave

Murciélago

Perro

• Figura 18.11 C la dogramas que muestran tres hipótes is de las relaciones entre aves, murci é lagos y perros. Las características como el pe lo y e l · da r a luz crías vivas indican que los pe rros y los murciélagos están más emparentados, como mostramos en (c).

Los cambios evolutivos no afectan a todos los aspectos de un organismo simultáneamente, porqu e la presión de la selección es mayor sobre unas características que sobre otras. Como resultado , una característica guía que asociamos con un grupo descendente puede aparecer antes que otras características típicas de ese grupo. Por ejemplo, el ave más antigua conocida tenía plumas y. las típicas clavículas fusionadas de las aves, pero también mantenía muchas características de los reptiles (véase el Capítulo 23). Por consiguiente, representa el concepto de evolución en mosaico, lo que significa que los organismos han desarrollado recientemente características, así como algunos rasgos de su grupo ancestral.

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CAPÍTULO 18

LA EVOLUC IÓ N: LA TEORfA Y LAS PRUEBAS QUE L A RESPALDAN

Los paleontólogos determinan con detalle la filogenia, o historia evolutiva, y varias tendencias evolutivas de grupos de organismos si hay suficiente material fósil disponible. El aumento de tamaño es una de las tendencias evolutivas más comunes, pero las tendencias son extremadamente complejas, pueden invertirse, y al producirse varias tendencias, puede que no todas procedan al mismo ritmo. Una tendencia evolutiva en los caballos fue el tamaño más grande, pero algunos caballos ahora extintos mostraban una disminución de tamaño. Otras tendencias en los caballos incluyen cambios en los dientes y el cráneo, así como el alargamiento de las patas y la reducción en el número de dedos, pero estas tendencias no se produjeron todas al mismo ritmo (véase el Capítulo 23). ¿No es la evolución por selección natural un proceso aleatorio? Si es así, ¿cómo es posible que una tendencia continúe durante el tiempo suficiente para explicar, sólo por casualidad, estructuras tan complejas como los ojos, las alas y las manos? En realidad, la evolución por selección natural es un proceso de dos pasos, y sólo el primero implica el azar. En primer lugar, la variación debe estar presente o surgir en una población. Si las variaciones que surgen mediante las mutaciones son favorables o no es, ciertamente, una cuestión de azar, pero el segundo paso de la selección natural no lo es, porque sólo los individuos con variaciones favorables tienen más posibilidades de sobrevivir y de reproducirse. En cierto sentido, la selección natural es un proceso de eliminación, descartando a aquellos individuos que no estén bien adaptados a un conjunto determinado de circunstancias medioambientales. Por supuesto que esos individuos pueden sobrevivir y reproducirse con suerte, pero a la larga sus genes serán eliminados ya que la selección favorece a los individuos con variaciones favorables: mejor agudeza visual, enzimas digestivas adecuadas, un camuflaje más efectivo, etc.

Extinciones A juzgar por el registro fósil, la mayoría de los organismos que una vez existieron están ahora extintos, puede que hasta un 99% de todas las especies. Ahora bien, si las especies en verdad evolucionan cuando la selección natural favorece ciertos rasgos, ¿no deberían los organismos estar evolucionando hacia alguna clase de orden de perfección superior o de mayor complejidad? Ciertamente, los vertebrados son más complejos, al menos en organización generaÍ, que las bacterias, pero la complejidad no significa necesariamente que sean superiores en el sentido de la supervivencia, después de todo, las bacterias han persistido durante al menos.3.500 millones de años. En realidad, la selección natural no da lugar a ninguna clase de organismo perfecto, sino más bien a aque-

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llos adaptados a un conjunto específico de circunstancias en un momento determinado. Así, una almeja o lagarto de hoy en día no es superior a aquellos que vivieron hace millones de años. La extinción continua de las especies se llama extinción de fondo, para diferenciarla claramente de una extinción masiva, durante la cual los índices de extinción acelerados reducen bruscamente la diversidad biótica de la Tierra. La extinción es un proceso continuo, pero también lo es la evolución de nuevas especies que normalmente, pero no siempre, aprovechan rápidamente las oportunidades creadas por la extinción de otras especies. Cuando los dinosaurios y sus parientes desaparecieron, los mamíferos comenzaron una notable diversificación y empezaron a ocupar lo s nichos que habían quedado vacíos temporalmente. Todo el mundo está familiarizado con la extinción en masa de los dinosaurios y otros animales a finales de la era Mesozoica (véase el Capítulo 22). Sin embargo, la mayor extinción, en la que posiblemente desaparecieran más del 90% de todas las especies, fue a finales de la era Paleozoica (véase el Capítulo 21).

¿QUÉ CLASE DE PRUEBAS RESPALDAN LA TEORÍA DE LA EVOLUCIÓN? uando Charles Darwin propuso su teoría de la evolución, citó pruebas que la respaldaban, como la clasificación, embriología, anatomía comparativa, distribución geográfica y, en un grado limitado, el registro fósil. Sabía poco sobre el mecanismo de herencia y tanto la bioquímica como la biología molecular eran desconocidas en su época. Los estudios en estas áreas, junto con un registro fósil más completo y mucho más claro, han convencido a los científicos de que la teoría está tan bien respaldada por las pruebas como cualquier otra teoría importante. Por supuesto, los científicos siguen estando en desacuerdo en muchos detalles, pero la afirmación principal de la teoría está bien establecida y es ampliamente aceptada. ¿Pero es la teoría de la evolución verdaderamente científica? Es decir, ¿se pueden hacer con ella afirmaciones predictivas verificables? En primer lugar, debemos tener claro lo que es una teoría y lo que queremos decir con «predictiva». Los científicos proponen hipótesis para explicar los. fenómenos naturales, verificarlos y, en algunos casos, elevarlos al estatus de teoría, una explicación de algún fenómeno natural bien respaldado por las pruebas a base de experimentos, observaciones, o ambas cosas.

¿ Q UÉ CL AS ES DE PR U EB A S R ES PALD AN L A TEORfA D E LA EVOL U CIÓN?

Casi todo en la ciencia tiene algún tipo de apuntalamiento teórico: la óptica, la naturaleza de la materia, la actual distribución de los continentes, la diversidad en el mundo orgánico, etc. Desde luego , ninguna teoría se prueba nunca de un modo inapelable, aunque pueda estar respaldada por pruebas sustanciales; todas quedan siempre abiertas a preguntas, revisiones y, ocasionalmente, a su sustitución por una teoría más completa. E n geología, la teoría de la tectónica de placas h a reemplazado a la teoría geosinclinal para explicar el origen de las montañas, pero la nueva teoría contiene muchos elementos de su predecesora. En cuanto a la predicción, la teoría de la evolución no puede predecir el futuro. Nadie sabe qué especies podrían llegar a extinguirse, o qué aspecto tendrán los descendientes de los caballos o de las almejas, si es que existen, dentro de 1O millones de años. Sin embargo, podemos hacer un cierto número de predicciones sobre el mundo biológico actual y muchos aspectos del registro fósil que deberían concordar con la teoría si es correcta (Tabla 18 .1) . Por ejemplo, las especies que son parientes cercanos , como los lobos y los coyotes, deberían parecerse no sólo en su anatomía global, sino también en su bioquímica, genética y desarrollo embrionario (punto 4 de la Tabla 18 .1). Supongamos que difieren en sus mecanismos bioquímicos, así como en la embriología. Ob-

513

viamente, nuestra predicción fallaría y tendríamos al menos que modificar la teoría. Si también fallaran otras predicciones, p or ejemplo que los mamíferos aparecieran antes que los peces en el registro fósil, tendríamos que abandonar la teoría y encon trar una mejor explicación para nuestras observaciones. Por consiguiente, la teoría de la evolución es verdaderamente científica porque puede, al menos en principio, «ser falsificada>>, es decir, se puede probar que es errónea.

La clasificación: un patrón anidado de similitudes Carolus Linnaeus , Linneo , (1707-1778) propuso un sistema de clasificación en el que a los organismos se les da un nombre de dos partes, género y especie; el coyote, por ejemplo, es Canis latrans. La Tabla 18.2 muestra el esquema de clasificación de Linneo, que es una jerarquía de categorías que se hace más global a medida que se va ascendiendo por la lista. El coyote (Canis latrans) y el lobo (Canis lupus) comparten numerosas características, por lo que son miembros del mismo género, mientras que ambos comparten algunas pero menos características con el zorro rojo (Vulpes ful va), y los tres son miembros de la familia Canidae (• Figura 18 .12). Todos los cánidos comparten alguna característica con los gatos ,

Tabla 18.1

Algunas predicciones de la teoría de la evolución 1. Si se ha producido la evolución, las rocas más antiguas portadoras de fósiles deberían tener restos de organ ismos muy diferentes de los que existen actualmente, y las rocas más reéientes deberían tener fósiles más parecidos a los organismos de hoy en día. 2. Si de verdad se ha producido la evolución por selección natural, la Tierra debe ser muy antigua, quizá muchos millones de años. 3. Si los organismos actuales descienden, con modificaciones, de los del pasado, debería haber fósiles que presenten características que co necten órdenes, clases, etc. 4. Si la evolución es cierta, las especies que sean parientes ce rcanos deberían ser similares, no sólo en detalles de su anatomía, sino también en su b ioq uím ica, genética y desarrollo embrionario, mientras que los parientes lejanos deberían mostrar menos similitudes. S. Si la teoría de la evolución es correcta, es decir, los organismos vivos descienden de un ancestro común, la clasificación de los organ ismos debería mostrar un patrón anidado de similitudes. 6. Si la evolución tuvo lugar de verdad, esperaríamos que las plantas y animales que vive n en cuevas se parecieran más a las situadas en el exterior de sus respe ctivas cuevas en lugar de ser más parecidas a las de otras cuevas. 7. Si la evolución tuvo lugar, esperaríamos que los organismos terrestres de las islas oceánicas se parecieran más a los de los contine ntes cercanos que a los de otras islas más distantes. 8. Si la evo lución se ha producido, debería existir un mecanismo que explicara la evolución de una especie a otra. 9. Si se produjo la evolución, esperaríamos que los mamíferos aparecieran en el registro fósil ~ucho después de la aparición del primer pez. Del mismo modo, esperaríamos que los reptiles aparecieran antes que los primeros mamíferos o aves. 10. Si examinamos el registro fósil de organismos presumiblemente emparentados, como por ejemplo los caballos y los rinocerontes, deberíamos encontrar que eran bastante parecidos cuando divergieron' de un ancestro común, pero que se hicieron cada vez más diferentes a medida que esa divergencia continuó.

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CAPITULO 18

LA EVOLUCIÓN: LA TEORfA Y LAS PR UE BAS QUE L A RESPALD AN

Tabla 1.8.2

Esquema de clasificación de Linneo extendido (el animal clasificado en este ejemplo es el coyote, Canis latrans) Reino

Animalia:

Organismos multicelulares; células con núcleo (véase el Capítulo 19); se reproducen sexualmente; ing ieren moléculas orgán icas preformadas como nutrientes Phylum Chordata: Poseen notocordio, aberturas branquiales, cuerda nerviosa hueca dorsal en algún momento del ciclo de su vida (véase el Capítulo 21) Subphylum Vertebrata: Aquellos cardados con una columna vertebral segmentada (véase el Capítulo 21) Clase Mammalia: Vertebrados de sangre caliente con pelo o pie l y glándulas mamarias (véase el Capítulo 22) Orden Carnívora: Mamíferos con dientes especializados para una dieta de carne (véase el Capítulo 23) Familia Canidae: Los carnívoros del tipo del perro (excluye a las hienas, que están más emparentadas con los gatos) . Género Canis: Formado sólo por parientes cercanos, coyotes y lobos (también incluye a los perros domésticos) Especie Latrans: Formado por individuos similares que, en la naturaleza, pueden reproducirse entre sí y dar lugar a crías férti les.

osos y comadrejas y se agrupan en el orden de los Carnivora, que es uno de los 18 órdenes vivos de la clase Mammalia , que son todos de sangre caliente, tienen piel o pelo y glándulas mamarias.

Linneo reconoció características compartidas entre los organismos, pero sencillamente intentaba categorizar especies que él pensaba que eran especialmente creadas e inmutables. Sin embargo, después de la publicación de

Subtipo - Vertebrados ( Vertebrata)

Clase - Mamíferos (Mammalia)

• Figura 18.12 11

Orden - Carnívoros ( Carnivora)

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Familia - Canidae

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Especie - Latrans

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Clasificación de organismos basada en cara cterísticas co mpartidas. Tod os los miembros del subt ipo Vertebrata, peces, anfibios, repti les, aves y mamíferos, t ienen una co lumna verteb ra l segmentada. Los subtipos pertenecen a tipos más globales y éstos a su vez pertenecen a re inos (Tabla 18.2). Entre los vertebrados, sólo los an imales de sangre cal iente con pel o o piel y gl ándu las mam arias son mamíferos Existen dieciocho órdenes de mamíferos, incl uido el orden de los Carn ívo ra que mostramos aqu í. La fam ilia Canidae in cluye sólo a los carnívoros de l tipo de los perros, y el género Canis incluye sólo a especies que sean parientes cercanos. El coyote, Canis /atrans, es una especie independiente.

¿ QUÉ C L AS E S DE PR UE BA S RE S PA LD AN LA TEORÍA D E L A E VOLUCIÓ N)

El origen de las especies de Darwin, en 18 5 9, los biólogos se dieron cuenta rápidamente de que los caracteres compartidos constituían un poderoso argumento para la evolución. Después de todo, sí los organismos actuales descienden realmente de especies antiguas , deberíamos esperar un patrón de similitudes entre los parientes cercanos y menos entre los parientes más lej anos .

¿Cómo respaldan la evolución las pruebas biológicas? Si todos los organismos que existen hoy en día descendieran con modificaciones de ancestros que vivieron en el pasado, deberían existir similitudes fundamentales entre todas las formas de vida. En realidad, todos los seres vivos, ya sean bacterias, secuoyas o ballenas, están compuestos principalmente de carbono, nitrógeno, hidrógeno y oxígeno. Además, sus cromosomas están formados de ADN y todas las células sintetizan proteínas fundamentalmente de la misma manera. Los estudios en bioquímica también proporcionan pruebas de las relaciones evolutivas. Las proteínas de la sangre son parecidas entre todos los mamíferos, pero tam-

Humano

Caballo

Gato

515

bién indican que el hombre está más emparentado con los grandes simios, seguidos en orden por los monos del Viejo Mundo, los monos del Nu evo Mundo y primates inferiores, como los lemures. Las pruebas bioquímicas apoyan la idea de que las aves descienden de los reptiles, una conclusión respaldada por las pruebas existentes en el registro fósil. Los miembros delanteros de los humanos, las ballenas, los perros y las aves son superficialmente diferentes. Pero todos están formados de los mismos huesos; todos tienen básicamente la misma disposición de músculos, nervios y vasos sanguíneos; todos están dispuestos de una manera parecida con respecto a las demás estructuras, y todos tienen un patrón similar de desarrollo embrionario (• Figura 18.13). Estas estructuras homólogas, como se llaman, son sencillamente miembros delanteros vertebrados básicos modificados para diferentes funciones ; es decir, indican una derivación de un ancestro común. Sin embargo, algunas similitudes no están relacionadas con las relaciones evolutivas. Por ejemplo, las alas de los insectos y de las aves sirven para la misma función, pero son distintas en estructura y desarrollo y, por tanto, se denominan estructuras análogas( • Figura 18.14).

Murciélago

Ave

Ballena

• Figura 18.13 Órganos homó logos; los miembros delanteros de varios ~amíferos, comparados con los miembros delanteros de sus ancestros entre los reptiles. Los órganos homólogos pueden servir a diferentes funciones, pero todos están compuestos de los mismos huesos, todos t ienen una disposición similar con resp ecto a otras estructuras y todos sufren un desarrollo embrionario parecido.

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CAPÍTULO 18

LA EVO L UCIÓN : LA TEORÍA Y LAS PR UE BAS QUE LA RE SPA LD AN

Ave

Murciélago

• Figura 18.14 Las alas de una mosca sirven para lo m ismo que las alas de las aves y de los murciélagos, por lo que son análogas, pero t ienen una estructura y un desarro llo embrionario d iferentes. ¿Son alguna de estas alas aná logas y homólogas?

Mosca

¿Por qué los perros tienen dedos pequeños y sin ninguna función en sus patas traseras o delanteras o, en algunos casos, en todas ellas (• Figura 18. 1 Sa)? Estos quintos dedos son estructuras vestigiales, es decir, restos no funcionales de estructuras que fueron funcionales en sus ancestros. Los perros ancestrales tenían cinco dedos en cada pata, todos ellos en contacto con el su elo, pero según fueron evolucionando, pasaron a ·caminar sobre los dedos con sólo cuatro dedos sobre el suelo, y los dedos gordos desaparecieron o se redujeron a su estado actual. Casi todas las especies tienen estructuras vestígiales: dedos no funcionales en cerdos y ciervos, restos

de dedos en los caballos (Figura 18. l Sb), y ballenas y serpientes con pelvis pero sin miembros traseros. Nadie discutiría seriamente que los quintos dedos de un perro son funcionales, y nadie convencería a la mayoría de la gente de que las muelas del juicio son esenciales p ara los humanos (muchas personas no tienen muelas del juicio, y de las que las tienen, la mayoría tiene problemas con ellas). Los peces y las salamandras que habitan en las cuevas tienen ojos vestigiales, mientras que los escarabajos no voladores tienen alas totalmente inútiles, aunque completamente desarrolladas, debajo de unos protectores fundidos.

4

14

2

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1

¡ Quinto dedo vestigial

2

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• Figura 18.15 Estructuras vestigia les. (a) Observemos el quinto d edo, un vestigio del pulgar, en la p ata delantera de este perro. (b) Condición normal de la pata trasera de un cabal lo (izquierda); el único dedo funcional es el tercero, pero q uedan pequeños vestigios de los dedos 2 y 4. Ocasionalmente, nacen caballos con uno o ambos vestigios agrandados (derecha).

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3 (b}

¿QUÉ CLASES D E P RUEB AS RESPAL D AN LA TEORÍA DE LA EVOLUC IÓN?

Otro tipo de prueba de la evolución son las observaciones de la evolución a pequeña escala en organismos vivos. Ya hemos mencionado un ejemplo de evolución a pequeña escala (las adaptaciones de algunas plantas a suelos contaminados). E n realidad , los cambios a pequeña escala se producen tan rápidamente que hay que desarrollar insecticidas y p esticidas nuevos continuamente, ya que los insectos y roedores desarrollan una resistencia a los ya existentes. Y el desarrollo de variedades de bacterias resistentes a los antibióticos es un problema continuo en m edicina. Si la variación en estas poblaciones existía previamente o se estableció mediante mutaciones es irrelevante. En cualquier caso, algunos tipos variantes vivieron y se reprodujeron, dando lugar a un cambio genético.

Fósiles: ¿qué aprendemos de ellos? Ya hemos hablado brevemente de los fósiles, los restos o rastros de organismos preservados en las rocas, y hemos visto que son útiles para determinar ambientes sedimentarios (véase el Capítulo 6) y que se utilizan para determinar edades relativas (véase el Capítulo 17) . El término de organismo fósil se aplica a restos como huesos, dientes y conchas, mientras que un rastro fosilizado es una indicación de actividad orgánica, como madrigueras y huellas. Fosilización se produce de varias maneras (Tabla 18.3 y véase «Fosilización» en las páginas 518 y 519 ), y los fósiles en general son bastante comunes, aunque hay muchas m ás posibilidades de que

Tabla 18.3

517

se preserven algunos organismos que otros. En realidad, el registro fósil está predispuesto a favor de organismos con esqueletos duraderos que viven en áreas donde es probable el enterramiento. Por consiguiente , los invertebrados marinos, como las almejas y los corales, están mejor representados en el registro fósil que los murciélagos, las aves, los gusanos y las medusas. Los invertebrados marinos fosilizados encontrados lejos del mar, incluso en las altas m ontañas, llevaron a los primeros n aturalistas a sacar la conclusión de que las rocas p ortadoras de fósiles fueron depositadas duran te una inundación mundial. En 1508, Leonardo Da Vinci se dio cuenta de que la distribución de los fósiles no era la que uno esperaría como resultado de una inundación , pero esa explicación persistió y John Woodward (1665-1 728) propuso una hipótesis verificable. Según él, la den sidad de restos orgánicos determinaba el orden en el que se h abían depositado, por lo que, lógicamente, los fósiles de las rocas más antiguas deberían ser más densos que los de las rocas más recientes. La hipótesis de Woodward fue rápidamente rechazada, porque las observaciones n o la respaldaban; se pueden encontrar fósiles de diversas densidades por todo el registro fósil. El registro fósil muestra una secuencia de organismos diferentes, pero no una basada en la densidad, tamaño, forma o hábitat. Más bien, la secuencia consiste en las primeras apariciones de varios grupos de organismos a lo largo del tiempo (• Figura 18 .1 6) . Los organismos unicelu lares aparecieron antes que los multicelulares, las plan tas an -

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Tipos de fosilización Organismos fósiles, restos inalterados Congelación M omificación Preservación en ámbar Preservación en alquitrán

Organismos fósiles, restos alterados Remineralizació n Recri st alización Sustit ución Carbonización

Co mposición y estructura original es m antenidas Grandes mamíferos d e la edad de Hielo en suelo congelado (raro) Secad o y arrugado p or el aire de tej idos blandos (raro) Insectos en resina de árb o l endurecida Huesos en sustancia tipo asfalto en filtraciones de p et ró leo (raro) Camb io en composició n y/o estructura del original Adición de mi nerales a p oros y cavid ades Cambio en la estructura cristalina, p or ejemp lo , el aragonito recrist al iza como ca lcita Un comp uesto químico sustituye a otro, por ejemplo, la p irita sustit uye al carbonato cá lcico; el dióxido d e silicio sustituye a la madera Película de carbono de hoj a, insecto, etc., cuand o se p ierden los elem entos volátiles

Rastros fosilizados

M ad rigueras, huellas, rast ros, nidos, excrementos (coprolit os) o cualquier otra ind icación de actividad orgánica

Moldes externos e internos

M o lde externo, una cavidad con la form a impresa de un hueso o concha; m o lde interno, un molde relleno de minerales o sedimentos.

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Aunque la posibilidad de que cualquier organismo se conserve como un fósil es escasa, los fósiles son, sin embargo, comunes debido a que en los varios cientos de millones de años anteriores han vivido miles de millones de organismos. Las partes esqueléticas más duras de los organismos vivos, al quedar enterrados, son las que más probabilidades tenían de perdurar y son las más comunes. A los huesos de este dinosaurio y a las conchas de estos animales marinos, denominados ammonites, se les han añadido minerales en sus poros, haciéndolos más duraderos.

Marcas de un pequeño anfibio (izquierda) y coprolito (heces fosilizadas, superior) de un mamífero carnívoro. El coprolito tiene aproximadamente 5,5 cm-' de longitud.

sus~ituid~

Insecto fósil dióxido de silicio Este objeto parece una almeja, pero es sólo sedimento que rellenó el espacio formado cuando una concha de almeja se disolvió. El material que rellena el espacio, denominado molde, es un molde interno.

(Sio~'.



Tronco fosilizado en Florissant Fossil Beds National Monument, Colorado. El tejido del árbol ha sido reemplazado por dióxido de silicio. Las coladas de barro, de 3 a 6 m de profundidad, enterraron las partes más bajas de muchos árboles en este lugar.

Una hoja de palmera y un insecto conservados por carbonización.

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Insectos conservados en ámbar, resina endurecida segregada por coníferas.

Este bebé mamut congelado, de 6 ó 7 meses de edad, fue encontrado en Siberia en 1977. Mide 1, 15 m de longitud y 1 m de altura. La mayor parte de su pelo ha caído excepto el situado alrededor de los pies. El cadáver del animal tiene aproximadamente 40.000 años.

Este insecto de ·La Brea Tar Pits, en los Ángeles, es sólo uno de los cientos de especies de animales encontradas en una sustancia similar al asfalto, en hoyos.

520

CAPITJ.JLQ 18

LA E VOLUCI Ó N : L A TE ORÍ A Y LAS PRU EBAS QU E LA RESP AL DAN

Era Cenozoica


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Cretácico

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Peces óseos

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Triásico Pérmico

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Pensilvan iense

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Devónico Silúrico

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Cámbrico. . , - > ... '

• Figura 18.16 Los momentos en los que apare ciero n en el registro fósil los principales grupos de anima les vertebrados los mostramos mediante husos, que tam bién muestran la abundancia relativa de m iembros de ca da grupo. Observemos la marcada restricción del huso de los re ptil es a fin ales de la Era Mesozoica. Fuente: Reproducido con permiso de R. L. Carroll, Patterns and Processes of Vertebrate Evolution, pág. 156 (Fig. 7.4). 1988 Cambridge University Press.

tes que los animales y los invertebrados antes qu e los vertebrados. Entre los vertebrados, los peces fueron los primeros en aparecer, seguidos en sucesión por los anfibios , reptiles , mamíferos y aves. Si los fósiles proporcionan realmente pruebas que respal.dan la teoría de la evolución, deberíamos preguntarnos: ¿dónde están los fósiles, los llamados· eslabones perdidos, que conectan a los descendientes con los ancestros? Los p aleontólogos llaman a estos «eslabones perdidos» fósiles de transición para enfatizar el hecho de que muestran características de grupos diferentes , y, en realidad, hay muchos . Por ejemplo, los fósiles del Jurásico de Alemania tienen rasgos .anatómicos muy parecidos a los de los dinosaurios carnívoros pequeños (dientes como los de los dinosaurios , una cola larga, cráneo y patas traseras), pero también tienen plumas y las clavículas fusionadas típicas de las aves. Estas criaturas, conocidas como Archaeopteryx, tienen precisamente las características que esperaríamos en los ancestros de las aves (véase el Capítulo 22).

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Los caballos, los rinocerontes y los tapires pueden parecer una extraña colección de animales, pero los fósiles y los estudios de animales vivos indican que, junto con los extintos titanotheres y chalicotheres, comparten un ancestro común(• Figura 18.17). Si esto es verdad, podemos predecir que a medida que rastreamos estos animales hacia atrás en el registro fósil debería ser cada vez más difícil diferenciar unos de otros. Y, de hecho , los primeros miembros de cada uno son muy parecidos, diferenciándose fundamentalmente en el tamaño y en detalles de los dientes. Sin embargo, a medida que la diversificación fue avanzando, las diferencias se hicieron más notables . Los reptiles parecidos a los mamífero s del Mesozoico, se parecían tanto a los mamíferos que es difícil diferenciarlos de los verdaderos , y aún así, es tá claro que poseen características de los reptiles (véase el Capítulo 22). Hasta hace sólo una déc ada o dos , se sabía bien poco del origen de las ballenas. Resulta que la transición del ancestro terrestre a las ballenas acuáticas se produjo en el sur de Asia, una parte del mundo donde el registro

¿ QUÉ C LA SES DE PRU EB A S R ESPAL DA N L A TEOR Í A DE L A E VO LU C I ÓN?

Tapir

Rinoceronte

Caballo

Titanotherio

521

Chalicotherio

• Figura 18.17

Cladograma que muestra las relaciones entre el tapir, el rinoceronte y el caballo, y sus parie ntes extintos, el titanotherio y el chalicotherio. Estas relaciones están bien documentadas por los fósiles (véase el Capítulo 23), así como por los estudios de los animales vivos.

fósil era poco conocido. Ahora, hay un cierto número de fósiles disponibles p ara mostrar cómo y c uándo evolucionaron las ballenas (véase el Capítulo 23). Poco se sabía de los ancestros de elefantes m arinos y manatíes, llamados colectivamente vacas marinas, hasta 1994. Entonces, se encontraron fósiles de un animal d el Eocen o Medio llamado Pezosiren portelli. Esta vaca m arina tenía patas capaces de soportar al animal en tierra , mientras que las vacas marinas actuales tienen miembros m odificados en aletas (• Figura 18.18). El Pezosiren portelli es realmente un fósil de transición, al igual que otros de los que hablaremos en los capítulos siguientes. Por supuesto, nunca tendremos suficientes fósiles para documentar la historia evolutiva de todas las criaturas vivientes, sencillamente, porque los restos de algunos organismos tie n en más posibilidades de preservarse que otros, y la acumulación de sedimentos varía tanto en tiempo como en espacio. Sin embargo, cada vez se e ncue ntran más fósiles que muestran claramente las relaciones a n cestro-descendiente e ntre muchos organismos o que ayudan a aclarar las tendencias evolutivas dentro de linajes específicos.

(a)

Oué haría (b)

Supongamos que alguien le dijera que la evolución es «sólo una teoría que no se ha demostrado nunca» y que «el registro fósil muestra una secuencia de organismos de rocas más antiguas a rocas más recientes que fue determinada por su densidad y hábitat». ¿Por qué es la primera afirmación irrelevante para las t eorías en ge neral? ¿Qué clase de pruebas podría citar para refutar la segunda afirmación?

• Figura 18.18 -·



(a) El ma natí, o vaca marina de Florida, es un mamífero grande,_ completamente acuático, de las aguas de la costa de Florida y Georgia. (b) Esqueleto de Pezosiren portelli encontrado en Jamaica, una vaca marina del Eoceno con cuatro patas bien desarrolladas.

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522

CAPITULO 18

LA EVOL UCI ÓN: LA TEORÍA Y LAS PRU EBAS QUE LA RESPALD AN

G EO

_,

RECAPITULACION Resumen del capítulo Jean-Baptiste de Lamarck propuso la primera teoría formal de la evolución que fue tomada en serio. La herencia de los caracteres adquiridos era su mecanismo para la evolución.

C uando un grupo se aísla de su población madre, el flujo de genes se restringe o elimina, y el grupo aislado se somete a diferentes presiones de selección.

En 1859, Charles Darwin y Alfred Wallace publicaron sus visiones sobre la evolución y propusieron una selección natural como mecanismo de los cambios evolutivos.

La evolución divergente es cuando un linaje ancestral da origen a diversas especies. El desarrollo de tipos de adaptación similar en grupos diferentes de organismos es resultado de la evolución convergente y paralela.

• Las observaciones de Darwin de la variación en las poblaciones naturales y la selección artificial, así como la lectura del ensayo de Thomas Malthus sobre la población, le ayudaron a formular la idea de que los procesos naturales seleccionan variantes favorables para la supervivencia. Los experimentos de Gregor Mendel con los guisantes proporcionaron algunas respuestas con respecto a cómo se mantiene y se pasa la variación. Los genes son los determinantes hereditarios de todos los organismos. Esta información genética la contienen los cromosomas de las células. Sólo los genes de los cromosomas de las células sexuales son hereditarios. La reproducción sexual y las mutaciones explican la mayoría de las variaciones en las poblaciones. • La evolución por selección natural es un proceso de dos pasos. En primer lugar, la variación debe producirse y mantenerse en poblaciones que se reproducen entre sí, y en segundo Jugar, deben seleccionarse variantes favorables para la supervivencia. • Una manera importante mediante fa cual evolucionan las especies es la especíación alopátrida.

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Los científicos utilizan cada vez más los análisis cladísticos para determinar las relaciones entre organismos. Las extinciones ocurren continuamente, y varias veces se han producido épocas de extinciones en masa que han dado lugar a un marcado descenso en la diversidad biológica de la Tierra. La teoría de la evolución es verdaderamente científica porque podemos hacer observaciones que la.respaldarían o que podrían falsearla. Gran parte de las pruebas que respaldan la teoría de la evolución proceden de la clasificación, la embriología, la genética, la bioquímica, la biología molecular y la evolución a pequeña escala del presente. El registro fósil también proporciona pruebas de la evolución , en el sentido de que muestra una secuencia de grupos diferentes que aparecen a lo largo del tiempo, y algunos fósiles muestran características que esperaríamos encontrar en los ancestros de las aves, mamíferos, etc.

C U ES T I O N ES DE RE PA S O

523

Términos clave acido desoxirribonucleico (ADN) (pág. 504) alelo (pág. 504) cladística (pág. 510) cladograma (pág. 510) cromosoma (pág. 504) equilibrio puntual (pág. 508) especiación alopátrida (pág. 508) especie (pág. 507) estructura análoga (pág. 5 1 5) estructura homóloga (pág. 515)

estructura vestigial (pág. 5 16) evolución convergente (pág. 509) evolución divergente (pág. 509) evolución en mosaico (pág. 511) evolución paralela (pág. 509) extinción masiva (pág. 512) fósil (pág. 51 7) gen (pág. 504) gradualismo filético (pág. 508) herencia de los caracteres adquiridos (pág. 501)

meiosis (pág. 504) mitosis (pág. 505) mutación (pág. 506) organismo fósil (pág. 517) paleontología (pág. 501) rastro fosilizado (pág. 51 7 ) selección artificial (pág. 503 ) selección natural (pág. 503) síntesis moderna (pág. 505) teoría de la evolución (pág. 501)

Cuestiones de repaso 1.

La especiación alopátrida se produce cuando una nueva especie surge: a. _ _ en menos de 1.000 años; b. ___mediante el cruce con otras especies; c. _ _de una población pequeña aislada; d. _ _mediante la here ncia de los caracteres adquiridos; e. _ __ cuan do parientes lejanos se adaptan a entornos parecidos.

a. _ _ las especies p ermanecen sin cambios durante la mayor parte de su existencia; b. ___los organismos de diferentes tipos se reproducen entre sí; c. _ _ la mitosis da lugar a células sexuales con la mitad de cromosomas típicos de una especie; d. _ __la selección natural favorece a los más grandes para la supervivencia; e. _ _los rasgos adquiridos son hereditarios.

2.

En la clasificación de Linneo, una familia está compuesta por dos o. m ás _ _relacionados: a. _ _ géneros; b. _ __ clases; c ._ __ tipos; d ._ __órdenes; e. _ _ clados.

6.

Charles Darwín y_ _propusieron la teoría de la selección natural: a. _ _ William Smith; b._Jean-Baptiste de Lamarck; c. _ _Alfred Wallace; d. _ _ Charles Lyell; e ._ _Erasmus Darwin.

3.

C uando los animales producen células sexuales, lo h acen mediante un proceso de división de células llamado: a. _ __ síntesis abiótica; b .___especiación alopátrida; c. _ __selección; d. _ _ meiosis; e._ __fecundación cruzada.

7.

La diversificación de una especie en un cierto número de especies descendientes se llama: a. _ __síntesis moderna; b. _ __evolución divergente; c. _ _convergencía paralela; d. ___selección morfológica; e ._ _ equilibrio puntual.

8.

4.

Las alas de las mariposas y de las aves son estructuras: a. _ __ complementarias; b ._ __ análogas; c ._ __ divergentes; d ._ __puntuales; e. _ _ alopátridas.

Los cromosomas son moléculas complejas helicoidales de: a .___potasio, aluminio y silíceo; b. _ _ carbonato cálcico; c. _ _genes homólogos; d. _ __ácido desoxirribonucleico; e. _ _ _bacterias y virus.

9.

5.

Según el concepto de equilibrio puntual:

Una predicción de la teoría evolucionista es: a. ___que las especies son fijas e inmutables;

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CAPITULO 18

LA EVOLUCIÓN: L A TEORÍA Y LAS PRUEBAS QUE LA RESPA LDAN

b. _ _que los mamíferos deberían aparecer después de los reptiles en el registro fósil; c ._ __que las características adquiridas duran te la vida de un organismo son h ereditarias; d. _ _que la mitosis da lugar a la producción de las células sexuales; e. _ _ que los humanos evolucionamos de los monos. 1O.

La evolución convergente explica el hecho de que : a. _ _ _ la mayoría de las especies evolucionen en unos pocos miles de años ; b ._ _ el registro fósil de los invertebrados marinos sea mejor que el de las aves; c._ __ el gradualismo filétic o se produzca en poblaciones p equ eñas;

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d ._ _ _ muchos marsupiales australianos se parezcan a los m am íferos placentarios de otras partes; e._ __la cladística sea útil para an alizar las relaciones evolutivas. 11 .

¿Qué tipo de prueb as deberíamos encontrar en el registro fósil si la teoría de la evolución es correcta?

12.

La supervivencia de los más fuertes significa que sólo los más grandes y fuertes viven y se reproducen. ¿Es realmente esto de lo que trata la selección natural?

13.

Compare los conceptos de gradualismo fílético y equilibrio puntual. ¿Hay algu na prueba p ara estas perspectivas? Si es así, ¿cu ál?

ACT IVID A DE S E N LA WO RLD W ID E WEB

14.

Un cladograma muestra que entre los mamíferos carnívoros, los gatos, las hienas y las mangostas son parientes cercanos. Pero las hienas se parecen más a los perros, mientras que las mangostas se parecen a las comadrejas. ¿Qué tipo de pruebas de animales vivos y de fósiles llevarían a la creencia de que estos animales constituyen un grupo emparentado?

525

estos animales y qué criterios ha utilizado para tomar esa decisión? 17 .

¿Cómo ayudan los experimentos realizados por Gregor Mendel a contestar las preguntas que acosaron a Darwin y a Walla:ce?

18.

Cuando hablamos de clasificación, ¿a qué nos referimos con un patrón anidado de similitudes?

15.

Explique el concepto de especiación alopátrida y ofrezca dos ejemplos de cómo podría producirse.

19.

¿Cuáles son las diferencias entre estructuras an álogas y homólogas? ¿Cu_áles proporcionan prueb as de la evolución?

16.

Dibuje tres cladogramas mostrando las posibles relaciones entre tiburones, ballenas y osos. ¿Qué cladograma representa mejor las relaciones entre

20.

La teoría de la h erencia de los caracteres adquiridos parece lógica . Entonces, ¿por qué no funciona.

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Historia de la vida y de la Tierra en el Precámbrico -- - -

CAPÍTULO 19

ESQUEMA, DEL CAPITULO Introducción • ¿Qué ocurrió durante el Hádico? • Cimientos de los continentes: escudos, plataformas y cratones Historia de la Tierra en el Arcaico • Historia de la Tierra en el Proterozoico GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:

Little Rock, una gran historia Origen y evolución de la atmósfera

y de la hidrosfera • La vida: su origen y su historia temprana ENFOQUE GEOLÓGICO 19.1 : Formación

de hierro bandeado: de la mina a la fábrica de acero • ¿Qué tipos de recursos encontramos en las rocas precámbricas? Geo-Recapitulación

---------El Tetan Range del Parque Nacional Grand Tetan, Wyoming, está hecho en gran parte de gneis, esquisto y granito del Arcaico. En la sierra también hay rocas más jóvenes, pero no podemos verlas en esta imagen. Esta magnífica sierra fue el resultado de un levantamiento a lo largo de una falla normal que comenzó hace cerca de 10 millones de años. La erosión, especialmente por · glaciares de valle, es la causante de la actual topografía rugosa de -la sierra. Fuente: James S. M onroe

\

CAPITULO 19

HI STOR I A DE L A V ID A Y D E LA TIE RR A E N E L PR ECÁMB R I CO

Introducción maginemos un planeta caliente, sin vida y sin agua y con una atmósfera nociva. Se forman continuamente tormentas en la atmósfera turbulenta, los relámpagos iluminan el cielo la mayor parte d el tiempo, pero no cae lluvia. Incluso si hubiera materia orgánica, no se quemaría, porque no hay oxígeno libre y aun así un resplandor rojo continuo sale de los estanques y corrientes d e lava. Asumiendo que pudiéramos visitar de algún modo este planeta hostil, deberíamos estar protegidos de las altas temperaturas, la radiación ultravioleta intensa (no existe una capa de ozono) y de los impactos de los meteoritos y de los cometas. Esta descripción podría parecer algo de ciencia

Era Mesozoica (3,9%) Era Paleozoica (6,5%)

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Era Cenozoica (1,4%)

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nombre informal de Precámbrico , que hace referencia a todas las rocas por debajo de los estratos del Cámbrico y a todo el período de tiempo antes del Períod o Cámbrico. El Precá mbrico abarca más del 88% del tiempo geológico, de forma que si representáramos toda la historia de la Tierra en un reloj de 24 horas, algo más de 21 de ellas serían el Precámbri co(• Figura 19.2). Por desgracia para los geólogos, no se conocen rocas de los primeros 640 millones d e años de historia d e la Tierra, así que nuestra narració n anterior está ba-

• Figura 19.1

-- - - - - - - - - - - - - - - - - - --- -·- ------- -La apariencia probable de la Tierra durante el Hádico.

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5

/

ficción, pero probablemente es b astante parecida a la Tierra poco después de que se formara(• Figura 19.1). A unque la supe rficie de la Tierra era árida en aqu e lla época, nuestra visión de la Luna habría sido espectacular porq ue estaba más cerca y habríamos experimentado un día mucho más corto ya que la Tierra rotaba en 1O horas. Este primer episodio de la historia de la Tierra es conocido por el

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17

Eón Proterozoico (42,5%)

13

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12

6 Eón Arcaico (32,6%)

7

11

• Figura 19.2

Si representáramos todo el tiempo geológico en un reloj de 24 horas, el Precámbrico ocuparía más de 21 horas y constituiría más del 88% de todo el tiempo geológico (HMA, hace millones de años). sada sólo en nuestro conocimiento del origen y evolución d e los planetas terrestres.

¿QUÉ O C URRIÓ DURA NTE E L HÁDICO ?

Los geólogos subdividen el Precámbrico en dos eones: el Eón Arcaico (de 4.000 a 2.500 mi llones de años atrás) y el Eón Proterozoico (de 2.500 millones de años a 545 millones de años atrás) (Tabla 19.1). El interva lo desde el origen de la Tierra hace 4.600 m illones de años hasta el com ienzo de l Arcaico se conoce informalmente como Hádico. El Arcaico y el Proterozo ico están basados únicamente en edades absolutas, por

Tabla 19.1

Terminología para el tiempo precámbrico y sus materiales Comisión Norteamericana de Nomenclatura Estratigráfica, 1982" Fanerozoico

500 f----

Proterozoico Superior

900 1000 Proterozoico Medio

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Arcaico Medio

529

lo que son unidades geocronológicas y no unidades estratigráficas de t iempo. Esto se separa de las prácticas habituales en las que los sistemas basados en estratotipos son las unidades estratigráficas de tiempo básicas (véase el Capítu lo 17); no hay estratotipos del Arca ico ni del Proterozoico. Sin embargo, se conocen rocas del Arca ico y del Proterozoico en muchas áreas, pero no hay rocas en la Tierra de edad Hádica (excepto meteoritos), así que este térm ino designa únicamente un intervalo específico de tiempo geológico. ¿Por qué deberíamos estudiar la historia de la vid a y la Tierra en el Precámbrico? Una razón es que abarca la mayoría del t iempo geológico y muchos de los acontecimientos que ocurri eron durante el Precámbrico colocan los cimientos de la posterior evolución de l p laneta y de la vida en él. En el Capítulo 1 int roduji mos el co ncepto de sistemas y dimos ej emp los de interacciones entre sistemas cuando explicábamos el vo lcanismo, la tectónica de placas y va rios procesos de la superficie, como las corrientes de agua, los g laciares y el viento. Fue durante el Precámbrico cuando los sistemas de la Tierra comenzaron a estar operativos, aunque no todos al m ismo tiempo o necesariamente en su formato actua l. La Tierra no se diferenció en un núcleo, un manto y la corteza hasta mi llones de años después de que se formara. No obstante, una vez que lo hizo, el calor interno fue el responsa b le del movimiento de las placas (tectónica de placas); la corteza comenzó a evolucionar y continúa haciéndolo. Además, la primera atmósfera de la ·Tierra evolucionó de una atmósfera nociva, rica en d ióxido de carbono, a otra con oxígeno libre y una capa de ozono. Los organismos aparecieron hace 3.500 m illones de años y tuvieron un efecto profundo en los cambios de la atmósfera. El impacto de los meteoritos y de los cometas y los gases derivados del interior de la Tierra fueron los responsables del origen de la hidrosfera . En resumen, cuando la Tierra se formó era muy diferente de como lo es ahora, pero dura nte el Precámbrico comenzó a evo lucionar y a convertirse gradua lm ente en algo más parecido a lo que es hoy en día. Encontramos evidencias de estos cambios en el registro geológ ico, es decir, el reg istro de acontecimientos biológ icos y fís icos prehistóricos preservados en las rocas. Nuestra tarea en este capítu lo y en los siguientes es investigar los re gistros geológ icos de los interva los de t iempo geológico designados como Precámbrico (Arca ico y Proterozoico). Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico.

3400

3500 Arcaico Inferior

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¿QUÉ OCURRIÓ DURANTE EL HÁDICO?

Hádico

4500 * En este li bro se sigue este esqu ema, propuesto por Har rison

y

Peterm an .

ecordemos que Hádico es un término informal que designa los primeros 640 millones de años de la historia de la Tierra (Tabla 19.1). Real-

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CAPÍTULO 19

HISTORIA D E LA V IDA Y DE LA TIERRA EN EL PR ECÁM BRICO

mente fue una época importante en la evolución de la Tierra, pero del que no tenemos registro geológico. De hecho , las únicas rocas de esa edad que conocemos son meteoritos y algunas rocas de la Luna. No obstante, fue un tiempo durante el que la Tierra se formó por acreción de planetesimales y posteriormente se diferenció en un núcleo y un manto . Recordemos del Capítulo 1 que la Tierra y los demás planetas terrestres tuvieron una historia temprana similar que implica la acreción seguida por volcanismo y un episodio de intenso impacto de meteoritos. ¿Pero qué sabemos de la corteza del Hádico? Con toda seguridad existía algo de corteza hace más de 3.800 millones de años porque se conocen rocas de esa antigüedad en varias áreas, incluyendo Minnesota, Groenlandia y Sudáfrica. Y muchas de estas rocas son metamórficas, lo que significa que se formaron a partir de rocas incluso más antiguas. De h echo, el gneis de Acasta de Canadá data de hace 3.960 millones de años y, al ser metamórfico, demuestra que había rocas incluso anteriores . Es más, hay rocas sedimentarias en Australia que contienen minerales detríticos conocidos como circón (ZrSi0 4 ) datados de hace 4.200 millones de años, así que deben haber existido rocas más antiguas. Podemos estar seguros de que había algo de corteza hacia la parte final del Hádico, pero sólo podemos especular sobre lo que existía antes. Por ejemplo, ¿cuál era la composición y la estructura de la primera corteza?, ¿era generalizada o más restringida? y, ¿había tanto corteza continental como oceánica? Muchos geólogos piensan que la primera corteza se formó durante un episodio de fusión parcial que dio origen a magma que emergió para formar una corteza fina e inestable de roca ultrabásica - es decir, roca ígnea con menos del 4 5 % de sílice (véase el Capítulo 4). A esto le siguió un tiempo de fusión parcial de corteza ultrabásica que dio origen a magma máfico (45-52 % de sílice) qu e rompió la corteza ultrabásíca; debido a su densidad superior, la corteza ultrabásíca se consumió en zonas de subducción, sólo la corteza más rica en sílice es resis tente a la subducción. Siguiendo a este primer episodio de formación de la corteza, comenzó una segunda etapa de evolución. De nuevo se produjo una fusión parcial, pero esta vez fue la corteza básica la que se fundió parcialmente, formando un magma de composición intermedia (52-65% de sílice) e incluso magma féls íco (65% o más de sílice). Es tos magmas intermedios y félsicos se incorporaron al desarrollo de arcos isla volcánicos que continuaron evolucionando, actuando como el núcleo de la acrecíón de verdaderos continentes, un proceso que continuó a lo largo del resto del Precámbrico y, de hecho, que continúa incluso hoy en día.

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Los geólogos están seguros de que la Tierra en sus inicios tenía más calor residual procedente de su origen y, lo que es más importante, más calor generado por la descomposición radiactiva. Como resultado, el calor interno de la Tierra fue el responsable de los movimien tos más rápidos de las placas y de las colisiones de los arcos isla en evolución y de los protocontínentes. Los geólogos también están seguros de que hacía el principio del Eón Arcaico, había varios núcleos de continentes graníticos (• Figura 19.3). Estos primeros continentes se crearon principalmente con rocas volcánicas y plutónicas, pero una vez formados fueron sin duda alguna meteorizados y erosionados , dando lugar a los sedimentos formadores de las rocas sedimentarias. Y, por supuesto, la continuidad de las colisiones de placas y del calor de los plutones tuvo como res ultado el metamorfismo y las rocas metamórficas (véase el ciclo de rocas de la Figura 1.12). Por desgracia, tenemos tan pocos datos qu e no sabemos la extensión geográfica de los primeros continentes y tampoco conocemos las posiciones de unos respecto de otros. Sin embargo, podemos estar seguros de que eran áridos e inhabitables p ara los organismos terrestres modernos, con la posible excepción de las bacterias.

CIMIENTOS DE LOS CONTINENTES: ESCUDOS, PLATAFORMAS Y CRATONES os continentes son algo más que simples áreas de tierra sobre el nivel del mar. De hecho, están formados por rocas con una composición general similar al granito y la corteza continental es m ás gruesa y menos densa que la corteza oceánica, que está compuesta de basalto y gabro. Es más, encontramos en todos los continentes un escudo que consiste en una vasta área o áreas de rocas arcaicas expuestas. A continuación de los escudos hay grandes plataformas de rocas del Precámbrico enterradas que están por debajo de gran parte de cada continente. Colectivamente, un escudo y una plataforma forman un cratón, que podemos decir que es el núcleo arcaico del continente. Los cratones son los cimientos de los continentes, y por sus m árgenes se ha añadido más corteza continental, un proceso conocido como acreción, según evolucionaron a sus tamaños y formas actuales. Tanto las rocas del Arcaico como del Proterozoico están presentes en los cratones, muchas de las cuales indican varios episodios de deformación acompañada de metamorfismo, actividad ígnea y formación de montañas. Sin embargo, los

C I M IE NTOS DE L OS C O NT I NENTES: ESCU DO S , PLATAFORMAS Y CRATONES

Arco isla

Nivel del mar

531

Arco isla

Litosfera oceánica

Asten

o~ (a)

(b)

(c)

• Figura activa 19.3 Tres etapas del origen de la corteza continental granítica. Arcos isla andesíticos formados por la fusión parcial de corteza oceá nica basált ica están intruidos por magmas graníticos. Como resultado del movimiento de las placas, los arcos isla colisiona n y forman unidades más grandes o crat ones. (a) Dos arcos isla de placas independientes se mueven uno hacia el otro. (b) Los arcos isla mostrados en (a) colisionan formando un pequeño cratón, y hay otro arco isla que se aproxima a este cratón. (c) El arco isla mostrado en (b) colisiona con el cratón.

cratones han experimentado una deformación notablemente pequeña desde el Precámbrico. En Norteamérica, la parte expuesta del cratón es el escudo Canadiense, que ocupa la mayor parte del nordeste de Canadá, una gran parte de Groenlandia, las montañas Adirondack de Nueva York y parte de la región del Lago Superior de Minnesota, Wisconsin y Míchigan

(• Figura 19 .4) . En general, el escudo canadiense es un área de topografía deprimida, numerosos lagos y rocas expuestas del Arcaico y del Proterozoico cubiertas, ligeramente en algunos fogares , por depósitos glaciares del Pleistoceno. Las rocas son plutónicas, volcánicas y sedim entarías, y los equivalentes metamórficas de todas ellas (• Figura l 9.5a). © Cengage Learning Paraninfo

53 2

CAPÍTU LO 19

180º

HISTOR I A DE LA V ID A Y DE LA T I ER R A EN EL PR ECÁM BRI CO

100º

140°

20º

20°

60º

100º

140º

60º

180º

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Océano Pacífico

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• Figura 19.4

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Océano Índico

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Rocas precámbricas expuestas

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Rocas precámbricas cubiertas

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La distribución de las rocas del Precámbrico. Las áreas de rocas del Precámbrico expuestas con stituyen los escudos, mientras que las plataformas están com puestas de rocas precámbricas enterradas. Un escud o y su correspondiente p lat aforma fo rm an un cratón.

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(b)

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• Figura 19.5

(c) © Cengage Learni ng Paraninfo

(a) Rocas p recámbricas del escudo canadiense. Bas alto (oscuro) y granito (claro) a lo largo de las oril las de l Río Ch ippewa de Ontario, Canadá. Aparte de en el escudo ca nadie nse, podemos ver ro cas precámb ricas en áre as leva ntad as, como las Montañ as Rocosas de Colorado (b), y en áre as de erosión profunda, co mo en el Gran Cañón de A rizon a (c) .

III S TOR TA DE L A TIERR A A RC A I CA

533

En realidad, el escudo canadiense y su plataforma Sólo el Eón Arcaico ocupa el 32,6% de todo el tiemadyacente están formados de numerosas unidades o crapo geológico, aunque resumiremos su historia física y tones más pequeños que se amalgamaron a lo largo de biológica en sólo unas pocas páginas. Pero no deberíalos cinturones de deformación durante .el Proterozoico mos asumir que fue un tiempo sin importancia en la hisInferior. Las edades absolutas y las tendencias estructutoria de la Tierra. El registro geológico es más completo rales diferencian estos pequeños cratones unos de otros. en intervalos geológicos de tiempo más recientes y, como Las perforacion es y las evidencias geofísicas dela Tierra es tan activa, es muy posible que las rocas anti muestran que las rocas precámbricas están por debajo Tabla 19 .2 de la mayor p arte de Norteamérica , pero aparte de en Resumen cronológico de acontecimientos importantes el escudo canadiense, sólo en el desarrollo de cratones durante el Arcaico* es tán expuestas en áreas de profunda erosión o de le vantamiento. Por eje mplo, 2500 Episod io principal Deformación podemos ver rocas del Arde formación del cinturón (Arcaico caico y del Proterozoico en de rocas verdes 1Superior) las partes más profundas en el escudo canadiense del Gran Cañón de Arizona, así como en las Montañas de los Apalaches y en las ó1'. -~ (.) Q) Q) M ontañas Rocosas (Figu--- 2900 ~ > ~ - ----- -- ------------ - -- ----- - - r - --- ----- - -· 2 ¡;i ;,, Deformación ra 19 .Sb, c). ~ E (Arcaico Medio) [/) (j)

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HISTORIA DE LA TIERRA ARCAICA

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os geólogos ubican el comienzo del Eón Arcaico hace 4.000 millones de años (Tabla 19 .1), aproximada mente la edad de las rocas más antiguas conocidas de la Tierra, aparte de los meteoritos. Recordemos que el gneis de Acasta de Canadá está datado en 3.960 millones de años . El final del Eón Arcaico y el comienzo del Eón Proterozoico, hace 2.500 millones de años, es arbitrario, pero se corresponde con un tiempo en el que el estilo de evolución de la corteza cambió y cuando aparecieron en abundancia las rocas más parecidas a las actu ales.

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Los cinturones de rocas verdes más antiguos bien conservados, Sudáfrica

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El fragmento más grande bien conservado de corteza del Arcaico Inferior, Groenland ia

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Rocas más antiguas conoc idas, gneis de Acasta, Canadá

1 Evoluc ión de : la corteza hádica 1

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Los circones detríti cos en Australia indican la existencia de una corteza previa

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4600

Ori gen de la Tierra

* Las edades se miden en miles de millones de años.

© Cengage Learn ing Paraninfo

534

CAPÍTUL O 19

HISTOR I A D E LA V IDA Y DE LA TIERRA E N EL PRECÁMBH I CO

guas se hayan erosionado o cambiado por el metamorfi smo. En pocas palabras, los intervalos de tiempo geológico más antiguos están representados por menores volúmenes de roca, especialmente rocas sedimentarias y, aunque se hayan preservado, son m ás difíciles de encontrar.

Rocas arcaicas Podemos encontrar rocas arcaicas en muchos lugares. En Norteamérica, grandes zonas del escudo canadiense están compuestas de rocas arcaicas y también están presentes en los Apalach es y e n las Montañas Rocosas (véase la fotografía de apertura del capítulo) así como en algunas áreas de erosión profunda como el Gran Cañ ón (• Figura 19.Sc).

Con diferencia, las rocas arcaicas más comunes son el granito y el gneis , siendo esta última una roca me tamórfica de alto grado (Tabla 19.2) . Aunque se han encontrado en menos ocasiones , las sucesiones de rocas conocidas como cinturones de rocas verdes son bastante comunes y nos dicen algo sobre la historia tectónica del Arcaico . Un cinturón de rocas verdes ideal tiene tres unidades de rocas principales, la unidad inferior y la intermedia son principalmente rocas volcánicas y la superior está compuesta en su gran mayoría de rocas sedimentarias. La formación del mineral clorita y de anfíboles verdes durante el m etamorfismo de bajo grado da a estas rocas un color verdoso, de ahí el nombre de rocas verdes . La mayoría de los cinturones de rocas verdes tienen una estructura del estilo sinclin al y han sido intruidas por magma que se enfrió para formar plutones graníticos (• Figura 19.6). Los cin-

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Intrusiones gran íticas
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Unidad superior sedimentaria: areniscas y lutitas predominantes Unidad media volcánica: principalmente basalto

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Unidad inferior volcánica: principalmente peridotita y basalto Complejo granítico-gnéisico (a)

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• Figura 19.6 (a) Dos cinturones adyacentes de rocas verd es. Los cinturones más anti guos, con más de 2.800 millones de años de an ti g üedad, tienen una unidad ultrabásica cubierta de una unidad basáltica. En cinturones más j óvenes; la sucesión va de una unidad basáltica inferior a una unidad de andesita- riolita. En ambos casos, la unidad superior se com pone mayorit ariamente de rocas sed imentarias. (b) Lava almohadillada del cintu rón de roca ve rde de lsphemi ng, en Michigan. (c) Gneis de un complej o granít ico-gnéisico, en Ontario, Canadá.

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HI STORI A DE LA TIERRA AR CA I CA

Oué haría Como las rocas del Precámbrico tienen tan pocos fósiles y los que hay son de poco uso para la estratigrafía, ¿cómo podría demostrar que unas rocas del Arcaico son de la misma edad que otras de otro lugar? Además, ¿podría utilizar la superposición de estratos, la horizontalidad original y el criterio de inclusión para descifrar la historia geológica de un solo lugar? Explíquelo.

turones ele rocas verdes gen eralmen te están también plegados ele forma compleja y cortados por fallas inversas. Gran parte del volcanismo responsable de las unidades volcánicas ele los cinturones de rocas verdes debe haber sido subacuoso porque son comunes las lavas almohadilladas, aunque h ay algunos grandes centros volcánicos por encima del nivel del mar. Algunas de las rocas volcánicas m ás interesantes son coladas de lava ultrabásica que originan las rocas denominadas komatitas. En el Capítulo 4 vimos que las erupciones que producen estas coladas son raras en rocas posteriores al Arcaico porque la producción de calor radiogénico de la Tierra h a decrecido y las temperaturas cercanas a la superficie no son lo suficientemente altas como para que el magma ultrabásico alcance la superficie. Las rocas sedimentarias son compone ntes m enores en las zonas inferiores ele los cinturones de rocas verdes, pero se h acen mucho m ás abundantes h acia la parte superior (Figura 19.6). Las asociaciones de grauvaca, una arenisca con abundante arcilla y fragmentos ele roca volcánica, y lutita (ligeramente m etamorfizada) son p articularm ente comunes. La estratificación gradada a pequeña escala y la estratificación cruzada indican que la sedim entación por corrientes de turbidez es la respon sable de estas sucesiones grauvaca-lutita. Algunas rocas sedimentarias se depositaron en ambientes de deltas, llanuras mareales, islas barrera y plataformas marinas superficiales. También hay un cierto n úmero de rocas sedimentarias distintas en los cintu rones ele rocas verd es del Arcaico, incluyendo con glomerados , carbonatos y sílex. También encontramos formaciones de hierro bandeado (BIF) en los cinturones de rocas verdes del Arcaico, pero los BIF son mucho m ás comunes e n áreas con rocas del Proterozoico. De acuerdo con una hipótesis, los cintu ron es ele rocas verdes se desarrollaron en c u encas m argin ales trasar co que primero se abrieron y después se cerraron (véase la Figura 10.2 1). Se produce una primera etapa de exten sión, cu ando se abre la cuenca m arginal trasar-

535

co, durante la cual tien en lugar el volcanismo y la sedim entación, y fi n almente un episodio de compresión al cerrarse. D urante el cierre y compresión, las rocas son intruidas por plutones y se metamorfizan , y el cinturón de rocas verdes toma su form a sinclinal al plegarse y fallarse.

Tectónica de placas en el Arcaico y el origen de los cratones Es cierto que el régimen ele tectónica de placas actual de apertura y cierre d e cuencas oceánicas ha sido el agente principal e n la evolución de la Tierra desde el Proterozoico Inferior. La mayoría de los geólogos están convencidos de que se produjo también algún tipo de actividad de tectónica de placas du rante el Arcaico, pero difieren en el detalle de cómo se produjo. Con más calor residual procedente d el origen ele la Tierra y más calor radiogénico, las placas se de ben h abe r movido más rápido y el m agma se generaba también más rápido. Como resultado, no hay duda ele que los continentes crecían m ás rápidamente por sus m árgenes al colisionar las placas con arcos isla y otras placas . Sin e mbargo, h ay m arcadas difere ncias entre el mundo del Arcaico y el qu e le siguió. Ten em os pocas evidencias de rocas arcaicas depositadas en márgenes continentales graneles y pasivos, pero son muy normales en terrenos Proterozoicos. Los cin turon es de deformación entre los craton es que colisionaban indican que la tectónica ele p lacas del Arcaico era activa, p ero las ofiolitas tan típicas en bordes de placas convergentes más jóven es son raras, a unque conocemos en varias áreas ofiolitas de la época del Arcaico Superior. Es cierto qu e existían varios cratones p equeños al principio del Arcaico y que crecieron por acreción contin e ntal periódicamente durante el resto de este Eón , y que se amalgamaron en una unidad mayor durante el Proterozoico Inferior. Hacia el final del Arcaico, es posible que existiera del 30% al 40% del volumen de corteza contin ental actu al. Un modelo de tectónica de placas para la evolución de la corteza del Arcaico del cratón sur Superior de Canadá se sustenta en una serie de eventos, incluyen do la evolución ele un cinturón de rocas verdes, plutonismo y deformación (• Figura 19. 7) . Podemos tom arlo como un modelo provisional para la evolución de la corteza del Arcaico en gen eral. Los eventos que llevan al origen del cratón Superior m eridion al (Figura 19 . 7) son parte de un episodio orogénico m ás extenso que tuvo lu gar cerca d el final del Arcaico. En ese momento la deformación era la responsable de la formación de los craton es Superior y Slave, y del origen de algunas rocas arcaicas en otros lugares del escudo can adie n se, así como en Wyoming, Montana y

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CAPÍTULO 19

.

HI S TOR! J\ D E L A V ID A Y D E L A TI E RR A E N E L PR ECÁM BRI CO

Cinturón

Bahía de Hudson

¡Jrovincia tJ{ hurchill

Cinturón Wabigoon Cinturón Ouetico Eng lish River

Cinturón Uch i

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• Figura 19.7 El origen del cratón Superior meridional. (a) Mapa g eológi co que muestra cinturones de rocas verdes (áreas de verde oscuro) y subprovincias de granito-gne is (áreas de verde claro). (b) Modelo de tectónic a de placas para el desarrollo del cratón Superior merid ional. La figura represent a un corte norte-sur y el diagrama superior es una et apa tempran a del diagrama infe rior. Fuente : K.C. Con die, Plate Te cto nics and Crustal Evolution, 2ed 1982, p. 21 8 (fi g. 10.2). Reimpreso con permiso d el autor.

en el Valle del Río Mis sissippi. Para cuando terminó, existían varios cratones de cierto tamaño que ahora podemos encontrar en las partes m ás antiguas del escudo canadiense.

HISTORIA DE LA TIERRA DURANTE EL PROTEROZOICO a diferencia básica entre la historia de la Tierra durante el Arcaico y el Proterozoico es el estilo de evolución de la corteza. Durante el Arcaico , los procesos de formación de corteza generaban cinturones de rocas verdes y complejos granítico-gneísicos, lo que continuó en el Proterozoico pero a un ritmo considerablemente inferior. La mayoría de las rocas del Arcaico fueron alteradas por metamorfismo, sin embargo muchas rocas del Proterozoico han sido muy poco alteradas. Para terminar, extensas asociaciones de rocas sedimentarias depositadas en márgenes continentales pasivos s_on comunes en el Proterozoico pero raras en el Arcaico. Vimos que los craton es del Arcaico se unían a través de un a serie de colisiones de arcos isla y microcontinentes (• Figura 19. 7). Éstos proporcionaron el núcleo alrededor del cual acrecionó la corteza continental del Proterozoico, formando así cratones mucho mayores.

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Una gran masa de tierra formada de esta manera, llamada Laurentia, estaba compuesta principalmente por Norteamérica, Groenlandia, partes del noroeste de Escocia y, quizás, de parte del escudo Báltico de Escandinavia. Enfatizamos la evolución geológica de Laurentia en las secciones siguientes (Tabla 19.3).

Evolución proterozoica de Laurentia El primer episodio importante de la evolución proterozoica de Laurentia tuvo lugar durante el Proterozoico In ferior, entre 2 .000 y 1.800 millones de años atrás. Se desarrollaron varios orógenos importantes, zonas de rocas deformadas, muchas de las cuales fueron metamorfizadas e intruidas por plutones. Así pues, fue un tiempo de acreción continental durante el que las colisiones entre cratones del Arcaico formaron un cratón mayor. La mayor parte del cratón de Norteamérica se formó hace 1.800 millones de años (• Figura 19.8a). Por ejemplo, los cratones Slave y Rae colisionaron durante el orógeno Thelon y las rocas del orógeno Trans-Hudson proporcionan un registro de orogenia y sutura de los cratones Superior, Hearne y Wyoming (Figura l 9. 8a). Otro evento notable del Proterozoico Inferior fue el origen del orógeno Wopmay adyacente al cratón Slave, en el noroeste de Canadá. Las rocas de este lugar registran el ciclo de Wilson completo más antiguo, es decir, la apertura y cierre de una cuenca oceánica. Además, algu-

Tabla 19.3

Resumen de los acontecimientos geológicos y biológicos durante el Proterozoico presentados en el texto 545

Origen y fragmentación de Pannotia

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Rodinia se fragmenta - - - -

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Las excavaciones de gusanos más antiguas

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Faunas ediacarianas

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: : Fósiles con as pecto : de gusano; China 1

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Orogenia Grenvilliense

Rift continental

Se forma Rodinia

- - - - Aparecen los acritarcos

Actividad ígnea y proterozoica

- - - - Los microfósiles au1nentan en tamafi.o y diversidad

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Yavapai, Mazatzal-Pecos, y Mojave orogenos

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Evolución proterozoica incipiente de Laurentia

2000-

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Capas rojas más antiguas

- - - - Impresiones carbonáceas, China, posibles algas multicelulares

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Ofiolitas bien conservadas más antiguas

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- - - - Los eucariontcs más antiguos, Negaunee Iron Formation, Michigan

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- - - - Los estromatolitos se generalizan

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- - - Deformacción (Arcaico Superior)

Células procariontes

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CAPITULO 19

HI STO RI A D E LA VIDA Y DE L A TIERR A E N E L PR EC ÁM BRI CO

(a)

D

900-1.200Ma

D

1.600 - 1750 Ma

D

1.750 - 1.800 Ma

D

1.800 - 2.000 Ma

D

2.500 - 3.000 Ma

(b)

• Figura 19.8 Evol ución proterozoica de Laurentia. (a) Du ra nte el Proterozoico Inferior, los cratones del Arcaico se suturaron a lo largo de cinturones de d eformaci ón llamad os orógenos . (b) Laurentia creci ó a lo largo de su margen sur por acreción de los o róg enos Centra l Plains, Yavap ai y Mazatzal. (e) Se produjo un episodio final de acreción p roterozo ica du rante la orog en ia Grenv illi ense. Fuente: Reimpreso de K. C. Condie, P/ate Tectonics and Crusta/ Evolution, 4th edition, p. 65 (Fig. 2.26), copyri ght © 1997 Butterworth-Heinemann. Reimpreso co n permiso de Elsevier.

nas rocas constituyen una asociación arenisca-carbonato-lutita, un grupo de rocas características de los márgenes continentales pasivos que se hicieron comunes y generalizadas durante el Proterozoico . Siguiendo a la amalgama de cratones del Proterozoico Inferior, se prod ujo una acreción con siderable por

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(e)

el margen sur de Laurentia. Entre 1.800 y 1.600 millones de años a trás , la acrecíón continuó e n el que ahora es el suroeste y el centro de los Estados Unidos al sutu rarse cinturones m ás jóvenes al cratón, formando los orógenos Yavapai y M azatzal-Pecos (Figura 19.Sb). El efecto neto fue la acreción de un cinturón de corteza

HI STO RI A D E Li\ TIERR A D URANTE EL P R OTEROZO I CO

continental de más de 1.000 km. a lo largo del margen sur de Laurentia. No hubo acreción continental importante e ntre 1.600 y 1.300 millon es de años atrás, pero se produjo una actividad ígnea extensa no relacionada con actividad orogénica (• Figura l 9.9a y Tabla 19.3). Laurentia no aumentó su área, porque el m agma simplemente se emplazó o erupcionó sobre la corteza continental previamente existente. Las rocas, principalmente pluton es graníticos, y gran cantidad de coladas de riolita y cenizas están profundamente enterradas en muchas áreas, pero están expu estas en la parte este de Canadá, Groenlandia y el escudo Báltico de Escandinavia. El origen de estas rocas del Proterozoico Medio está en debate, pero de acuerdo con una hipótesis fueron el resultado de la aparición a gran escala de magma por debajo de un supercontinente. Otro acontecimiento importante en la evolución de Laurentia, la orogenia Grenvilliense en el este de Estados Unidos y Canadá, tuvo lugar entre 1.300 y 1.000 millones de años atrás (Figura 19.Sc). Encontramos rocas grenvillienses en Escandinavia, Groenlandia y la región

• Granito con ilmenita • Granito con magnetita 0 Granito de dos micas ') Anortosita 1.4 Edad en miles de millones de años del plutonismo granítico

539

de losApalaches del este de Norteamérica (Figura 19 .9b). Algunos geólogos piensan qu e estas rocas grenvillienses registran la apertura y cierre de una cu enca oceánica, así que quizá fueron depositadas en un margen continental p asivo. Pero otros son de la opinión de que la deformación Grenvilliense tuvo lugar en una cuenca intracratónica. Sea cu al sea la causa, representa el episodio final de la acreción continental proterozoica de Lauren tia. Una característica que tiene lugar duran te el Proterozoico es el desarrollo de abundantes enjambres de diques de tamaños muy diversos, lo que se in terpreta como la existencia de fuerzas extensionales de carácter global en los cratones (rifting). Contemporáneo con la deformación Grenvilliense hubo un episodio exten sional e n Laurentia qu e tuvo como resultado el origen del Rift continental (Figu ra 19.Sc). Este gran rasgo morfológico tien e dos ramas que se extienden al sur desde la región del Lago Superior. Corta las rocas del Arcaico y del Proterozoico pero está en terrada por rocas más jóven es excepto cerca del Lago Superior, donde sus rocas sedimentarias e ígneas están bien expuestas .

Anortosita y granito con ilmenita

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(b)

• Figura 19.9 (a) Rocas ígneas prot erozoicas no relacionadas con la actividad orogénica. La mayoría de estas rocas son d el Prot erozoico Medio y están en su mayoría profu ndam ente enterradas a lo largo d e su extensión . (b) Estas capas de roca con e levado buzam iento de N ueva York se metamorfizaron durante la o rogen ia Grenvill iense. A hora está n cubiertas por cap as casi horizo ntales de rocas sed im entarias d el Cámb rico Superior.

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CAPITULO 19

HI S T ORI A DE L A V IDA Y D E L A TIERR A EN EL PR ECÁ MBRI C O

Supercontinentes del Proterozoico En capítulos anteriores hemos aprendido que un continente es una masa terrestre de la Tierra formada por corteza granítica y cuya superficie está en gran parte por encima del nivel del mar. En ::i g contraste, un supercontinente es toda o, al menos, la gran parte de la superficie de los continentes, así qu e, excepción hecha del tamaño, es o e lo mismo que un continente. El supercontinencu N o te Pangea que existió al final de la Era Paleozoica o nos es familiar, pero pocos tienen conocimiento de los supercontinentes anteriores. Antes de centrarnos específicamente en los supercontinentes, debemos observar que el estilo actual de tectónica de placas que incluye la apertura y cierre de cuencas oceánicas se estableció con casi toda certeza en el Proterozoico Báltica Inferior. De hecho, la ofiolita completa más antigua conocida que muestra evidencias de bordes de placas convergentes antiguos es el complejo básico-ultrabásico de Jormua, en FinD Cinturones Grenvillienses landia. Tiene cerca de l. 970 millones de años pero no obstante es muy parecida en detalles con D Cratones pre-Grenvillienses ofiolitas más jóvenes bien documentadas . Los supercontinentes pueden haber existido • Figura 19.10 en el Arcaico Superior pero, si es así, tenemos Posib le confi guración del supercont inente del Proterozoico Superior Rodin ia pocas evidencias de ello. El primer superconti- antes de que comenza ra a fragmentarse hace unos 750 mi ll ones de años. nente que reconocen los geólogos con alguna certeza, conocido como Rodinia (• Figura 19. IO), se forque existía al comienzo del Eón Fanerozoico (véase el mó entre 1.300 y 1.000 millones de años atrás y desCapítulo 20). pués comenzó a fragmentarse hace 750 millones de años. En base a la deformación a gran escala, la orogeRocas del Proterozoico nia Pan-Africana, que tuvo lugar en lo que son ahora Los procesos de formación de corteza del Arcaico gene.los continentes del Hemisferio Sur, los geólogo s conraron complejos de granito-gneis y cinturones de rocas cluyen que las porciones separadas de Rodinia se volque tomaron la forma de cratones. y aunque estas verdes vieron a unir hace cerca de 650 millones de años y mismas asociaciones de rocas continuaron formándose formaron otro supercontinente, conocido como Pannodurante el Proterozoico, lo hicieron a un ritmo considetia. Y finalmente , hacia el final del Proterozoico, hace rablemente menor. Además, muchas rocas del Arcaico unos S SO millones de años, la fragmentación volvió a han sufrido metamorfismo, aunque algunas estén sin alproducirse, dando lugar a la configuración continental terar, mientras que vastas áreas de rocas del Proterozoico muestran poco o ningún efecto del metamorfismo y en muchos lugares las rocas del Proterozoico están separadas de las del Arcaico por discordancias. Sobre el 60% de todas las rocas del Proterozoico son asociaciones de areniscas-carbonatos-lutitas que se depositaron a lo largo de márgenes continentales con episodios extensíonales y en cuencas intracratónicas. Su Suponga que visita un p laneta que, como la Tierra, aparición generalizada índica que había cratones grantiene continentes y vastos océanos. ¿Qué evidencia des y estables con ambientes deposicionales como los de indicaría que los continentes de este p laneta hipotético la actualidad. Las asociaciones de estas rocas del Protese formaron y evolucionaron como los de la Tierra? rozoíco Inferior son comunes en la región de los Grandes Lagos de Estados Unidos y Canadá (• Figura 19.11), y (!)

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HI S TORI A DE LA TI ERRA DUR ANTE EL PR OTEROZOICO

541

• Figura 19.11 (a) D istribución de las rocas del Prot erozoico Inferior en la región de los Grandes Lagos. Afloramientos de M ichigan de la Cuarcita Sturgeon (b), la Cuarcita Mesnard (c) y la Dolomita Ko na (d). La crestas de las marcas de rizadura de (c) apuntan al o bservador y las estructuras bu lbosas de (d) son estromatolitos resultado de las actividades de cianobacterias (algas verde-azules). Fuente: G.M. Young, <


Geological Society of America.

Principalmente rocas sedimentarias Principalmente rocas volcánicas

(a)

(d)

(c)

en la parte oeste del continente las encontramos en tres cuencas del Proterozoico Medio y Superior (• Figura 19. 12). Las marcas de rizadura en forma de onda y la estratificación cruzada de las areniscas así como los estromatolitos (estructuras formadas por algas verdes-azu-

les) de las rocas carbonáticas, indican que la sedimentación tuvo lugar en ambientes m arinos m arginales y marinos. Algunas d e estas rocas muestran evidencias de depósito en ambientes continentales, como corrien tes anastomosadas y abanicos aluviales.

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542

CAPITULO 19

HI ST OR I A D E LA V ID A Y DE L A TIERR A E N E L PRE CÁM BRI CO

(b)

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(a)

• Figura 19.12

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(a) Cuencas sedimentarias del Prot erozoico Medio y Superior del oeste de los Estados Unidos y Canadá. (b) Afloramiento de lutita roja y (c) cal iza con estromatol itos en el Parque Nacional Glacier, Montana. (d) Aren isca en el Gran Cañón, Arizona.

Los depósitos junto con sus características indican que durante el Proterozoico se produjeron dos episodios importantes de glaciación continental. Probablemente, en Norteamérica había un glaciar continental centrado al suroeste de la Bahía del Hudson durante el Proterozoico Inferior(• Figura l 9.13a). Existen depósitos simi-

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lares aproximadamente de la misma antigüedad en Estados Unidos, Australia y Sudáfrica, pero su antigüedad no es lo suficientemente precisa como para determinar si hubo un único período de glaciación generalizado o un cierto número de eventos glaciales en áreas diferentes, en distintos momentos.

HIS TORI A DE LA TIERR A D URANTE E L PROTEROZOI C O

Otro período de glaciación generalizada viene indicado por los depósitos glaciares del Proterozoico Superior existentes en todos los continentes excepto en la Antártida (Tabla 19.3). La Figura 19.13b muestra la distribución aproximada de estos glaciares del Proterozoico Superior, pero debemos enfatizar lo de aproximada porque se desconoce la extensión geográfica del hielo glacial y estos glaciares no estuvieron presentes al mismo tiempo. Sin embargo, estos glaciares estuvieron tan extendidos que existieron incluso en áreas casi ecuatoriales. En el Capítulo 5, hablamos brevemente de las formaciones de hierro bandeado (BIF). Son rocas sedimentarias formadas por capas delgadas alternantes de sílice (sílex) y los óxidos de hierro hematites (Fe 2 0 3 ) y magnetita (Fe 3 0 4 ) (• Figura 19.14), aunque algunos BIF contienen otros minerales de hierro. Los BIF arcaicos

543

Oué haría Como geólogo en activo, encuentra un conglomerado del Proterozoico del que está convencido que es un depósito g laciar. Sin embargo, otros creen que es, sencil lamente, grava depositada por las corrientes o quizá un depósito de deslizamiento antiguo. ¿Qué t ipo de pruebas, si las hay, verificarían su interpretación? Es decir, ¿qué atributos de la misma roca y de los depósitos asociados conducirían a su análisis?

son cuerpos lenticulares pequeños que miden unos pocos metros de ancho y unos cuantos metros de grosor. Por el contrarío, los BIF del Proterozoíco son mucho más

• Figura 19.13 (a) Los depósit os glaciares de más o menos la misma antigüedad en diversas zonas indican que hubo un glaciar continental en el Proterozoico Inferior centrado al suroest e de la Bahía del Hudson. (b) Glaciares del Proterozoico Superior mostrados en un mapa con los continentes en su posición actual. La extensión d el hielo es aproximada. Fuente: Reimpreso de L. A Frakes, Climates Throug hout Geologic Time, pág. 39. Copyri ght© 1979 Elsevier Science Pub lishers.

• Hielo glaciar

Medicine • Bow Mts. (a)

(b)

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CAPÍTULO 19

H I STO RI A D E L A V IDA Y DE LA TIERRA E N E L PRE CÁM BRI CO

Little Rock, una gran historia

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ás de un millón de personas visitan Plymouth Rock en el Pilgrim Memorial State Park de Plymouth , Massachusetts, cada año, pero la mayoría se sorprende al descubrir que es un bloque bastante pequeño (• Figura 1). La leyenda dice que es el lugar donde los Peregrinos pisaron por primera vez el Nuevo Mundo en 1620. En realidad, los peregrinos desembarcaron primero cerca de Provincetown, en Cabo Cod, y después continuaron hacia el área de Plymouth, aunque aun así es probable que desembarcaran al norte de Plymouth, no en Plymouth Rock. En realidad, el bloque que es Plymouth Rock era mucho más grande cuando desembarcaron los co lonos, pero un intento de mover la roca simbólica a la plaza de la ciudad en 1774 la rompió en dos. La mitad inferior de la roca permaneció cerca de la costa . En 1880 se volvieron a unir los dos fragmentos de la roca, y en 1921 vo lvió a moverse el b loque, esta vez a un dose lete de piedra erigido sobre el sitio original. Plymouth Rock tiene un gran va lor simbólico, pero por lo demás es una roca bastante ordinaria, aunque es geológicamente interesante. La roca es la Granodi orita Dedham, de 600 millones de años de antigüedad (Proterozoico Superior), una roca

gruesos, cubren amplías áreas y probablemente se depositaron en ambientes marinos someros. El hierro es un elemento altamente reactivo que en presencia de oxígeno forma óxidos que no se disuelven fácilmente en el agua. Sin embargo, si no hay

ígnea intrusiva simi lar al granito que fue llevada a su emplazamiento actual y depositada por un glaciar durante la Edad de Hielo (hace de 1,6 m illo nes a 10.000 años). La Granodiorita Dedh am es parte de una asociación de rocas de Nueva Inglaterra que los geólogos creen que representa una cadena de islas volcánicas similar a las Islas Aleutianas. Estas islas volcánicas se incorpora ro n a Norteamérica cuando las placas colisionaron y provocaron un período de formación de montañas llamado orogenia Tacónica , hace unos 450 millones de años (véase el capítulo 20). • Figura 1 Plymouth Rock, donde según la leyenda desembarcaron los peregrinos en el Nuevo Mundo en 1620. En realidad desembarcaron a varios kilómetros de distancia, pero aun así, la roca tiene un gran valo r simbólico.

oxígeno libre, el hierro se disuelve y puede acumularse en los océanos. Dado que la atmósfera arcaica probablemente tenía poco oxígeno libre , poco hierro se disolvió en el agua del mar. Pero hace alrededor de 2.300 millones de años hubo un aumento en la abundancia

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ORIGEN Y EVOLUC IÓ N DE LA ATMÓSFERA Y DE L A HIDROS'FER A

545

(b)

(a)

Radiac ión ultravioleta

.

.

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.

Oxígeno generado mediante disociación fotoquímica

• Figura 19.14

(c)

de bacterias en proceso de fotosíntesis, un incremento correspondiente en la cantidad de oxígeno libre en la atmósfera y en los océanos y la precipitación de sílice y hierro disuelto para forma r formaciones d e hierro b a ndeado . Un tipo de ceme nto que une las partículas detríticas es el óxido de hierro (véase el Capítulo 6). M uchas rocas sedimentarias del suroeste de Estados Unidos tien en pequeñ as cantidades de cemento formado por óxido de hierro y, por tanto, son rojizas . Estas capas rojas de arenisca, limolita y lutita no aparecen en el registro geológico hasta hace unos 1.800 millones de años (Figura 19.12b, d) . El cemento de óxido de hierro se forma bajo condiciones de oxidación, lo que implica que la atmósfera de la Tierra tenía algo de oxígeno libre en aque-

Formación de hierro band eado (BIF) del Proterozoico Inferior. (a) En este afloramiento de lshpemi ng, Mich iga n, las rocas están brillanteme nte co loread as alt erna ndo capas de síl ex rojo y m inerales plateados de hierro. (b) Un afloramiento más t ípico de BIF cerca de Negaunee, Michigan. (c) Modelo deposicional del origen de las formacio nes de hierro ba ndeado.

lla época, aunque la cantidad fuera probablemente sólo de un 1% o 2% de los niveles actuales .

ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LA ATMÓSFERA Y DE LA HIDROSFERA n la Introducción m encionamos que la Tierra al principio no tenía agua ; su atmósfera carecía de oxígeno libre, es decir, oxígeno no combinado con otros elementos, y no había capa de ozono,

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CAPITULO 19

HI STORIA DE LA V ID A Y D E L A TI ER RA E N EL PRE CÁM BRI CO

así que la radiación ultravioleta era intensa. La atmósfera contiene ahora cerca del 21 % de oxígeno libre y otros gases importantes en cantidades evidentes, especialmente dióxido de carbono (C0 2 ) y vapor de agua. Una capa de ozono en la parte superior de la atmósfera bloquea la mayor parte de la radiación ultravioleta y, ahora, el 71 % de la superficie de la Tierra está cubierta de agua. Tanto la atmósfera como la hidrosfera han jugado un importante papel en el desarrollo de la biosfera. La pregunta evidente es , ¿qué produjo unos cambios tan notables?

La atmósfera Antes de que la Tierra tuviera un núcleo diferenciado, carecía de campo magnético y de magnetosfera, el área alrededor del planeta en la que está confinado el campo magnético. De esta forma, un viento solar fuerte, un flujo de iones procedentes del Sol, habría expulsado cualquier gas que de otra forma podría haber formado una atmósfera. Una vez establecida una magnetoesfera, los gases del interior de la Tierra se expulsaron durante las erupciones volcánicas y comenzaron a acumularse, un fenómeno conocido como desgasificación (• Figura 19.15).

Fuga Hidrógeno

H2 A la atmósfera

Volcán

• Figura 19.15 La desgasificación y el origen de la primera atmósfera de la Tierra. Observemos que au nque la atmósfera contiene varios gases, no hay oxígeno libre. Las reacciones químicas en esta atmósfera probablemente originaron también metano y amoniaco.

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Podemos perfectamente pensar que los volcanes del Arcaico y del Hádico emitían los mismos gases que los volcanes de hoy en día, en su mayoría vapor de agua y cantidades menores de dióxido de carbono, dióxido de azufre, monóxido de carbono, nitrógeno , hidrógeno y otros. No hay duda de que estos gases se acumularon rápidamente porque la Tierra tenía más calor residual y más calor radiogénico, y, como consecuencia, el volcanismo era omnipresente. La atmósfera así formada era rica en dióxido de carbono pero contenía poco o nada de oxígeno libre , y sin oxígeno libre no había capa de ozono. Es más, al reaccionar químicamente estos gases volcánicos es muy probable que dieran lugar a amoniaco (NH 3 ) y metano (CH 4 ) atmosféricos. En resumen, la atmósfera no era demasiado parecida a la del presente. Los depósitos sedimentarios del Arcaico conteniendo como minerales detríticos pirita (FeS 2 ) y uraninita (U0 2 ) indican una atmósfera deficiente en oxígeno porque ambos se oxidan rápidamente cuando hay oxígeno libre. Pero el hierro oxidado es bastante común en las rocas del Proterozoico, así que la atmósfera tenía por lo menos un poco de oxígeno libre en aquella época. Hay que tener en cuenta dos procesos a la hora de introducir oxígeno libre en la atmósfera: la disociación fotoquímica y la fotosíntesis. La disociación fotoquímica es un proceso por el cual las moléculas de vapor de agua (H 2 0) se rompen por la radiación ultravioleta de la atmósfera superior liberando oxígeno libre (0 2 ) e hidrógeno (H 2 ) ( • Figu: ra 19 .16). Sin embargo, la disociación fotoquímica es un proceso que se autolimita y probablemente no produjo más del 2% del nivel actual de oxígeno libre. Con este oxígeno libre, el ozono (0 3 ) forma una barrera contra la radiación ultravioleta entrante, así que debe haber otro proceso que forme la mayoría del oxígeno libre de la atmósfera. La fotosíntesis es mucho más importante a la hora de liberar oxígeno libre en la atmósfera, pero obviamente no pudo tener lugar hasta que los organismos que practican este proceso metabólico hubieron evolucionado. Los organismos que llevan a cabo la fotosíntesis combinan dióxido de carbono y agua en las moléculas orgánicas que necesitan para sobrevivir y liberan oxígeno libre como producto de deshecho (Figura 19.16). Sabemos por el registro fósil que con casi toda seguridad los organismos que practicaron la fotosíntesis existían al menos hace 3.500 millones de años. Incluso así, al final del Eón Arcaico la atmósfera no habría tenido más del 1% de su nivel de oxígeno libre de hoy en día. Durante el Eón Proterozoico, el nivel de oxígeno libre se incrementó del 1% a quizá el 10% de su nivel actual, pero probablemente hasta bien entrada la Era Paleozoica, cerca de 400 millones de años atrás, no alcanzó su actual

LA VID A : SU ORI G E N Y SU HISTORIA TEMPRANA

547

Inferior, aunque no podemos determinar sus volúmenes y extensión geográfica. No obstante, podemos ver la Tierra original como Pérdida al espacio un planeta con numerosos volcanes en erupción y un primer epiOxígeno ~ Ozono sodio de intenso bombardeo de meteoritos y cometas que dio luHidrógeno H, gar a un rápido índice de acumu- . !ación de agua en la superficie. Hoy en día los volcanes entran Disociación en erupción y los meteoritos y los - - - - fotoquímica del cometas impactan, así que , ¿se vapor de agua H,0 está incrementando aún el voluA la atmósfera men de los océanos? Probablemente sí, pero a una tasa considerablemente reducida porDióxido de carbono Agua -Oxígeno CO, H,0 o, que: (1) la producción de calor de la Tierra y, por tanto, la cantidad de volcanismo ha descendido y (2) el episodio intenso de impactos Fotosíntesis terminó hace cerca de 3.800 millones de años. Así, el índice de • Figura 19.16 acumulación actual es tan lento La disociación fotoquímica y la fotosíntesis añadieron oxígeno libre a la atmósfera. Una vez que añade cantidades insignificanque el oxígeno libre estaba presente, se formó una capa de ozono en la parte superior de la tes de agua superficial a los océaatmósfera que bloqueó la mayoría de la radiación ultravioleta entrante. nos. Recordemos del Capítulo 1 7 que un primer intento de determiconcentración del 21 % de la atmósfera. La presencia de nar la edad de la Tierra fue calcular cuánto tardaron sús formaciones de hierro bandeado y capas rojas (Figura océanos en alcanzar su nivel de salinidad actual, asu19 .14) ofrece una convincente evidencia de que la atmiendo, por supuesto, que los océanos se formaron poco mósfera terrestre del Proterozoico era oxidante. después que la Tierra, que para empezar, eran de agua dulce y que su salinidad se incrementó a un ritmo uniLa hidrosfera forme. Ninguna de estas afirmaciones es correcta, así que las edades determinadas eran muy diferentes deYa hemos mencionado que cuando la Tierra se formó capendiendo de qué elemento químico del agua del mar se recía de agua y tenía una atmósfera nociva. Hemos reanalice. Ahora sabemos que los primeros océanos eran sumido la historia de la evolución de la atmósfera y ahora salados, probablemente tan salados como hoy en día. Es centraremos nuestra atención en la hidrosfera, otro de decir, los océanos alcanzaron el equilibrio químico muy los sistemas importantes de la Tierra. Todo el agua de la pronto en su historia y han permanecido en condiciones Tierra forma parte de la hidrosfera, pero la mayoría de de cuasiequilibrio desde entonces. ella, más del 97%, está en los océanos . ¿De dónde viene cb

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y cómo ha cambiado? Es cierto que la desgasificación liberó vapor de agua del interior de la Tierra y, una vez que el planeta se enfrió suficientemente, el vapor de agua se condensó y las aguas superficiales comenzaron a acumularse, probablemente en algún momento del Hádico. Otra fuente de vapor de agua y, eventualmente, de agua líquida, fueron los meteoritos y especialmente los cometas helados (Figura 19.1). Cuál de ellos, la desgasificación o los meteoritos y cometas, fue más imp ortante no se sabe, pero sabemos que los océanos existían en la época del Arcai-

LA VIDA: SU ORIGEN Y SU HISTORIA TEMPRANA a biosfera de la Tierra actual incluye millones de especies de animales, plantas, organismos unicelulares, hongos y bacterias, mientras que sólo se conocen de bacterias en el Arcaico . En el Capí-

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CAPfTULO 19

HISTORIA D E LA V ID A Y DE LA TIERRA EN EL PRECÁMBRICO

tulo 18 consideramos los procesos evolutivos por los que la vida se diversificó, pero aquí nuestro punto de atención es cómo se originó la vida y su historia temprana. Primero debemos tener claro lo que consideramos vida y lo que no lo es. ¿Cómo difieren las plantas y los animales de hoy en día de las cosas inanimadas y, es siempre clara esta distinción? Como mínimo, un organismo debe reproducirse y practicar algún tipo de metabolismo. La reproducción garantiza la supervivencia a largo plazo de una especie, ya que se perpetúa ella misma, mientras que el metabolismo asegura la supervivencia a corto plazo de un individuo como sistema químico. Si utilizamos este criterio de reproducción-metabolismo, parece sencillo decidir si algo está vivo. Hasta los virus, compuestos de un poco de ADN o ARN en una cápsula de proteínas, se comportan como organismos vivos cuando están en una célula huésped apropiada, pero fuera de esta célula ni se reproducen ni producen molécula s orgánicas. Así pues, ¿están vivos o son inanimados? Algunos biólogos piensan que son inanimados, otros que representan otra forma de definir la vida. En cualquier caso , ilustran que la distinción no siempre está clara. Moléculas orgánicas sencillas conocidas como microesferas se forman espontáneamente y muestran mayor complejidad organizativa que objetos inorgánicos como las rocas. De h echo, crecen y se dividen, pero de maneras similares a procesos químicos aleatorios. Consec~entemente, no son seres vivos, pero sin embargo muestran algunas características de los organismos. Es más, si la vida se originó en la Tierra como un proceso natural, debe haber p asado por algún tipo de etapa prebiótica, quizá similar a las microesferas.

Los monómeros son necesarios como bloques de construcción básicos de moléculas orgánicas más complejas, pero, ¿es posible que se formaran de la forma que se ha postulado? Las evidencias experimentales indican que lo es . Durante los años 50 del siglo XX, Stanley Miller hizo circular gases que se aproximaban a lo que era la primera atmósfera de la Tierra por un recipiente de cristal cerrado y sometió a la mezcla a una descarga eléctrica para simular un relámpago. En unos días, la muestra se puso turbia y un análisis mostró que Miller había sintetizado varios aminoácidos comunes en los organismos (• Figura 19.17). Experimentos más recientes han sintetizado con éxito los 20 aminoácidos de los organismos. C rear monómeros en un tubo de ensayo es una cosa, pero los organismos están compuestos de moléculas más complejas llamadas polímeros, como los ácidos nucleicos (ADN y ARN) y proteínas que consisten en monómeros vinculados en una secuencia específica. Así que , ¿cómo tiene lugar esta vinculación de monómeros, o polimerización? Los investigadores han sintetizado con éxito pequeñas molécul as llamadas proteinoides, que consisten en más de 200 aminoácidos vinculados (• Figura 19.18). De hecho, cuando se les calienta, deshidrata y concentra, los aminoácidos se polimerizan espontáneamente y forman proteinoides.

Bomba de vacío

-----+---D escarga eléctr ica (chispa)

El origen de la vida En 1924 , el bioquímico ruso A. I. Oparin postuló que la vida se originó a partir de materia no viva cuando la Tierra tenía poco o nada de oxígeno libre y no había capa de ozono. Los investigadores están de acuerdo en que, para que se origine la vida, una fuente de energía debe haber actuado sobre los elementos químicos apropiados a partir de los cuales se puedan sintetizar las moléculas orgánicas . La primera atmósfera, compuesta por dióxido de carbono (C0 2 ), vapor de agua (H 2 0), nitrógeno (N 2 ) y posiblemente amoniaco (NH 3 ) y m etano (CH 4 ), proporcionaba carbono , oxígeno, hidrógeno y nitrógeno, los elementos principales que componen todos los organismos. Los relámpagos y la radiación ultravioleta fueron dos posibles fuentes de energía necesarias para que estos elementos se combinaran y formaran moléculas orgánicas simples conocidas como monómeros, como los aminoácidos .

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Sa lida ---de agua 1++- --Conde nsador - - Entrada de agua Gotitas de agua

+ - -- -

Agua conte niend o compuestos orgán icos

Agua líq uida atrapada

• Figura 19.17 Apa rato experiment al utilizado por Sta n ley Miller. Va rios am inoácid os característicos de los organ ismos fueron sintetizados artificia lmente durante los experimentos d e Miller. Fuente: De S. L. Miller, «Th e Formation of Org anic Compounds on the Primitive Earth», en Modern ideas of Spontaneous Generation, Nigrelli (ed.). Anuarios de la Academia de Ciencias de Nueva York, v. 69, Art. 2, Aug, 30, 1957, pág. 261 (Fig. 1). Utilizado con permiso.

LA V I D A : S U OR I GEN Y S U H I S TO R I A T E M PR AN A

549

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• Figura 19.18 (a) Protein o ide de aspecto bact eriano. (b) Microesferas de proteinoides.

Podemos llamar a estos proteinoides sintetizados artificialmente protobiontes, lo que significa qu e tienen características que están entre las de los compu estos químicos inorgánicos y las de los organismos vivos. Supongamos que estos protobiontes comienzan a existir de forma similar a lo explicado anteriormente . Se habrían disuelto y habrían dejado de existir si no hubieran desarrollado algún tipo de envoltura. En otras palabras, habrían tenido que ser sistemas químicos autocontenidos como las células de hoy en día. En los experimentos mencionados, los proteinoides se han agregado espontáneamente en microesferas que tienen una envoltura externa como la de las células y han crecido y se han dividido de forma parecida a como lo hacen las bacterias (• Figura 19.18). · Es posible que los primeros pasos que llevaron a la vida fu eran los m onómeros formados en gran número y la p olimerización, pero sabemos poco sobre cómo apareció el mecanismo reproductivo. Las mícroesferas se dividen pero, com o dijimos anteriormente, lo hacen de forma no biológica. De hecho, durante algún tiempo los inves tigadores estuvieron p erplejos porque en los organismos actuales son n ecesarios el ADN o el ARN p ara la reproducción , pero estos ácidos nucleicos no se pueden replicar sin enzimas proteínicas, y la s enzimas proteínicas no se pueden formar sin ácidos nucleicos. O eso parecía hasta hace unos afi.os , cuando los investigadores descubrieron que algunas p equeñas moléculas del ARN pueden de h echo reproducirse sin el ácido de las enzimas proteínicas. Así pues, el primer sistema de réplica debe h aber sido una molécula de ARN. Cómo se sinteti-

zaron es tas moléculas bajo las condiciones que existían en la Tierra original es un hecho que no se h a resuelto. Un tem a común entre los investigadores, es que la vida se originó c uando las moléculas orgánicas fueron sintetizadas a p artir de los gases atmosféricos. Pero incluso es ta idea ha sido cuestionada por aquellos que pi ensan que la misma secuencia de eventos, es decir, la formación de monómeros y después de polímeros, tuvo lugar en lugares adyacentes a los sistemas de aberturas hidrotermales (fumarolas negras} del suelo marino.

Organismos del Arcaico A mediados de los 50 del siglo xx, los científicos asu mieron qu e los fó siles tan abundantes en las rocas del C ámbrico tenían una historia inicial mucho más larga , pero tenían poco conocimiento directo sobre la vida precámbrica. Durante la primera década del siglo XX, Charles Walc ott describió estruc t uras laminad a s parecidas a montículos datadas como Proterozoico Inferior en la Formación de hierro Gunflint de C anadá, proponiendo que fu eron construidas por algas. Ahora llamamos a estas estructuras estromatolitos, pero hasta 1954 los científicos no demostraron que estas estructuras eran realmente el resultado de actividad orgánica. De h echo , todavía se forman estromatolitos en algunas áreas donde se origin an por sedimen tos a tra pados en matas p egaj osas de cianobacterias fotosintetizadoras, más comúnmente co n ocidas como algas verde-azules (• Figura 19. 19). Aun que eran muy comunes en las rocas del Proterozoico , ahora están restringidas a medios acuáticos con una sa-

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55°

CAPÍTULO 19

HI S TORI A DE LA V ID A Y D E L A TI E RR A E N EL PR ECÁM BRI C O

(a)

(b)

• Figura 19.19 (a) Estromatolitos actuales, Shark Bay, Austra li a. (b) Diferentes tipos de estromatolitos incluyen matas, columnas y matas vinculadas con columnas. Fuente: (b) R. L. Anstey and T. L. Chase, Environm ents Through Tim e, 1974, Macmillan Publishing Compa ny.

linidad especialmente alta donde los caracoles no pueponible en el ambiente de la Tierra original. Estas céluden vivir y alimentarse de ellas. las pueden haber obtenido su ATP directamente de los Actualmente, los estromatolitos más antiguos conoalrededores, pero esta situación no puede haber persisticidos e indiscutibles proceden de rocas de Sudáfrica de do mucho tiempo debido a que más y más células comhace 3.000 millones de años, aunque se han descubierto otros probables en rocas de 3.300 a 3.500 millones de años cerca de North Pole, Australia (Tabla 19.3). Podemos ver evidencias de vida incluso más antiguas en pequeñas esferas de carbono de rocas de hace 3.800 millones de años de Groenlandia, pero la evidencia no es concluyente. Las cianobacterias, los fósiles más antigu.os conocidos, practican la fotosíntesis, un proceso metabólico complejo que debe haber estado precedido por otro proceso más sencillo. Así que parece razonable que antes de las cianobacterias existieran organismos no fotosintéticos de los que no tenemos registro de momento. Deben haberse parecido a diminutas bacterias y, como la atmósfera carecía de oxígeno libre, deben haber sido anaeróbicas, lo que significa que no lo necesitaban. También es posible que fueran heterotróficas, dependientes de una fuente externa de nutrientes, en lugar de autotróficas, capaces de manufacturar sus propios nutrientes como pasa en la fotosíntesis. Y, finalmente, serían célu- ;'3 => las procarióticas, células que carecen de núcleo y otras ]'estructuras internas típicas de las células eucarióticas ~ más avanzadas (lo explicamos en una sección posterior). ~ Podemos caracterizar estos primeros organismos o 10µm como unicelulares, anaeróbicos y procariontes heterotróficos (• Figura 19 .20). Es más, se reproducían ase• Figura 19.20 xualmente. Su fuente de energía era probablemente Fotomicrografía y reco nstrucci ón esquemática de un procarionte trifosfato de adenosina (ATP), que puede ser sintetizado fósil de 3.300 a 3.500 m illones de años atrás del Grupo de gases simples y fosfato, así que sin duda estaba disWarrawoona, Oeste de Australia.

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LA V ID A : SU ORIGE N Y S U H I STORIA T EMPRANA

551

procarióticas. No hay duda de que existieron miles de variedades, pero no había organismos más familiares , como los animales y las plantas. Antes de la aparición de las células capaces de una reproducción sexual, la evolución era un proceso comparativamente lento, dada la baja diversidad orgánica. Pero hace unos 2. l 00 millones de años, aparecieron células que se reproducían sexualmente y el ritmo de la evolución se aceleró notablemente.

petirían por los mismos recursos y las reservas se habrían agotado. Por lo tanto, se desarrolló un proceso metabólico más sofisticado, probablemente la fermentación, un proceso anaeróbico durante el cual las moléculas como los azúcares se dividen y liberan dióxido de carbono, alcohol y energía. De hecho, la mayoría de los procariotes vivos practican la fermentación. Por supuesto, la naturaleza de las primeras células es una especulación, pero podemos asegurar que elevento más significativo de la historia de la vida del Arcaico fue el desarrollo del proceso autotrófico de la fotosíntesis. Estas células más avanzadas eran todavía anaeróbicas y procarióticas, pero como autótrofos ya no dependían de una fuente externa de moléculas orgánicas preformadas para sus nutrientes. Los fósiles arcaicos de la Figura 19.20 pertenecen al reino Manera, que actualmente está representado por bacterias y cianobacterias.

Aparece un nuevo tipo de células. El origen de las células eucarióticas m arca uno de los eventos más im~ portantes de la historia de la vida (Tabla 19.3 ). Estas células son mucho más grandes que las procarióticas; tienen un núcleo rodeado por una membrana q ue contien e el material genético y la mayoría se reproduce sexualmente (• Figura 19.2 l ). Y la mayoría de los eucariontes , es decir, organismos compuestos de células eu carióticas, son multicelulares y aeróbicos , así que no pudieron haber existido hasta que hubo cierta cantidad de oxígeno libre en la atmósfera. Nadie duda de que los eucariontes existían en el Proterozoico Medio y se está haciendo cada vez más evi-

La vida en el Proterozoico El Proterozoico Inferior, como el Arcaico, se caracteriza principalmente por una biota de bacterias unicelulares y

• Figura 19.21 U)

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Monera Bacteria

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Protoctista Protozoos, algas Fungi Esporas

Células procarióticas y eucariót icas. Las células euca rióticas tienen un núcleo que contiene el material genético y organélos como la mitocondria y los p lastos, así como cloroplastos en las cé lulas vegetales. En contraste, las células procarióticas son más pequeñas y mucho menos complejas que ·las eucarióticas.

l

Núcleo

•~-'-o,-----Vacuolas

=--- --e- --

Plantae Células de tej idos vegetal es

L1 sosoma

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Animalia Células de tejidos animales

!.",='--- -Retícu lo endoplasmático liso 7--+-- - --

Aparato de Golgi

'---- - - - - - - Vacuolas

Célula eucariótica

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552

CAPITULO 19

HI ST OR I A DE LA V I DA Y DE LA TIEHRA E N EL PR ECÁM BRI CO

una membrana. Es más, hay fósiles huecos microscópicos y conocidos como acritarcos que probablemente representan quistes de algas planctónicas que se hicieron comunes durante el Proterozoico Medio y Superior (• Figura l 9.23a, b). Y microfósiles con forma de jarrón procedentes de rocas del Gran Cañón han sido tentativamente identificados como quistes de algún tipo de alga (Figura l 9.23c).

La endosimbiosis y el origen de /as células eucarióticas. De acuerdo con una teoría que tiene mucha

• Figura 19.22 Alga eu carionte fósi l de hace 2.100 mi llones de años de la formación de hierro Negaunee, de Marquette, Michigan.

dente que existieron incluso antes. Rocas de 1.400 a 1. 700 millones de años atrás de Montana y China tienen impresiones carbonáceas en espiral de eucariontes, probablemente algas, y rocas de hace 2.100 millones de años de Michigan tienen impresiones similares (• Figura 19.22). Algunas rocas de Australia tienen fósiles que muestran evidencias de mitosis y meiosis, procesos de división de células utilizados sólo por los eucariontes. Aparecen con abundancia células mayores de 60 micras de al menos l .400 millones de años y muchas m uestran un grado creciente de complejidad organizativa en comparación con las células procarióticas. Por ejemplo, en algunas hay un núcleo celular interno rodeado por

(a)

aceptación, las células eucarióticas se formaron a partir de varias células procarióticas que entraron en una relación simbiótica. La simbiosis, que implica una asociación prolongada de dos o más organismos similares , es común hoy en día. En muchos casos, ambos organismos se benefician de la asociación, como en el caso de los líquenes, que en su día se pensó que eran plantas pero que actualmente se sabe que son asociaciones simbióticas entre hongos y algas. En una relación simbiótica, cada organismo debe ser capaz de metabolizar y de reproducirse, pero el grado de dependencia en algunas relaciones es tal que uno de ellos no puede vivir de forma independiente. Éste puede haber sido el caso de los procariotes simbióticos del Proterozoico , que se hicieron cada vez más interdependientes hasta que la unidad sólo podía existir como un todo. Aunque en esta relación uno de los organismos vivía dentro del otro, lo que es un tipo especial de simbiosis llamado endosimbiosis (• Figura 19.24). La evidencia que soporta la endosimbiosis proviene de estudios de células eucarióticas vivas que contienen estructuras internas llamadas organelos, como la mito-

(b)

(e)

• Figura 19.23 (a) y (b) Los acritarcos son probablemente quistes de algas. Se piensa que estos microfósi les, comunes en el Proterozoico Superior, representan organismos eucarióticos . (e) Microfósil en forma de jarrón, p rob ablemente un quiste de algún tipo de alga.

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LA VIDA: SU OR IG EN Y SU HISTORIA TEMPRANA

Amebof!agelado antecesor de

hongos y protozos

oo

Bacteria aerób ica

Procarionte anfitrión

• Figura 19.24 La teoría de la endosimbiosis para el or igen de las célu las eucarióticas. Una bacteria aeróbica y un anfitrión más grande del reino Monera unidos para forma r un ameboide q ue contie ne mitocondrias. Se formó un ameboflagelado por la unión del ameboide y una bacteria del g rupo de las espiroquet as; este ameboflagelado sería el antecesor directo de dos reinos: Fungi (Hongos) y Animalia (Animal). Otro re ino, Plantae (Plantas), se formó cuando este ameboflagelado formó una unión con algas verdes-azules (cianobacterias) que se convirtie ron en plast as.

condria y los plastas, que tienen su propio material gen ético. Además, las células procarióticas sintetizan las proteínas como un sistema único, mientras que las eucarióticas son una combinación de sistemas de sintetización de proteínas . Es decir, algunos de los organelos dentro de las células eucarióticas son capaces de realizar la síntesis de proteínas. Estos organelos con su propio material genético y capacidades de sintetización de proteínas n ece sitan tener b acterias libres vivas que entren en una relación simbiótica, dando lugar even tualmente a células eucarióticas.

El amanecer de los organismos multicelulares . Los organismos multicelulares no están compues tos sólo de muchas células, tambié n tienen células espe cializadas para realizar funciones específicas como la respiración y la reproducción. Por desgracia, el registro fósil no nos cuenta cómo surgieron los organismos multicelulares de sus antepasados unicelulares. Sin em-

553

bargo, estudios de organismos actuales nos proporcionan algunas pistas de cómo pudo haber tenido lugar la transición. Supongamos que un organismo unicelular se dividió y formó un grupo de células que no se dispersaron, sino que permanecieron juntas como una colonia. Las células de algun as colonias pudieron especializarse de alguna forma similar a la situación qu e vemos en las colonias de algunos organismos vivos. La especialización posterior pudo h aber llevado a organismos multicelulares sencillos como las esponjas, que consisten en células que llevan a cabo funciones como la reproducción, la respiración y la recolección de alimento. Se conocen en varias áreas impresiones carbonáceas de algas multicelulares del Proterozoico (Figura 19 .23), pero la más antigua es de hace 2.100 millones de años y procede de la formación de hierro Negaunee, de Michigan (Figura 19.22).

La fauna ediacariana. E n 194 7, el geólogo aus traliano R. C. Sprigg descubrió una asociació n única de animales de cuerpo blando multicelulares preservados como moldes y vac iados en la parte b aja d e las capas de arenisc as (• Figura 19. 2 5). Alguno s investigadores piensan que es tán representadas al menos tres familias de invertebrados actuales: m edusa s y plumas marinas (familia C nidaria), gusanos segmentados (familia Ann eli da ) y mi e mbro s primitivos de la familia Arthropoda. Un fósil ediacariano parecido a un gusano, la Spriggina, h a sido citado como posible antecesor de los trilobites, y otro, el Tribachidium, puede haber sido un equinodermo primitivo (Figura 19.25 ). Por otra p arte, algunos piensan que los fósiles ediacarianos representan una radiación evolutiva temprana distinta d e los an cestros de los invertebrados exis tentes. Estas faunas ediacarianas exi sti eron entre 67 0 y 570 millones de años atrás y ahora son conocidas en todos los continentes excepto Sudam érica y la Antártida . Los animal es estaban generalizados, pero sus fósiles no son muy comunes porque todos ellos carecían de un esqueleto duradero. Otros fósiles de animales proterozoicos. Aun que es casos , se conoce n otros fósiles animales más antiguos que los de la fauna ediacariana. Hay una impresión parecida a una medusa en rocas 2.000 m por debajo de la Cuarcita Pound, y en muchas áreas hay excavacion es, probablemen te fabricadas por gusanos, en roc as de al meno s 700 millones de años. Se conocen fósiles parecidos a gusanos y a algas de e ntre 700 a 900 millones de años en rocas de China, pero la id entidad y edad de es tos «fósiles» ha sido cuestionada . © Cengage Learning Paraninfo



Formación de hierro bandeado: de la mina a la fábrica de acero

L

os Estados Unidos y Canadá, ambas naciones altamente industrializadas, deben gran parte de su éxito económico a los recursos naturales abundantes, aunque ambas naciones, especialmente los Estados Unidos, deben importar algunos productos esenciales. Pero hay menas de hierro en gran abund ancia en la región de los Grandes Lagos y en el Labrador Trough, al este de Canadá. Los cargueros gigantes de mineral de hierro que surcan los Grandes Lagos salen· de cargaderos de Ontario, Minnesota y Michigan hacia ciudades de producción de hierro como Hamilton, Ontario; Cleveland, Ohio, y Gary, Indiana. La mena de hierro se produce a partir de rocas de varias edades, pero soqre todo de formaciones de hierro bandeado (BIF) del Proterozoico, que consisten en capas alternas de minera les conteniendo hierro (generalmente hematites y

magnetita) y sílex. Hemos explicado lo que se conoce sobre el origen de las BIF, y recordemos que el 92% de el las se depositó durante el Eón Proterozoico, cuando la atmósfera de la Tierra carecía de oxígeno libre, es decir, oxígeno no combinado con otros elementos. La mayoría de las BIF no son particu larmente atractivas, pero algunas consisten en capas alternas de minerales de hierro plateados y brillantes y sílex rojo, como ocurre en Jasper Knob, en lshpeming, Mich igan (Figura 19.14a). Las menas de oro más ricas de la región de los Grandes Lagos fueron agotadas en gran medida en t iempos de la Segunda Guerra Mundial (1939-1 945), pero entonces se desarrolló una innovación tecno lógica que permitío la extracción de menas de bajo grado. En este proceso, la roca no uti lizab le es separada del hierro, al que después se le da forma de bo las antes de enviarlo a las fábricas (• Figura 1). En resumen,

Todos los animales proterozoicos conocidos eran de cuerpo blando, aunque h ay algunas evidencias de que estaban en marcha las primeras etapas de formación de los esqueletos. Incluso algunos animales ediacarianos pueden haber tenido un caparazón quitinoso y otros parecen haber tenido zonas con carbonato cálcico.

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ahora es posible utilizar lo que de otra forma no habría podido ser recuperado de forma económica. La minería del hierro conforma gran parte de la economía de varias ciudades en o cerca de las orillas del Lago Superior y en el este de Canadá. El proceso comp leto de la mina a la fábrica de acero consiste en recoger la roca portadora de hierro en grandes camiones y llevarla a una máquina para machacarla, donde se pulveriza. El mineral pul verizado se procesa entonces para separar el hierro de la roca inutilizable, ya sea por flotación o por separación magnética. En cualquier caso, el concentrado pulverizado rico en hierro se seca y se le da forma de bolas en grandes tambores rotatorios y finalmente se ca li enta a unos 1.300 ºC en grandes hornos rotatorios. Después de los hornos, las bolas se almacenan para enviarlas posteriormente o se

La extraña criatura conocida como Kimherella, del final del Proterozoico de Rusia, tiene una envuelta externa dura similar a la de algunos invertebrados marinos de hoy en día(• Figura 19 .26). Lo que era exactamente esta criatura permanece poco claro; algunos piensan que era una criatura parecida a una babosa,

• Figura 1 -

- -



-

-

-

-

- - - · -

(a) La Empire Mine, de Palmer, Michigan, donde se extrae mineral de hierro de la formación de hierro Negaunee del Proterozoic6 Inferior y se le da forma de bolas (b) que contienen cerca del 65% de hierro. Las bolas miden alrededor de 1 cm de diámetro.

llevan directamente a cargueros de mena de hierro en Duluth, Minnesota; Marquette, Michigan u otros puertos. Y después los cargueros hacen su viaje a través de los Grandes Lagos y entregan las bo las en las fábricas de acero. La disponibilidad de mineral de hierro y la capacidad de fabricar acero son esenciales para una industrialización a gran escala. Así, las naciones industrializadas y las

(b)

naciones en desarrollo deben tener depósitos de mineral de hierro domésticos, o si no, deben importarlo. Japón está industrializado pero no tiene depósitos de mineral de hierro y por tanto importa gran parte de lo que necesita de Australia, que tiene grandes depósitos de BIF proterozoicas. Actualmente, las naciones que producen la mayor parte del

mientras que otros creen qu e era más parecida a un molusco. Algunos fósiles del Proterozoico Superior de diminutos pedazos de material parecido a concha, así como pequeñas dentículas y espículas parecidas a dientes, presumiblemente de esponjas, indican que existían varios.

mineral de hierro para la exportación son Australia y Brasil, cada una de ellas con cerca de un tercio de las exportaciones mundiales totales, pero China es realmente el mayor productor de mineral de hierro, con más de 200 millones de toneladas m étricas por año. Durante 2001, los Estados Unid os y Canadá produjeron 60 millones y 35 millones de tone ladas métricas, respectiva mente.

animales con esqueletos o al menos esqueletos parciales. Sin embargo, no aparecen en abundancia esqueletos más duraderos de sílice, carbonato cálcico y quitina (una sustancia orgánica compleja) hasta los comienzos del Eón Fanerozoico, hace 545 millones de años (véase el Capítulo 21).

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CAPÍTULO 19

HISTORIA D E L/\ V ID A Y DE LA T I ERRA EN EL PRECÁMB RICO

(a)

(b)

(e)

• Figura 19.25 La fau na ediacariana de Australia. (a) Las afinidades de l Tribachidium permanecen poco claras. Puede ser un equinodermo primitivo o un cnidario. (b) Al principio se pensó que la Spriggina era un gusano segmentado (anélid o), pero ahora parece estar más emparentado con los artrópodos, es posible in cluso que sea un antepasado de los tri lobites . (c) La Parvancorina en forma de escudo está re lacionada quizá con los artrópodos. (d) Reconstrucción de un ambiente ediacariano.

¿QUÉ TIPOS DE RECURSOS ENCONTRAMOS EN LAS ROCAS PRECÁMBRICAS? ncontramos un cierto número de recursos en las rocas precámbricas , pero uno de los más normalmente asociados con las rocas del Arcaico es el oro, mientras que el mineral mena de hierro es el que viene inmediatamente a la mente cuando h ablamos de los recursos del Proterozoico.

Recursos arcaicos • Figura 19.26 Todos est án de acyerdo en que la Kimberella, de rocas del Proterozoico Superior de Rusia , era un animal, pero algunos piensan que era una criatura parecida a una babosa, mientras que otros son de la opinión de que era parecida a un molusco.

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Las rocas arcaicas y proterozoicas de cerca de Johannesburg, Sudáfrica, han dado lugar a más del 50% del oro mundial desde 1886, pero el Arcaico se extrae o se ha extraído también en el cratón Superior en Canadá y en la Formación Homestake en Dakota del Sur. Se conocen

¿QUÉ TIPOS D E HEC U R SOS ENCONTRA MOS EN L AS R O CAS P RE CA MBRI CA S ?

varios depósitos de sulfuros de zinc, cobre y níquel del Arcaico en Australia, Zimbabwe y Canadá, y hay varios depósitos similares que se están formando actualmente en zonas adyacentes a fumarolas negras en el suelo marino (véase el Capítulo 9). Cerca de un cuarto de las reservas de cromo está en rocas del Arcaico, especialmente en Zimbabwe; probablemente se formaron junto a cristales que se decantaban en plutones básicos o ultrabásicos. El Stillwater Complex de Montana tiene menas de cromo y de platino de bajo grado que se han extraído y almacenado en el pasado, pero hasta ahora no se han refinado para extraer el cromo o el platino . Las pegmatitas del Arcaico son principalmente graníticas y de poca importancia económica. Sin embargo, algunas de Manitoba, Canadá, y de la Provincia Rodesia de África contienen minerales valiosos. Además de minerales con calidad de gemas, algunas pegmatitas del Arcaico se extraen por el litio, berilio y rubidio.

Recursos proterozoicos Hay formaciones de hierro bandeado (BIF), la mayor fuente de menas de hierro del mundo, en todos los continentes y el 92% de todas las BIF se depositaron durante el Proterozoico Superior (Figura 19 .14).

557

China, Brasil y Australia, en ese orden, son los mayores productores de mineral mena de hierro. Los Estados Unidos deben importar cerca del 30% de la mena de hierro que utilizan, principalmente de Canadá y Venezuela. La mayoría del mineral de hierro extraído en Norteamérica viene de minas de la región del Lago Superior y del este de Canadá (véase Geo-Focus 19 .1 en las páginas anteriores). El distrito minero de Sudbury, en Ontario, Canadá, es un área importante de producción de níquel y platino. El níquel es esencial para la manufactura de aleaciones de níquel, como el acero inoxidable y el metal Monel (níquel y cobre), que son valiosos por su dureza y resistencia a la corrosión y al calor. Los Estados Unidos importan más del 50% del níquel que utilizan, la mayoría del distrito minero de Sudbury, en Canadá. También se exporta de Canadá a Estados Unidos algo de platino para joyería, instrumentos quirúrgicos y equipamiento eléctrico y químico, pero el mayor exportador es Sudáfrica. Los Estados Unidos también dependen de Sudáfrica para gran parte de su cromita, el mineral de cromo. Se ha descubierto petróleo y gas natural recuperable de forma económica en rocas del Proterozoico en China y Siberia, incrementando el interés del Rift continental como fuente poten cial de hidrocarburos. Se sa be que algunas rocas de ntro del rift contienen petróleo, pero hasta ahora no hay pozos extractores funcionando.

GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo Los geólogos dividen el Precámbrico en un Hádico informal seguido de dos eones, el Arcaico y el Proterozoico. Cada continente tiene un cratón estable antiguo compuesto de un escudo y una plataforma precámbricos. El Escudo canadiense de Norteamérica está compuesto de varias subunidades.

Las rocas Arcaicas son generalmente complejos de granito-gneis y cinturones de rocas verdes subordinados. Un modelo del origen de los cinturones de rocas verdes mantiene que se formaron en cuencas marginales trasarco. La amalgama de cratones del Arcaico. y la acreción continental por sus márgenes es el punto de partida

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CAPÍTULO 19

HISTORIA DE LA V ID A Y DE LA TIERRA EN EL PRECÁMBRICO

del origen de una gran masa de tierra conocida como Laurentia. Muchos geólogos piensan que las placas del Arcaico se movían más rápidamente que las de hoy en día debido a que la Tierra posefa más calor radiogénico . Las asociaciones arenisca-carbonato-lutita depositadas en márgenes continentales pasivos y en cuencas intracratónicas son las rocas proterozoicas más comunes. Había glaciares generalizados durante el Proterozoico Inferior y Superior.

La energía como los relámpagos y la radiación ultravioleta actuando sobre los elementos químicos presentes en la Tierra original puede haber dado lugar a los primeros seres vivos. Algunos investigadores piens an que las moléculas de ARN fu eron las primeras moléculas capaces de reproducción . Todos los fósiles conocidos del Arcaico son bacterias procarióticas. Los estromatolitos formados por bacterias capaces de fotosíntesis se pueden datar en unos 3.500 millones de años. Es muy posible que la endosimbiosis practicada por células procarióticas fuera la responsable de las primeras células eucarióticas.

La primera atmósfera de la Tierra carecía de oxígeno libre pero era rica en dióxido de carbono. Se derivó de la liberación de gases durante el volcanismo, un proceso llamado desgasificación. Los impactos de meteoritos y cometas, y la desgasificación dieron lugar a la hidrosfera .

Los fósiles de organismos multicelulares más antiguos son impresiones carbon áceas, probablemente algas, en rocas de más de 2.000 millones de años.

El extenso depósito de las formaciones de hierro bandeado entre 2.500 y 2.000 millones de años atrás y las primeras capas rojas hace unos 1.800 millones de años indican que había algo de oxígeno libre presente en la atmósfera.

Las faunas ediacarianas del Proterozoico Superior incluyen los fósiles de animales bi en documentados más antiguos . Ninguno tenía esqueletos duraderos, así que sus fósiles no son muy comunes.

Términos clave acreción continental (pág. 530) anaeróbico (pág. 550) autotrófico (pág. 550) célula eucariótica (pág. 5 51) célula procariótica (pág. 550) desgasificación (pág. 546) disociación fotoquímica (pág. 546)

endosimbiosis (pág. 552) escudo (pág. 530) escudo canadiense (pág. 5 31) estromatolito (pág. 549) faunas ediacarianas (pág. 553) formación de hierro bandeado (BIF) (pág. 543)

heterotrófico (pág. 550) monómero (pág. 548) organismo multicelular (pág. 5 5 3) orógeno (pág. 536) plataforma (pág. 530) - rift continental (pág. 539)

Cuestiones de repaso 1.

La unidad superior de un cinturón de rocas verdes típico está compuesta principalmente de: a. _ _ _ rocas sedimentarias; b. _ __rocas ultrabásicas; c. _ _ andesita; d. _ _ coladas de lava; e. _ _ granito y gneis.

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2.

La m ayor área expuesta del cratón norteamericano es: a. _ _ el cratón Wyoming; b. _ _ el Gran Cañón; c. _ _ el Escudo canadiense; d ._ _la plataforma americana; e. ___las tierras bajas de Minnesota.

ACTIVID A DES EN LA WORLD WIDE WEB

3.

Una fuente de la atmósfera de la Tierra fueron los gases volcánicos de un proceso conocido como: a. ___ desaguacíón; b .___fotosíntesis; c. _ _ autotrofísmo; d. _ _fermentación; e. ___ desgasificación.

4.

Un polímero es una molécula orgánica: a. ___capaz de metabolismo y reproducción; b. _ _ hecho de aminoácidos vinculados entre ellos; c .___ caracterízado como heterotrófíco y anaeróbico; d. _ _ que une sedimentos perdidos para fabricar estromatolitos; e. ___ encontrado generalmente en coladas de lava de cinturones de rocas verdes.

5.

6.

7.

8.

9.

La mayoría del oxígeno libre se agregó a la . atmósfera de la Tierra probablemente mediante un proceso conocido como: a. _ _ fotosíntesis; b ._ __ riftíng íntracontinental; c. ___cratonízación; d. ___polimerízación; e. _ _ disociación fotoquímica. Algunos científicos piensan que el primer sistema capaz de autorreplícarse podría haber sido un(a) : a. _ __estromatolito; b. _ _ molécula de ARN; c .___bacteria; d. _ _ célula ATP; e .___proteínoíde. ¿Cuál de las siguientes asociaciones de rocas es característica de un margen continental pasivo?: a. ___ arenísca-graníto-basalto; b. _ _ basalto-andesita-cenizas; c. ___granito-tillita-formacíón de hierro bandeado; d. ___estromatolito-procaríonte-lava; e. ___ piedra arenísca-carbonato-lutita. La mayoría de las evidencias sobre el origen de las células eucarióticas a partir de las células procaríótícas vienen de: a. _ __elementos químicos preservados en rocas del Arcaico; b ._ _fósiles en tillita; c. _ _ estudíos de organismos actuales; d. _ _excavaciones y huellas de trilobites; e. _ _rocas carbonátícas del Proterozoíco Inferior. El Proterozoico Medio de Laurentia fue un tiempo de:

559

a. _ _ orígen de la mayoría de los cinturones de rocas verdes de la Tierra; b. ___actívídad ígnea, ríftíng y orogenía Grenvilliense; c. _ _ aparícíón de los primeros estromatolítos; d. _ __ orígen de anímales con esqueletos duraderos de quitina, carbonato de calcio y dióxido de silicio; e. _ _ glacíacíón generalizada e impactos de cometas y meteoritos. 10.

¿Por qué son tan difíciles de estudiar las rocas precámbricas en comparación con las rocas fanerozoícas?

11.

¿Cuál es la prueba de que existían algunas rocas antes del comienzo del Eón Arcaico hace 4.000 millones de años?

12.

¿Por qué son las rocas ultrabásicas tan raras en rocas anteriores al Arcaico?

13.

Resuma la evidencia experimental que índica que tanto los monómeros como los polímeros podrían haberse formado por procesos naturales en el origen de la Tierra.

14.

Explique cómo la fotosíntesis y la disociación fotoquímica proporcionaron oxígeno a la atmósfera del Arcaico.

15.

¿Cómo es que los geólogos tienen pocas dificultades al correlacionar las rocas fanerozoicas de la misma edad, pero encuentran muy difícil o imposible hacer lo mismo con rocas del Arcaico? Además, ¿por qué son de poco uso las dataciones radíométricas en esta tarea?

16.

¿Qué son los estromatolitos y cómo se forman?

17 .

Explique cómo se podría haber formado la corteza prearcaíca. ¿Por qué no hay todavía algo de la corteza antigua?

18.

Explique cómo las capas rojas, las formaciones. de hierro bandeado y las primeras células eucarióticas nos ofrecen alguna idea de la composición de la atmósfera del Proterozoíco.

19.

El Belt-Purcell Supergroup del noroeste de Estados Unidos y de partes adyacentes de Canadá tiene un grosor de 4.000 m y se depositó entre hace . 1.450 míllones y 850 millones de años . Calcule el índice medio de acumulación de sedimentos en milímetros por año. ¿Por qué es poco probable que esta aproximación represente el índice real de sedimentación?

20.

Explique la teoría de la endosim:biosís para el origen de las células eucarióticas.

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CA PÍ TUL O 20

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

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• Introducción • Arquitectura continental: cratones y cinturones móviles • Paleogeografía Paleozoica • Las secuencias cratónicas y la evolución del continente norteamericano (Laurentia) durante el Paleozoico • ¿Qué papel representaron las microplacas y los «terranes» en la formación de Pangea? • Recursos minerales del Paleozoico • Geo-Recapitulación

Reproducción del mapa geológico de Inglaterra original de Willia m Smith. Publicado en 181 5 y representando los más de 20 años de meticuloso estudio de Sm ith sobre las rocas y los fósiles d e Inglaterra, este mapa pintado a mano fue de un gran valor práctico en la búsqueda de recursos mine rales y de rocas. Fuente: Cortesía del departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de New Hampshire.

CA PÍTULO 20

H I STOR I A D E LA TI ERRA EN EL PALEOZO I CO

Introducción 1 1 de agosto de 1815 es una fecha importante en la historia de la Geología. Ese día, Wi lliam Smith, un constructor de canales, publicó el p rimer mapa geológico de verdad del mundo. Con casi dos metros y medio de alt ura y algo menos de dos de ancho, el mapa geológico de Inglaterra pintado a mano de Smith rep resentaba más de 20 años de estudio detall ado d e las rocas y fósiles de Inglaterra. Inglaterra es un país rico en historia geológica. Cinco de los seis sistemas geológicos del Pa leozoico (Cámbrico , O rdovícico, Silúrico, Devónico y Carbonífero) se describieron y deben su nombre a rocas expuestas en Inglaterra. Las capas d e carbón de edad carbonífera de Inglaterra ayuda ron a abastecer a la Revolución Industrial, y la necesidad de transportar el carbón de forma económica de donde se ext raía a donde era necesario desencadenó una fiebre de construcción de canales a finales del siglo XVII y p rincipios del XIX. Durante esta época , W illiam Smith, que trazaba mapas de las minas de carbón , empezó a darse cuenta de que en muchas áreas se encontraban las mismas secuencias de fósiles. Después, Sm ith investigó la campiña inglesa en busca d e las ru tas más eficientes para llevar el carbón al mercado. Gra n parte de su éxito se basó en su capacidad para predecir las rocas que encontra rían los excavadores de canales. Al percatarse de que sus o bservaciones le perm itían desentra ña r la historia geológica de una zona y establecer una correlación entre las rocas de 1Jna reg ión y ot ra, W illiam Smith decidió hacer el primer m apa geológico d e un país entero. La historia de cómo William Smith llegó a publicar el primer mapa geológ ico del mundo es un relato fascina nte de determinación y perseverancia. Sin emba rgo, en lugar d e ob-

tener fama y éxito, Smith se encontró, menos de cuatro años más tarde, en prisión por deud or y, tras su liberación después de más de dos meses de encarce lam iento, sin hogar. Si es que una historia así puede t ener un final feliz, al menos W illiam Smith vivió lo suficiente para que finalm ente se le reconociera y se le honrara por la contribución fu nda menta l que hizo a la entonces j oven ciencia de la geología. Ig ual q ue Wi lliam Smith aplicó los principios geológicos básicos al descifrar la geología de Inglaterra, nosotros utilizamos estos mismos principios para interpreta r la geología de la Era Pa leozoica. En este capítu lo, utilizamos los principios y conceptos geológicos estud iados en capítulos anteriores p ara ayudar a explica r cómo los sistemas de la Tierra y los procesos geológ icos asociados han interactuado durant e el Paleozoico para prepara r el t rabajo de base para la distribución de las masas de tierra cont inenta les, las cuencas oceánicas y la topografía que tenemos hoy en día. La histo ria paleozoica de la mayoría de los continentes implica una importante activid ad d e fo rmació n de monta ñas a lo largo de sus márgenes y numerosas transgresiones y regresiones ma rinas de aguas someras sobre su interio r. Estas transgresiones y regresiones f ueron ca usad as por cambios globales en el nivel del ma r que m uy probablemente est uvieron re lacio nados con la act ividad d e las placas y la g laciación. En este ca pítulo exam inamos la historia geo lóg ica durante el Paleozo ico d e form a g loba l, con especial mención al continente Norteamericano, que por sus dimensiones y características lo hacen idóneo desde el punto de vista d idáctico, para entender los mecanism os del crecim iento continenta l (acreción) que t uvieron luga r durante este período de la historia de nuestro p laneta .

ARQUITECTURA CONTINENTAL: CRATONES Y CINTURONES MÓVILES

gún momento a finales del Proterozoico, y a principios de la Era Paleozoica, existían seis contin entes principales. Cada continente p u ede dividirse en dos componentes principales : un cratón y uno o más c int urones m óviles. Los cratones son las partes de los continen tes relativam en te estables e inmóviles; forman la base sobre la que se depositan los sedime ntos del Fanerozoico (• Figura 20.1). Normalmente, los cratones con stan de dos partes: un escudo y una plataforma. Los escudos son las p artes expuestas de las rocas de b asam e n to cristalinas d e un continen te y están compuestos de rocas ígneas y m e tamórficas del Precámbrico (véanse las Figuras 7 .1 y 19 .4) que muestran una histo-

urante el Precámbrico, la acreción continental y la actividad orogénica llevaron a la formación de contine ntes de proporciones considerables. Durante el Proterozoico superior existían, al menos, tres grandes continen tes, y algunos geólogos creen que estas m asas de tierra colisionaron más adelante para formar un único supercontinente del estilo de Pangea. Este supercontinente comenzó a dividirse en al-

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P A LEO GEOG RAF ÍA P A LEOZ O I CA

563

Mientras que la mayoría de las rocas de las plataformas paleozoicas están aún esencialmente horizontales, en algunos lugares se plegaron ligeramente en cuencas, domos y arcos regionales (Figura 20.1). En muchos casos, algunas de estas estru cturas destacaron como islas bajas durante la Era Paleozoica y suministraron sedimentos a los mares epeíricos de alrededor. Los cinturones móviles son áreas alargadas activas en la formación de montañas . Están localizados a lo largo de los márgenes de los continentes donde los sedimentos se depositan en las aguas relativamente someras de la plataforma continental y en las aguas más profundas de la base del talud continental. Durante la convergencia de placas a lo largo de estos márgenes, los sedimentos son deformados e intruidos por el magma, creando cadenas montañosas. Como ejemplo, durante el Paleozoico se formaron cuatro • Figura 20.1 cinturones móviles alrededor Los principales cinturones móvil es y estructu ras cratónicas de Norteamérica que se formaro n del margen del cratón norteadurante la Era Paleozo ica. mericano , que en esa época pertenecía a Laurentia: los cinturones móviles de Franklin, La Cordillera, Ouachita ria de actividad orogénica extensa durante el Precámbriy de los Apalaches (Figura 20.1 ). Cada uno de ellos fue co. Sin embargo, durante el Fanerozoico, los escudos un emplazamiento de la formación de montañas en reseran extremadamente estables y formaban la base de los puesta a las fuerzas de compresión a lo largo de un límicontinentes. te de placa convergente y formaron cadenas montañosas Extendiéndose hacía el exterior de los escudos hay como los Apalaches y los Ouachitas. enterradas rocas precámbricas que constituyen una plataforma, .otra parte del cratón. Por encima de la plataforma, h ay rocas sedimentarias detríticas y químicas fanerozoicas horizontales o ligeramente buzantes que fueron depositadas en extensos mares someros que realizaron transgresiones y regresiones sobre el cratón. Estos mares, llamados mares epeíricos, fueron una característica común de la mayoría de las historias cran resultado de la tectónica de placas es que la tónicas paleozoicas. Los cambios en el nivel del m ar, progeografía de la T ierra está cambia ndo convocados principalmente por la glaciación continental, así tinuamente. La configuración actual de las como por el movimiento de placas, fueron los responsaplacas . de los continentes varía, la ubicación de los conbles del avance y la retirada de los mares.

PALEOGEOGRAFÍA PALEOZOICA

~ Cengag~

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CAPÍTULO 20

HI S TORI A D E L A TIERR A E N EL PA L E O Z OI C O

tinentes y de las cuencas oceánicas cambia constante(la mayor parte de la actual Norteamérica, Groenlandia, nordeste de Irlanda y Escocia) y Siberia (Rusia al este el mente. Uno de los objetivos de la geología histórica es de los montes Urales y Asia al norte de Kazakhstan y sur proporcionar reconstrucciones paleogeográficas del mundo para el pasado geológico. Al sintetizar todos los de Mongolia). De estas masas continentales destacaba por sus enormes dimensiones Gondwana, que aglutinaba datos pertinentes paleoclimáticos, paleomagnéticos, pala mayoría de los continentes que actualmente se ubican leontológicos, sedimentológicos, estratigráficos y tectóen el hemisferio sur(• Figura 20 .2) . Las reconstruccionicos disponibles, los geólogos pueden construir mapas nes paleogeográficas que veremos a continuación (• Fipaleogeográficos. Dichos mapas son simples interpretaguras 20.3 , 20.4 y 20 .5) están basadas en los métodos ciones de la geografía de una zona en una época deterutilizados para determinar e interpretar la ubicación, rasminada del pasado geológico. Por ejemplo, la historia paleogeográfica de la Era Pagos geográficos y condiciones medioambientales de los paleocontinentes. leozoica no es tan conocida como la de las eras MesoJunto a estos seis continentes principales, existiezoica y Cenozoica, en parte porque los patrones de ron otros de menores dimensiones (mícrocontinentes o anomalías magnéticas conservados en la corteza oceáni«terranes»), como Armórica y Avalonia, que jugaron un ca se destruyeron cuando gran parte de la corteza oceánica paleozoic.a subdujo durante la formación de Pangea. papel importante en la evolución geológica de buena Las reconstrucciones paleogeográficas del Paleozoico esparte de lo que actualmente constituye Europa y más concretamente la Península Ibérica(• Figura 20 .6) . Artán , por tanto, basadas principalmente en relaciones estructurales, sedimentos sensibles al clima, como las mórica englobaba a Centroeuropa, Francia, Iberia y norcapas rojas, evaporitas y carbones, así como en la distrite de Marruecos. Avalonía, por su parte, incluía partes de Canadá (Newfoundland, Nova Scotia), de Estados bución de plantas y animales. A principios del Paleozoico había seis continentes Unidos (New England), de Inglaterra (sin Escocia) y de principales. Además de estas grandes masas de tierra, los 30' (:!: 35º) geólogos han identificado también · numerosos microcontinentes y pequefios arcos insulares asociados con diversas microplacas. Inicialmente, lo que más nos interesa es la historia de los seis continentes .Principales y las relaciones entre ellos. Los seis continentes Tasmania paleozoicos principales son Ecuador Báltica (Rusia al oeste de los montes Urales y la mayor parte del norte de Europa), China (un área compleja que consistía en al menos tres continentes paleozoicos que no estaban muy separados y que se consi30º (± 35º) dera que incluían China, Indochina y la península Malaya), Gondwana (África, Sudamérica, Arabía, Antártida, Australia, Florida, India, Madagascar y América del Sur partes del medio oeste y sur de Europa), Kazakhstania (un continente triangular centrado en Kazakhstan pero que algunos consideran como una • Figura 20.2 extensión del continente sibeRe construcción del continente Gondwana en el Cámbrico inferio r (modificado de Courjault Radé riano paleozoico), Laurentia et al., Geological Society of London, 1992).

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PALEOGEOGRJ\FÍA PALEOZOICA

diversas partes correspondientes a países de Europa Oriental. Rodeando a continentes y microcontinentes se encontraban varios océanos, entre los que destacan los denominados Japeto (separaba Laurentia de Báltica y Gondwana), Rhéico (separaba Báltica de Armórica), Uraliense (separaba Báltica de Siberia), Paleo-Tetis (separaba Armórica de Gondwana) y Asiático (separaba Siberia de China septentrional). El océano que rodeaba a todas las masas continentales, especialmente tras su unificación en Pangea, recibió el nombre de Panthalasa.

Historia global del Paleozoico Inferior y Medio En contraste con la geografía global actual, el mundo cámbrico consistía en seis continentes principales dispersos alrededor del globo en latitudes bajas tropicales (• Figura 20.3a). El agua circulaba libremente entre las cuencas oceánicas y las regiones polares no tenían casi hielo. Para finales del Cámbrico, los mares epeíricos habían cubierto

CJ

Mar somero (a) Período Cámbrico Superior

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Océano profundo

565

zonas de Laurentia, Báltica, Siberia, Kazakhstania y China, mientras que había tierras altas en el noreste de Gondwana, el este de Siberia y el centro de Kazakhstania. Durante los períodos Ordovícico y Silúrico, los movimientos de placas jugaron un papel importante en el cambio de la geografía global (Figura 20.3b, c). Gondwana se desplazó hacia el sur durante el Ordovícico y empezó a cruzar el Polo Sur, como indican las tillitas del Ordovícico Superior (sedimentos depositados por los glaciares y más tarde litificados) encontradas en el desierto del Sahara. En contraste con el margen continental pasivo que mostró Laurentia durante el Cámbrico, durante el Ordovícico se formó un límite de placa convergente activo a lo largo de su margen oriental, como indica -la orogenia Tacónica del Ordovícico Superior que se produjo en Nueva Inglaterra. Durante el Silúrico, Báltica se desplazó hacia el nordeste y colisionó con Laurentia formando un eontinente mayor, Laurasia. Esta colisión, que cerró la parte norte del océano Japeto; está marcada por la orogenia Caledónica. Después de esta orogenia, la parte sur del océano Japetci siguió abierta entre Laurentia y Gondwana (Figura 20.3c). Siberia y Kazakhstania se

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Tierras bajas

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Montañas

~~~~~0.!__~!~~ri:_~~~~!_?_'.~----------- ------·--------------------------------------------Paleogeografía del mundo en el Período Cámbrico Superio.r (a).

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CA PÍTULO 20

H I S TORI A DE LA TIERR A E N EL PA L EOZO I CO

D Mar somero (b) Período Ordovícico Superior

Mar somero (c) Período Silúrico Medio

CJ Océano profundo

CJ

Océano profundo

D Tierras bajas

D Montañas

Tierras bajas

• Figura 20.3 continuación • Figura activa 20.2 continuación ·- - - - --------·--- - - - Paleogeog rafía del mundo en el Peeríodo Ordovícico Superior (b) y en el Período Silúrico Medio (e).

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D Glaciación

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Montañas

P A L E OGE O GRAF Í A P A L E OZ O TCA

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CJ Mar somero (a) Período Devónico Superior

Océano profundo

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D Mar somero

Tierras bajas

Océano profundo

Tierras bajas

LJ Montañas

Montañas

D Glaciación

(b) Período Carbonífero Inferior

• Figura 20.4 Paleogeografía del mundo en el Período Devónico Superior (a) y en el Período Carbonífero Inferior (b).

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CAPÍTULO 20

HISTORIA D E LA TIERR A E N EL PALEOZOICO

D Mar somero

D Océano profundo

D Tierras bajas

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Montañas

D Glaciación

(a) Período Carbonífero Superior

D Mar somero (b) Período Pérmico Superior

D Océano profundo

D Tierras bajas

rn Montañas

• Figura 20.5 Paleogeografía del mundo en el Período Carbonífero Superior (s) y en el Período Pérmico Superior (b).

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Glaciación

P A L EOGEO G RAF f A P A LE OZOICi\

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~ O' Silúrico

Carbonífero

•---· Figura 20.6 ._____ - ___________

Devónico

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________________________ - -- -------------------- --'----·-

Exp licación del origen y evolución del Macizo Ibéri co. a lo largo del final del Paleozo ico. En ese modelo t ectónico est a cade na se forma med iante la interacción de dos masas cont inentales, Gondwana y Laurasia, y dos p lacas meno res, Ava lonia y A rmóri ca. Por lo que exist en va rias zonas de sutura. Obsérvense las d os zonas oceánicas situad as en los extremos de la cadena . ·(Este es sólo uno de los modelos propuest os pa ra la evol ución del Oro'geno Varisco; existen otros parecidos.)

desplazaron de una posición ecuatorial meridional duHistoria global del Paleozoico Superior rante el Cámbrico a latitudes templadas del norte a fiDurante el Período Carbonífero, el sur de Gondwan a se nales del período Silúrico. desplazó hacia el Polo Sur dando como resultado una Durante el Devónico, mientras el sur del océan o J aglaciación continental importante (11!1 Figuras 20.4b y peto se estrechaba entre Laurasia y Gondwana, conti20.4a)._El avance y la retirada de estos glaciares produnuó la formación de montañas a lo largo del margen este jeron cambios globales en el nivel del m a r qu e afectaron de Laurasia con la orogenia Acádíca (• Figura 20.4a). La a los patrones de sedimentación de los cratones. C uanerosión de las tierras altas resultantes extendió grandes do Gondwana siguió m oviéndose hacia el norte, empezó cantidades de sedimentos fluviales rojizos por grandes a . colisionar con Laurasia durante el Carbon ífero Infeáreas del norte de Europa (Old Red Sandstone) y del este rior y continu ó haciéndolo durante el resto del período de Norteamérica (el Delta de Catskill) . Otros aconteci(Figuras 20.4b y 20.Sa). Como Gondwan a rotaba en el mientos tectónicos del Devónico, probable m en te rela. sentido de las agujas del reloj en relación con Laurasia, cionados con la colisión de Laurentia y Báltica, incluyen generalmente la deformación progresó en dirección norla orogenia Antler, la orogenia E llesmere a lo largo . del este-suroeste a lo largo de los cinturones m óviles hercí~ margen norte de Laurentia (que puede reflejar la colinicos, de los Apalaches y de O u ach Íta de los dos sión de Laurentia con Siberia) y el cambio de un m arcontinentes. La fase final de colisión en tre Gondwan a y gen continental pasivo a un límite de placa convergente Laurasia viene marcada por las montañas de Ouachita activo en el cinturón móvil de los Urales, al este de Bálde Oklah oma, formadas por empuje durante el Carbonítica. La distribución de arrecifes, evaporitas y capas rofero Superior y el P érmico Inferior. jas, así como la existencia de floras similares a lo largo En otras partes, Siberia colisionó con Kazakhstania del mundo, sugiere un clima global bastante uniform e y se desplazó h acia el margen delos Urales de Laurasia durante el período Devónico.

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CAPITULO io

lll STORIA D E LA TIERR A E N E L PA LEO ZO I CO

(Báltica), colisionando con él durante el Pérmico Inferior. A finales del Carbonífero, las diversas masas de tierra continentales estaban bastante juntas a medida que Pangea empezaba a tomar forma. Las cuencas de carbón carboníferas del este de Norteamérica, oeste de Europa y la cu enca del Donetsk de Ucrania se encontraban en la zona ecuatorial, donde la lluvia era abundante y las temperaturas eran templadas constantemente. La ausencia de m arcados anillos de crecimiento estacionales en las plantas fósiles de estas cuencas de-carbón indica dicho clima. Sin embargo, las plantas fósiles encontradas en el carbón de Siberia, presentan anillos de crecimiento bien desarrollados, lo que significa un crecimiento estacional con lluvias abundantes y diferentes estaciones, como en las zonas templadas (latitudes de 40 grados a 60 grados norte). Las condiciones glaciales y el movimiento de grandes glaciares continentales en las altas latitudes del sur están indicadas por la extensión de las tillitas y las estriaciones glaciares en el sur de Gondwana (véase la Figura 2.6b) . Estos glaciares continentales se extendieron hacia el ecuador y, en su momento de máximo crecimiento, se extendieron hacia el interior de las latitudes m edias moderadas. La unión de Pangea se completó esencialmente durante el Pérmico como resultado de las muchas colisiones continentales que comenzaron durante el Carbonífero (Figura 20.4b). Aunque generalmente los geólogos están de acuerdo en la configuración y ubicación de la mitad oeste del supercontinente, no hay consenso sobre el número o configuración de los diversos terrenos y bloques continentales que componían la mitad este de Pangea. Dejando a un lado la configuración exacta de la parte este, los geólogos saben que el supercontinente estaba rodeado por varias zonas de subduccíón y que se desplazó hacia el norte a un ritmo constante durante el Pérmico. Además, un enorme océano, Panthalasa, rodeaba Pangea y cruzaba la Tierra de polo a polo (Figura 20.4b). Probablemente, las aguas de este océano circulaban más libremente que en la actualidad, lo que daba como resultado temperaturas del agua más igualadas. La formación de una única gran masa de tierra tuvo consecuencias climáticas para el medio ambiente terres. tre. Los sedimentos pérmicos terrestres indican que las condiciones áridas y semiáridas se extendieron por Pangea . Las cadenas montañosas producidas p or las orogenias Hercínica, A lleghánica y Ouachita eran lo suficientemente altas como para crear sombras pluviométricas que bloqueaban los vientos húmedos subtropicales del este, igual que hacen las montañas del sur de los Andes al oeste de Sudamérica en la actu alidad. Esto produjo condiciones muy secas en Norteamérica y Europa, como resulta evidente por las extensas capas rojas y eva-

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poritas pérmicas que encontramos al oeste de Norteamérica, Europa central y partes de Rusia . Los carbones pérmicos, que indican lluvias abundantes, estaban principalmente limitados a los cinturones moderados d el norte (latitud de 40 grados a 60 grados norte), mientras que los últimos restos de los glaciares continentales carboníferos continuaron su retroceso.

LAS SECUENCIAS CRATÓNICAS Y LA EVALUACIÓN DEL CONTINENTE NORTEAMERICANO (LAURENTIA) DURANTE EL PALEOZOICO a historia geológica de Norteamérica puede dividirse en dos partes: Una se refiere a las zonas continentales interiores sobre las que los mares epeíricos fueron responsables de procesos transgresivos y regresivos, la otra tiene que ver con los cinturones m óviles donde se desarrollaron las cadenas montañosas (orógenos). Acorde a Sloss ( 1963) el registro sedimentario fanerozoico de Norteamérica consta de 6 secuencias cratónicas (Paleozoico-Mesozoico-Cenozoico), entendiendo por éstas una unidad litoestratigráfíca a gran escala (mayor que supergrupo) que representa un ciclo transgresivo-regresivo de alto rango limitado por discordancias de extensión cratónica. La fase transgresiva, que es generalmente cubierta por sedimentos más recientes, está con frecuencia bien conservada, mientras que la fase regresiva vien e marcada por una discordancia erosiva. Las secuencias cratónicas quedan pues definidas por 6 discordancias que se pueden reconocer tanto en las cuencas sedimentarias del cratón norteamericano como en los cinturones móviles a lo largo del margen cratónico. Los geólogos también han descubierto discordancias mayores limitando secuencias en otros lugares del mundo, fuera de N orteamérica. Los ciclos generalizados transgresivos-regresivos de los cambios e n el nivel del mar se sabe que fueron el resultado de acontecimientos tectónicos y/o glaciales. El poder dividir las unidades litológicas en sec uencias cratónicas y que éstas puedan ser subdivididas y correlacionadas suministra el fundamento de un concepto importante en Geología que permite el análisis de alta resolución de la relación entre tiempo y facies dentro del

LAS SE CU E NC I AS CR ATÓN I CAS Y LJ\ EVALUAC IÓ N DEL C O N TINEN T E N ORTE AMER I CANO ( L A URE NT!A ) .

registro sedimentario . La estratigrafía secuencial es el estudio de la relación de las rocas dentro de un contexto crono-estratigráfico de facies relacionadas, limitadas por superficies de erosión o de no sedimentación. La unidad básica es la secuencia, que es una sucesión de rocas limitadas por discordancias y su s estratos concordantes equivalentes. Los contactos de las secuencias son el resultado de un descenso relativo en el nivel del mar. La estratigrafía secuencial es una importante h erramienta en Geología porque permite a los geólogos su bdividir las rocas sedimentarias en unidades relacionadas, que están limitadas p or contactos significativos desde el punto de vista crono-estratigráfico. Los geólogos utilizan la estratigrafía secu en cial para la correlación de alta resolución y la cartografía geológi-

Episodios de formación montañosa Período de La Cord illera

571

ca así como para la predicción e interpretación de los ambientes sedim en tarios deposicionales. Durante el Paleozoico tuvieron lugar 4 secuencias cratónicas que responden a los nombres (de más antigua a más moderna) de: Sauk (Proterozoico Superior-Ordovícico Inferior), Tippecanoe (Ordovícico Medio-Devónico Inferior), Kaskaskia (Devónico Medio-Carbonífero) y Absaroka (Carbonífero-Jurásico Inferior) (véase la Figura 20.7). En general las secuencias comienzan con facies detríticas (principalmente arenosas) que evolucionan en la vertical y lateralmente hacia depósitos de grano fino y facies carbonáticas, pasando a techo a facies de somerización en las qu e es frecuen te la presencia de evaporitas. De las secuencias anteriormen te mencion adas es destacable la potente formación de evaporitas que se origin a

Episodios de formación montañosa Apalache-Ouachita

Cratón

Secuencia

p

11'

M D

s

Antier

Kaskaskia

Secuencia

Tippecanoe

Secuencia

Acádica

Tacónica

o Sauk

Secuencia

• Figura 20.7 Secuencias cratónicas de No rteamérica. Las áreas en blanco representan secuencias de rocas separadas por d iscordancias a gran escala (áreas marrones). Las principales orogenias de la Cordillera se muest ran en el lado izquierdo y las principales Apalache-Ouachita a la derecha.

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572

CAPÍTULO 20

HI S TORI A D E L A T IERR A E N E L P A L EOZ OI C O

en la secuencia Tippecanoe, los extensos depósitos de lutitas físiles negras en la secuencia Kaskasia o los yacimientos de carbón que se forman durante la secuencia Absaroka. Los yacimientos de carbón se presentan en series sedimentarias cíclicas donde alternan capas de sedimentos marinos y no marinos denominadas ciclotemas,

Ambiente continental Erosión

Sedimentac;;ión terrestre

éstos representan secuencias transgresivas y regresivas donde una superficie erosiona! separa un ciclotema de otro (• Figura 20.8). Hay que destacar que a finales del Carbonífero (Absaroka) la zona suroeste del cratón Norteamericano sufrió una intensa deform ación en forma de bloques

Ambiente marino Pantano donde se forma el ¡::afbén

Litoral

Mar abierto

Disconformidad Lutitas continentales y de aguas salobres Lutitas marinas Calizas algáceas con fósiles de invertebrados litorales y de agua salobre Calizas con fósi les de invertebrados de mar abierto Calizas y lutitas con fósiles de invertebrados litorales Lutitas marinas con fósiles de invertebrados litorales Carbón Arcilla basal Lutitas y areniscas continentales Areniscas continentales Disconformidad

(a)

(b)

Futuro carbón potencial Sedimento continental

(c) (d)

• Figure 20.8 a) Secci ó n estratigráfica de un cidotema. b) Capa de carbón. c) Reconst rucción paleoambiental de zonas pantanosas donde se formó el carbón en el Carbonífero. d) Pantano actual similar a los que existieron durante el Carbonífero.

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LA S S ECU EN C I A S CRAT Ó N I C AS Y L A EVA L UACI ÓN D E L C O NT I NENTE N O RTE A M ERICA NO ( L AU R EN T! A ) .

fallados que se elevaron en diversos momentos constituyendo las denominadas Rocosas Ancestrales. Se cree que el origen, poco común, de esta cordillera intracratónica, es el resultado del gran esfuerzo al que qu edó sometida la zona suroeste del cratón Norteamericano cuando Laurasia colisionó con Gondwana.

Historia de los cinturones móviles paleozoicos La actividad orogénica en los cinturones móviles durante esta época tuvo una gran influencia sobre el clima y la historia sedimentaria del cratón Norteamericano ligado a Laurentia y de otras masas contin e n tales . Adicionalmente fue parte del régim en tectónico global que originó la sutura de los continentes formando Pangea a finales de la era paleozoica. En Norteamérica había dos cinturones móviles, uno al este denominado el cin turón m óvil Apalachiano, y otro al oeste con ocido como el cinturón móvil de la Cordillera. Asociado al cinturón Apalachiano se desarrollaron las orogenias Tacónica (Ordovícico Medio y Superior), Acádica (Devónico Medio) , Alleghánica (Carbonífero Superior-Pérmico) y Ouachita (Carbonífero). En el cinturón de la Cordillera tuvieron también lugar las orogenias Antier (Devónico Superior-Carbonífero Inferior) y Ellesmere (Devónico Superior-Carbonífero Inferior). En la zona de lo que actualmente es Europa Occidental y parte de Groenlandia se desarrollo la orogenia Caledónica (Silúrico Superior-Devónico Inferior), cuya

Plataforma carbonática Apalachiana Laurentia (Norteamérica)

(a)

573

continu ación en el cinturón Apalachiano es la orogenia Acádica. Posteriormente, en Europa Meridional tuvo lugar la orogenia Hercínica o Varisca (Carbonífero), que enlazó en Norteamérica con las orogenias Alleghánica y Ouachita. Ya a finales del Paleozoico la orogenia más relevante es la Uraliana, que tuvo lugar durante el Pérmico, cuando colisionó Kazasth ania y Báltica.

El Cinturón orogénico CaledónicoHercínico El cinturón Apalachiano forma junto a los cinturones Caledónico y Hercínico el denominado cinturón orogénico Caledónico-Hercínico, que constituye el sistema montañosos más amplio del Paleozoico. En el mismo se incluyen también el cinturón Ouachita, en el sur de Norteamérica, los Montes Urales en Rusia y el cinturón Sanfrau (Suramérica-África-Australia) en Gondwana. En los apartados siguientes se describen las características y origen de las diversas orogenias que tuvieron lugar durante el Paleozoico y que afectan principalmente a los dos márgenes de Laurentia y zonas limítrofes; A lo largo del Proterozoico superior y Ordovícico medio (Secuencia Sauk), la región de los Apalaches fue un amplio borde continental pasivo. La sedimentación fue predominantemente de arenas marinas someras pasando después a exten sos depósitos de carbonatos . Durante este tiempo se produjo la expansión del Océano Japeto como resultado de movimientos a lo largo de un borde de placa divergente (véase Figura 20.9a).

Borde de placa oceánico-continental

Océano Japeto

Estrec hamiento del Océano Japeto

Dorsal en

(b)

• Figura 20.9 Evolución del cinturón móvil Apalachiano desde el Proterozoico Superior al Ordovícico Superior. a) Durante el Proterozoico Superior al O rdovícico Inferior, el O céa no Japet o se abri ó a lo largo de un borde de p laca divergente. Tanto la costa este de Laurentia como la cost a este de Báltica fueron márgenes contine ntales pasivos con grandes pl at aformas carbonatad as. b) Comenzando el Ordovícico Medio, los márgenes pasivos se convirtieron en bord es convergentes de placa oceánica-continental, originando actividad orogénica (Figura 20.2b).

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574 .

CAPITULO 20

HIST ORIA DE LA TIERRA EN EL P ALEOZOICO

Orogenia Tacónica La subducción de la placa de Japeto por debajo de Laurentia (borde convergente oceánico-continental) durante la secuencia Sa uk, originó la orogenia Tacónica y el nacimiento del cinturón móvil Apalachiano. El cierre por el norte del Océano Japeto provocó la colisión del microcontinente de Avalonia con el margen oriental de Norteaméric a, dando lugar a los Apalaches . La confirmación de la orogenia Tacónica es el desarrollo de una enorme cuña elástica depositada en la proximidad de la zona leva nt ada, denominada Delta de Queenston (Figura 20.10). Orogenia Caledónica El cinturón móvil Caledónico se extendía a lo largo del borde occidental de Báltica, incluyendo las actuales Escocia, Irlanda y Noruega (Figura 20.2c). Durante el Ordovícico Medio comenzó la subducción a lo largo del límite entre la placa Japeto y Báltica (Europa), formando una imagen especular del borde de placa convergente formado en la costa este de Laurentia (Norteamérica). La culminación de la orogenia Caledónica tuvo lugar durante el Silúrico Superior y Devónico Inferior con la formación de una cadena montañosa a lo largo del marge n de Báltica. La cuña elástica form ada a lo largo del fre nte de las montañas Caledórticas se conoce como la Arenisca Roja Antigua (Old Red Sandstone).

Cuña elástica del delta de Queenston

Mar epeírico

Orogenia Acádica La tercera orogenia paleozoica afectando a Laurentia y Baltica comenzó durante el Silúrico Superior y terminó a finales del período Devónico. Esta orogenia afectó al cinturón móvil Apalachiano deformándolo . Como las a nteriores, esta orogenia se originó en un borde de placa convergente oceánicacontinental. Conforme la zona septentrional del Océano Japeto continuó su cierre durante el Devónico, la placa que transportaba Báltica colisionó con Laurentia, formando un borde convergente de placa continental-continental a lo largo de la zona de colisión (Figura 20.3a). La cuña elástica formada como resultado de la meteorización, erosión , transporte y depósito de las montañas Acádicas originó la formación Delta de Catskill. Este potente depósito detrítico está constituido por materiales de color rojo y variada granulometría (conglomerados , areniscas, limolitas y lutitas), donde el color tiene su origen en la presencia de hematites en los sedimentos . La capas rojas de la unidad Delta de Catskill tienen su contrapartida europea en la arenisca roja antigua (Old Red Sandstone) de las islas Británicas y Europa septentrional (Figura 20.11). Ambas unidades detríticas tienen en común ambientes sedimentarios similares, así como la presencia de fósiles de agua dulce, primeros anfibios y plantas terrestres. Terminando el período Devónico se produjo la sutura de Báltica y Laurentia para formar Laurasia (Figura 20.27). Las orogenias Tacónica, Caledónica y Acádica fueron todas ellas parTierras altas te de un acontecimiento orogénico lacónicas mayor relacionado con el cierre del Océano Japeto (Figuras 20.9 y 20.11). Este evento comenzó con bordes convergentes de placas oceánica-continental durante las orogenias Tacónica y Caledónica culminando con un borde convergente de placas continental-continental durante la orogenia Acádica en la que se suturó Laurentia y Báltica. Después de esto comenzó la orogenia Hercínica-Alleghánica seguida por la actividad orogénica en el cinturón móvil Ouachita.

Ordovícico Inferior

• Figura 20.10 Reconstrucción de las elevaciones tacónicas y cuña elástica del Delta de O ueenston. La cuña está formada por facies .elásticas de grano grueso en la proximidad de las zonas elevadas, pa sando lateralmente.·a facies elá sticas de grano fino que se acuñan sobre el cratón.

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Orogenia Hercínica-Alleghánica E l cinturón móvil Hercínico o Varisco de Europa meridional y los cinturones móviles Ap alachiano y Ouchita de Norteamérica marcan la zona a lo largo de la cual Europa (parte de Laurasia) colisionó con Gondwana (Figura 20-3). Mientras,

LAS SECUENC I AS C RATÓN I CAS Y LA EVALUA CIÓN DEL CONTINENTE NORTEA~ I ER ! CANO ( LA U R ENT I A ) .

575

Laurentia

Mar epeírico

(

Zona de sutura

Corteza continental

• Figura 20.11 Bloque d iagrama mostrando el área de colisión entre Laurentia y Báltica. Nótese la simetría bilat eral de las .cuñas elásticas (Delta de Catskill y Arenisca roja antigua, y su relación con las montañas Acádicas-Cal edónicas.

e n el área del cinturón m óvil de Ouchita, colisionaron Gondwana y Laurasia m eridional durante los períodos Carbo11ífero y Pérmico; Laurasia orie ntal (Europa y sudeste d e Norteam érica) se unió junto con Gondwana (África) como parte de la orogenia Hercínica-Allegh ánica (Figura 20.4a). El con tacto inicial entre Laurasia Orien tal y Gondwana comenzó durante el período Carbonífero a lo largo del cin t urón móvil Her cínico. La mayor deformación tuvo lugar durante los p eríodos Carbonífero y Pérmico conociéndose como la orogenia Hercínica. El m odelo de formación del orógeno h ercínico implica la desaparición · por subducción del océano que, h asta el Carbonífero, separaba Laurasia de Gondwana, afectando asimismo al microcontinente de Armórica, que se en contraba entre ambas, y del que formaba parte Iberia. A finales del Carbonífero la subdución doble afectando a los océanos Rh éico y Paleo-Tetis, condujo a una colisión doble en la que A.rmórica quedó aprisionada entre las dos grandes masas contine ntales, sufriendo una, deformación dúctil que provocaría la adaptación de este microcontinente (inicialmente lineal) a la forma irregular de la zona meridional de Laurentia (Figura 20.l?).

La orogenia Hercínica se caracterizó por una intensa actividad magm ática (granitos), formados entre hace 350 y 280 millones de años. La parte central y meridional del cinturón móvil Apalachiano se deformó h acia el cratón conforme se produjo la sutura de Gondwana y Lau rasia. Este acontecimiento se conoce en Norteamérica como la orogenia Allegh ánica. .

Orogenia Ouachita La orogenia O uachita, equivalente a la orogenia Hercínica pero en el su r de EEUU, tuvo su origen en el paso de un borde continental pasivo a un borde con vergente a comie n zos del período Carbonífero (Figu ra 20.13). Los sedimentos sufrieron cabalgamie ntos a lo largo del Carbonífero Sup e rior y Pérmico Inferior, e mpujados por fuerzas compresivas generadas a lo largo de la zona de subducción conforme Gondwana colision ó con Laurasia. Esta colisión está marcada por la formación de una gran cadena montañosa, que en su mayor parte fue erosion ada durante la era Mesozoica. La deformación Ouachita fue parte d e la actividad tectónica generalizada que sucedió cuando Gondwana se unió a Laurasia. Los cinturones © Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO 20 ·

HISTORIA DE LA TIERRA EN EL PALEO ZO ICO

Carbonífero Inferio r Laurasia

Gondwana

Carbonífero Medio Laurasia

Gondwana

Carbonífero Superior Pangea

L-r--~-~ O O

~

C. Continental

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~

C. Océanica

(a)

(b)

• Figura 20:12 Explicación d.el origen.y evolución del Macizo Hespérico por medio de una microplaca (Armórica, equ iva lente a la zona central de éste). a) Vista en corte. b) Vista en planta. NA Norteamérica. GRO . Groenlandia. ESC. Escandinavia. E. Iberia .

Norteamérica

Norteamérica

Corteza oceánica

Corteza continental

Corteza oceánica (b)

(a)

Norteamérica

• Figura 20.13

(c)

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Modelo de tectónica .de placas para la deformación del cinturón móvil Ouachita. a) Ambiente deposicional previo al comienzo de la actividad orogén ica. b) La incipiente colisión continenta l entre Gondwana y Norteamérica com.enzó durante el período Carbonífero Inferior a Superior. c) La co lisión continental continuó durante el período Carbonífero Superior.

¿QUÉ PAPEL REPRESENTARON LAS M ! CR OPL ACAS Y LOS TER RENO S EN LA FORMACIÓN DE PANGEA?

577

Arco volcánico ''

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Montes

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• Figura 20.15

I

Cordillera Caledoniana

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Reconstrucción del cinturón móvil de la Cordillera a comienzos del Carbonífero Inferior. Se observa que los depósitos de aguas profundas del talud continental fueron fallados compresivamente en dirección este provoca ndo cabalgamientos sobre depósitos de plataforma que se habían originado en aguas someras, fo rmándose las monta ñas Antier.

Cordillera Varisca (Hercínica)

• Figura 20.14 Esquema del orógeno Varisco (Hercínico) a finales del Paleozoico. Este cinturón unía dos grandes masas continentales, una meridional (Gondwana) y otra septentrional (Laurasia).

móviles Hercínico, Apalachiano y Ouachita fueron continuos y marcaron el borde meridional de Laurasia (Figura 20 .4). La actividad tectónica que elevó el cinturón móvil Ouachita fue muy complejo y en él intervinieron no sólo la colisión de Gondwana y Laurasia, sino también varias microplacas y «terranes » entre los continentes que finalmente se convirtieron en parte de América Central. Las tres orogenias del Paleozoico Superior (Hercínica, Alleghánica y Ouachita) representan la unión final entre Laurasia y Gondwana para formar durante el Pérmico el supercontinente Pangea (Figura 20.14).

oceánica que separaba el arco-isla del cratón. Esta fue la primera orogenia de una serie de acontecimientos.orogénicos que afectaron al cinturón móvil de la Cordillera. Durante el Mesozoico y Cenozoico esta zona fue el lugar de la principal actividad tectónica causada por la convergencia oceánica-continental y la acreción de varios «terranes» (terranes). Más al norte uno o varios «terranes» colisionaron con Canadá septentrional originando la orogenia Ellesmere.

¿QUÉ PAPEL REPRESENTARON LAS MICROPLACAS Y LOS «TERRANES» EN LA FORMACIÓN DE PANGEA?

El Cinturón móvil de la Cordillera Durante el Proterozoico Superior y el Paleozoico Inferior el área de la Cordillera fue un margen continental pasivo a lo largo del cual se depositaron extensos sedimentos de plataforma continental. Al comienzo del Paleozoico Medio se formó fuera de la zona occidental del cratón un arco volcánico, éste se desplazó hacia el este y colisionó con el borde occidental del cratón durante el Devónico Superior-Carbonífero Inferior; el resultado fue la orogenia Antler (Figura 20.15). Esta orogenia fue causada por la subducción cerrando la estrecha cuenca

emos presentado la historia geológica de los cinturones móviles que rodeaban los continentes paleozoicos desde el punto de vista de la subducción a lo largo de límites de pfacas convergentes. Sin embargo, cada vez está más claro que la acreción en los márgenes continentales es más complicada que las sencillas interacciones de placas a gran escala que hemos descrito . Ahora, los geólogos reconocen que durante el Paleozoico existían numerosos terrenos acrecionarios o microplacas que estuvieron involucrados en

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CAPITULO 20

HI S TORI /\ D E L A TIERRA E N EL P f\LE O Z OI C O

los acontecimientos orogénicos que se produjeron en esa época. En este capítulo, hemos tenido especialmente en cuenta los seis continentes paleozoicos principales. Sin embargo, como ya hemos visto, durante el Paleozoico existieron terrenos acrecionarios (también denominados «terranes») y microplacas de diversos tamaños que participaron en la formación de Pangea. Por ejemplo, el pequeño continente de Avalonia estaba formado por algunas partes costeras de Nueva Inglaterra , el sur de New Brunswick, gran parte de N ueva Escocia, la península de Avalón, al este de Terranova, el sudeste de Irlanda, Gales, Inglaterra y algunas partes de Bélgica y el norte de Francia. Este «terrane» existió como un continente aparte durante el Ordovícico y empezó a colisionar con Báltica durante el Silúrico y con Laurentia (como parte de Báltica) durante el Devónico (Figuras 20.2b, c y 20.3a) . Florida y partes del litoral oriental de Norteamérica forman el «terrane» de Piedmont, que era parte del continente más grande de Gondwana. Este «terrane» se unió a Laurasia durante el período Carbonífero. Numerosas mícroplacas y «terranes» ocupaban la región entre Gondwana y Laarasia que después se convirtió en parte de América Central durante la colisión carbonífera entre estos continentes. Durante el Cámbrico se desarrollaron arcos entre los que destaca por sus dimensiones el sistema de arcos de Sanfrau (Suramérica-África-Australia). A lo largo de este cinturón durante el Cámbrico y Ordovícico los terrenos colisionaron y acrecionaron en las costas orientales de Aus tralia y Antártica; y en la occidental de Suramérica. Durante el Devónico y Carbonífero continuó la subducción y acreción de «terranes » en estas zonas a lo largo del cinturón orogénico de Samfrau, siendo responsable de cadenas montañosas en Sudáfrica, Tasmania y Argentina. Asia Oriental es otro ejemplo de compleja amalgamación de bloques continentales acrecionados , con cinturones plegados marginales conteniendo suturas. Los cinturones envolvían los bloques estables, entre los cuales los principales son Kazasthania, Siberia y la India. Esta parte de Asia creció como resultado de una secu encia de colisiones de microcontinentes que comenzaron en el Devónico en el centro -este de Asia, moviéndose progresivamente hacia el sur hasta el Cenozoico, cuando India colisionó con el Tíbet. Por tanto, aunque la historia básica de la formación de Pangea durante el Paleozoico no ha cambiado, los geólogos se han dado cuenta de que las microplacas y los «terranes» también jugaron un papel importante y ayudan a explicar algunas situaciones geológicas anteriormente anómalas.

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RECURSOS MINERALES DEL PALEOZOICO Las rocas de la era Paleozoica contienen una gran variedad de recursos minerales importantes, depósitos minerales metálicos y no metálicos, y arena y grava para la construcción. Fuentes importantes de arena silícea o industrial son la Jordan Sandstone, del Cámbrico Superior de Minnesota y Wisconsin; la St. Peter Sandstone, del Ordovícico M edio; la Tuscarora Sandstone, del Bajo Silúrico de Pennsylvania y Virginia; la Formación Ridgeley devónica, del oeste de Virginia, Maryland y Pennsylvania, y la Sylvania Sandstone devónica, de Michigan. La arena silícea tiene una gran variedad de usos, incluida la manufacturación de vidrio, ladrillos refractarios para los altos hornos y moldes para la fundición de aleaciones de hierro , aluminio y cobre. Algunas arenas silíceas, llamadas arenas de fracturación hidráulica, se bombean dentro de los pozos para romper las rocas portadoras de petróleo o gas y proporcionar pasos permeables para que el petróleo o el gas pasen al pozo. Exis ten potentes depósitos de evaporitas silúricas, en su mayoría salgema (NaCl) y yeso (CaS0 4 • 2H 2 0), éstas últimas transformadas en anh ídrita (CaS0 4 ), por debajo de algunas zonas de Michigan, Ohio , Nueva York y zonas adyacentes de Ontario, Canadá. Estas rocas son fuentes importantes de diversas sales. Además, los arrecifes costeros y de barrera de las rocas carbonáticas asociadas con estas evaporitas son reservas de petróleo y gas en Michigan y Ohio. Las evaporitas de Zechstein en Europa se extienden desde Gran Bretaña, atravesando el Mar del Norte por Dinamarca, Holanda, Alemania y el este de Polonia y Lituania. Además de las evaporitas, los depósitos de Zechstein forman la roca de tapa de las grandes reservas de los campos de gas de Holanda y parte de la región del Mar del Norte. Otras reservas minerales de evaporitas importantes incluyen las de la Cuenca pérmica del Delaware, al oeste de Tejas y Nuevo Méjico , y las evaporitas devónicas de la Cuenca de Elk Point, en Canadá. En M ichigan, se extrae yeso para utilizarlo en la construcción de pladur. Las calizas del Paleozoico Superior de muchas zonas de Norteamérica se utilizan en la fabricación de cemento. La caliza también se extrae para utilizarla en los altos hornos para la producción de acero. Los recursos minerales m e tálicos, como el estaño, el cobre , el oro y la plata, se distinguen de las rocas del Paleozoico Superior, especialmente las deformadas durante la formación de montañas. Las rocas de caja que contienen depósitos de plomo y cinc al sudeste de Mis-

REC UR SOS M I NE RAL ES D EL PAL EOZO ICO

souri son dolomías cámbricas, aunque algunas rocas del Ordovícico también contienen estos metales. Estos depósitos se llevan explotando desde 1720, pero están en gran parte agotados. Ahora, la mayor parte del plomo y del cinc que se extrae en Missouri proviene de rocas sedimentarias de la edad Carbonífera. La formación silúrica de Clinton aflora desde el norte de Alabama hasta Nueva York, y podemos encontrar rocas equivalentes en Terranova. Se ha extraído hierro en muchos lugares de esta formación. E n los Estados Unidos, las menas más ricas y las mayores explotaciones estaban cerca de Birmingham, Alabama, pero actualmente, en esa zona sólo se produce una pequeña cantidad de mena mineral. El petróleo y el gas natural en cantidades económicamente viables se extraen de rocas cuya edad varía entre el Devónico y el Pérmico. Por ejemplo, las rocas Pérmicas de las cuencas de Michigan, Illinois y Williston, de Montana, Dakota del Sur, y de terrenos adyacentes de Alberta, Canadá, han proporcionado cantidades considerables d e hidrocarburos. Los arrecifes pérmicos y otros estratos del oeste de Estados Unidos, particularmente de Tejas, también han sido productores importantes.

579

Oué haría Es el líder de un equipo de geólogos de una compañía minera internacional. Su empresa posee los derechos de grandes áreas de varios países a lo largo de la costa oeste de África. Los contratos de estos derechos minerales expirarán en breve y se le ha encomendado la tarea de evaluar q ué contratos son los más prometedores. ¿Cómo cree que le pueden ayudar sus conocimientos sobre la tectónica de placas del Paleozoico para hacer estas evaluaciones?

Aunque conocemos c ap as de carbón de la época p érmica en diversas áreas, que incluyen Asia, África y Australia, la mayoría del carbón de Norteamérica y Europa procede de depósitos del Carbonífero Superior. Grandes áreas del subsuelo de la región de los Apalaches y del m edio oeste de Estados Unidos contienen vastos depósitos de carbón (• Figu ra 20.16). Estos depósitos de carbón se formaron a partir de la exuberante vegeta-



Explicaciones 1ipo de carbón

D

D D D

Porcentaje de todo el carbón

Antrac ita Carbón bituminoso

48

Carbón subbituminoso 34 Lignito

17

Figura 20.16

Distribución de los depósit os de carbón en los Estados Unidos. En la mayor parte de los casos, la edad del ca rbón de los estados del medio oeste y de la región de los Apalaches es carbonífera, mientras que las de los del oeste son en general del Cretácico y del Cenozoico.

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CAPITULO

20

HI ST ORIA D E L A T I E RRA E N EL PA L E OZOIC O

ción que floreció en los pantanos durante el Carbonífero (véase el Capítulo 21) . Gran parte de este carbón es bituminoso, con unos contenidos en carbono de aproximadamente el 80%. Es un carbón denso y negro que ha sido tan alterado que raramente se pueden ver restos de plantas. El carbón bituminoso se utiliza para fabricar coque, una sustancia dura y gris formada por la ceniza fundida del carbón bituminoso. El coque se utiliza para encender los altos hornos para la fabricación del acero.

G EO

Parte del carbón de edad carbonífera de Norteamérica es antracita , un tipo de carbón metamórfico que contiene hasta el 98 % de carbono. Gran parte de la antracita está en la región de los Apalach es (Figura 20.16). Es especialmente deseable porque que ma con una llama sin humo y produce más calor por unidad de volumen que otros tipos de carbón. Por desgracia , es el tipo d e carbón menos común , la mayoría del carbón utilizado en Estados Unidos es bituminoso.

,,

RECAPITULACION Resumen del capítulo Las Tablas 20.l (véase la p.ág. 581) y 20.2 (véase la pág. 582) proporcionan resúmenes de la historia geológica del cratón y de los cinturones móviles de Norteamérica, así como eventos globales y cambios en el nivel del mar durante la Era Paleozoica. La mayoría de los continentes tienen dos componentes principales: un cratón relativam ente estable sobre el que los mares epeíricos han hecho transgresión y regresión, rodeado de cinturones móviles en los que tiene lugar la.formación de montañas. Al comienzo de la Era Paleozoica existían seis continentes. principales; cuatro de ellos se encontraban cerca del paleoecuador. Durante ·el Paleozoico Inferior (CámbricoSilúrico), Laurentia se movía hacia el norte y © Cengage Learning Paraninfo

Gondwana hacia el sur, como indican los depósitos de tillita. Durante el Paleozoico Superior, Báltica y Laurentia colisionaron y formaron Laurasia. Siberia y Kazakhstania colisionaron y, al final, se unieron a Laurasia. Gondwana se movió hacia el Polo Sur y experimentó varios períodos glaciares e interglaciares, lo que tuvo como resultado transgresiones y regresiones y cambios globales del nivel del mar a lo largo de los márgenes de menor cota del cratón. Laurasia y Gondwana sufrieron una serie de colisiones que comenzaron en el Carbonífero. Durante el Pérmico se completó la formación de Pangea. Rodeando el supercontinente había un océano global, Panthalasa.

RES UMEN DEL CA PÍTUL O

581

Tabla 20.1

Resumen de los acontecimientos en el Paleozoico Superior

408

Secuencias Cambios en Cinturón relativos del Período Nortemóvil de La nivel del mar geológico américa Ascenso Descenso Cordillera

,

Cratón

Cinturón móvil Ouachita

Cinturón móvil Apalachiano Orogenia

Principales acontecimientos fuera de N orteamérica

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Abundantes arrecifes barrera y evaporitas

Silúrico

438


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Orogenia Caledónica

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Cuña elástica del delta de Queenston

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Nivel del mar /actual

Ordovícico

Orogenia Tacónica

Glaciación continental en el hemisferio austral

Transgresión del Mar Tippecanoe

Regresión exposición de grandes áreas a la erosión

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505

El escudo canadiense y eJ. arco transcontinental únicas áreas sobre el nivel del mar

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Cámbrico

Transgresión del Mar Sauk

545

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La historia geológica de N orteamérica está dividida en secuencias cratónicas que reflejan transgresiones y regresiones a lo largo de todo el cratón. Las transgresiones y regresiones, producidas probablemente por el avance y retroceso de las capas de hielo de Gon dwana a lo largo de la paute inferior del cratón de Norteamérica tuvieron como

resultado la· formación de carbones durante el Período Carbonífero. La formación de montañas cratónicas, específicamente las Rocosas .A ncestrales, se produjo durante el Período Carbonífero y tuvo como resultado el depósito en las cuencas de . gruesas rocas detríticas no m arinas y evaporitas: © Cengage Learning Paraninfo

Tabla 20.2

V1

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Resumen de los acontecimientos en el Paleozoico Superior

Período geológico

Secuencias en Norteamérica

Cambios relativos del nivel del mar Ascenso Descenso

245

Cinturón móvil de La Cordillera

Desiertos, eva poritas y capas rojas continentales en el suroeste de Estados Unidos

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Frecuentes pantanos generadores de carbón

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Orogenia Ouachita

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Formación de las Rocosas Ancestrales

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Orogenia Hercínica o Varisca )>

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Orogenía Alleghánica

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Principales acontecimientos fuera de Norteamérica

Formación de Pangaea

Abundantes arrecifes en el área de Texas

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286

320

Cinturón móvil Apalachiano

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Pérmico

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Cratón

Cinturón móvil Ouachita

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Transgresión del mar Absaroka Amplia dispersión de calizas y lutitas físiles negras

360 Amplia dispersión de lutitas físiles negras

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Orogenia Antier

Formación de extensos arrecifes barrera en Canadá Occidental

Devónico --Nivel del mar actual Tippecanoe

408

Cuña elástica del Delta de Catskill

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Transgresión del mar Kaskaskia

Orogenia Acádica

Cuña elástica de la Arenisca Roja en las Islas Británicas

Oro genia Caledónica

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CUESTION ES D E R E PASO

Durante el Pérmico Inferior, el mar de Absaroka ocupó una zona estrecha del cratón centro-sur. En ese momento se desarrollaron varios arrecifes grandes y su s evaporitas asociadas . Al final del Período P érmico, el m ar de Absaroka se había retirado del cratón. Durante el tiempo de Sauk, el borde este de Norteamérica era una plataforma estable de carbonatos. Durante el tiempo de Tippecanoe, se formó un límite de p lacas convergentes oceánicocontinental, lo que tuvo como resultado la orogenia Tacónica, la primera d e varias oroge nias que afectaron al cinturón móvil Apalachiano. Las inicialmente formada s montañas Tacónicas depositaron sedimentos en el mar epeírico del oeste, formándose el Delta de Queenston, una cuña elástica. Las orogenias Caledónica, Acádica, Hercínica y Alleghánica fueron p arte de la actividad tectónica global que formó Pangea.

583

El cinturón móvil de la Cordillera dio lugar a la orogenia Antie r, una orogenia Devónica m enor. Durante el Carbonífero y el Pérmico Inferior se formaron montañas en el cinturón móvil Ouachita. Esta actividad tectónica fue en parte responsable del levantamiento cratónico del sudoeste, dando lugar a las Rocosas Ancestrales. Durante la Era Paleozoica, existían numerosos «terranes» y microcontinentes (como Avalonia), que jugaron un papel importante en la form ación de Pangea. Las rocas de la era Paleozoica contie nen una gran variedad de recursos minerales, incluyendo roca de construcción, caliza para cemento, arena silícea, evaporitas, petróleo, carbón, m e n as de h ierro , plomo y zinc junto a otros depósitos m etálicos.

Términos clave báltica (pág. 5 64) china (pág. 564 ) cinturón móvil (pág. 563) cinturón móvil de la cordillera (pág. 563) cinturón móvil de los apalaches (pág. 563)

cinturón móvil franklin (pág. 563 ) cinturón móvil ouachita (pág. 563) gondwana (pág. 564) kazakhstania (pág. 564) laurasia (pág. 5 6 5) laurentia (pág. 5 64) mar epeírico (pág. 563)

océano panthalasa (pág. 570) orogenia alleghánica-hercínica (pág. 574) oro genia caledónica (pág. 5 7 4 ) oro genia ouachita (pág. 5 7 5) orogenia ta cónica (pág. 5 7 4 ) siberia (pág. 5 64)

Cuestiones de repaso l.

2.

Un ciclo transgresivo-regresivo importante rodeado por discordancias estratigráficas a lo largo de todo el cratón es un(a): a ._ __ unidad bioestratigráfica; b ._ _secuencia cratónica; c ._ __orogenia; d. _ _mar somero; e. _ _ _ ciclotema. ¿De qué tipo de interacción de placas proviene la orogenia Tacónica?: a.___convergente oceánica-oceánica; ' b ._ __ convergen te oceánica-continental;

c ._ __convergente continental-continental; d. _ _ divergente; e ._ __de tran sformación. 3.

¿En qué cinturón m óvil estaba confinada la actividad orogénica durante la Era del Paleozoico Inferior?: a. _ _ Franklin; b._ _Cordillera; c. _ _ _ Ouachita; d ._ _de los Apalach es; e. _ _ _ respuestas b y c .

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CAPÍTULO

20

HI STO RIA DE LA TIE RR A EN EL PALEOZOICO

4.

¿Durante qu é secuencia era el borde este de Laurentia un borde de placas pasivo?: a. _ _Zuni; b. _ _Tippecanoe. c. _ _ Sauk; d ._ _ Kaskaskia; e. _ _Absaroka;

7.

Las secuencias sedimentarias de repetición rítmica son: a. _ __arrecifes; b .___ oro genias; c. _ __ciclotemas. d. _ _ tillitas; e. ___vaporitas.

5.

¿Por la meteorización de qué montañas se formó la cuña elástica del Delta de Catskill? : a ._ _Arco Transcontinental; b. _ _Acadiense; c. _ _Tacónicas ; d .___ Sevier; e. _ _ Nevádica.

8.

6.

¿Qué región montañosa se formó por el levantamiento de la parte su doeste del cratón durante el Absaroka superior?: a. _ _ .Tierras altas Antler; b. _ _ Marathon; c ._ _ Rocosas Ancestrales; d. _ _los Ap alaches ; e. _ _ ninguna de ellas.

¿Cuál fue la primera orogenia Paleozoica en tener lugar en el cinturón móvil de la Cordillera?: a ._ _Acádica; b. _ _Allegh ánica; c.___Antler; d. _ _ Caledónica; e. _ _ Ellesmere.

9.

¿Durante qu é período se produjo la extensa glaciación continental del continente Gondwana?: a. _ __ Cámbrico; b. _ _ _ Silúrico; c._ _ Devónico; d. _ __ Carbonífero; e ._ __ Pérmico;

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A CTI V ID A DE S EN L A W ORLD WIDE WEB

585

1 O.

Explique cómo afectó el movimiento de placas de la Era Paleozoica a los patrones de meteorización.

14.

¿Qué evidencia indica que el Océano Jape to empezó a cerrarse durante el Ordovícico Medio?

11.

¿Cuáles son algunos de los métodos geológicos utilizados para determinar las ubicaciones de los continentes durante la Era Paleozoica?

15 .

12.

Explique por qué son las secu encias cratónicas una forma conveniente de estudiar la historia geológica de la Era Paleozoica.

13.

De acuerdo a estimaciones h echas a partir del trazado y la correlación, el Delta de Queenston contiene más de 600.000 km 3 de rocas erosionadas de las montañas Tacónicas. En base a esto, los geólogos estiman que las montañas Tacónicas tenían una altura de al menos 4.000 m. También estiman que el Delta de Catskill contiene tres veces más de sedimentos que el Delta de Queenston. A partir de lo que ya sabe sobre la distribución geográfica de las montañas Tacónicas y de las montañas Acadienses, ¿puede estimar la altura que podrían haber tenido las montañas Acadienses?

En b ase a la explicación de los ciclos de Milankovitch y su papel en la creación de ciclos glaciares-interglaciares (véase el Capítulo 14), ¿podrían ser estos ciclos responsables en parte de los ciclos transgresivos-regresivos que tuvieron como resultado ciclotemas durante el período Carbonífero?

16.

¿Cuáles eran las diferencias principales entre los cinturones móviles de los Apalaches, Ouachita y de la Cordillera durante la Era Paleozoica?

17.

¿Cómo están relacionadas las orogenias Caledónica, Acadiense, Ouachita, Hercínica y Alleghénica con los conceptos modernos de tectónica de placas?

18.

Explique cómo se puede utilizar la secuencia estratigráfica para llegar a correlaciones globales y por qué es útil a la hora de reconstruir eventos del p asado.

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Historia de la vida en el Paleozoico

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CAPITULO 21

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

Introducción ¿Qué fue la explosión Cámbrica? Aparición de una fauna con concha Vida invertebrada marina Paleozoica La evolución de los vertebrados Los peces Los anfibios: los vertebrados invaden la tierra La evolución de los reptiles: la tierra es conquistada ENFOQUE GEOLÓGICO 21 .1: Palinología: Un vínculo entre geología y biología La evolución de las plantas Geo-Recapitulación

Diorama del entorno y biota de la capa de Phyllopod de la Burgess Shale, Columbia Británica, Canadá. Al fondo hay un muro vertical de una escarpadura submarina sobre la que crecen las algas. Los organismos cilíndricos y estriados que hay en el fondo fangoso en primer plano son esponjas. Fuente: inst it uto Smithsonian, t ransparencia nº 86-13471A

CAPITU LO 21

HISTORIA D E LA VIDA E N E L PA L E OZOICO

Introducción 130 y el 31 de agosto de 1909, cerca del final del verano, Charles D. Walcott, geólogo y director del Instituto Smithsonian, se encontraba b uscando fósiles en un sendero de Burgess Ridge entre Mount Fi eld y Mount Wapta, cerca de Field, Columbia Británica, Canadá. En la pendiente oeste de estas montañas, descubrió los primeros fósiles de cuerpo blando de la lutita de Burgess, un descub rimi ento de gran importancia para descifrar la historia temprana de la vida. Durante la semana siguiente , Walcott y su equipo partieron numerosos bloques de lutita, muchos de los cua les presentaban la impresi ón de organismos de cue rpo blando bien preservados en p lanos estratifi cados. Walcott regresó al mismo lugar el verano sigu iente y localizó el estrato de lutita origen de estas rocas portadoras de· fósiles en la pronunciada pendiente situada por encima del sendero. Excavó el lugar y envió miles de fósiles al Museo Na ciona l de Historia Natural, donde más tarde los estudió y catalogó . La importancia del descubrim iento de Walcott no radicaba en que fuera otra colección de fósiles cámbricos bien conserva dos, sino en que proporcionó a los geólogos una rara visión de un mundo anteriormente casi desconocido: el de los animales de cuerpo blando, que vivieron hace 530 millones de años. Los fósiles bien conservados de la lutita de Burgess muestran una imagen mucho más completa de una comu nidad del Cámbrico Medio que los depósitos que contienen solamente fósiles de las partes duras de los organismos. De hecho, el 60% de la colección total de fósiles de más de 100 géneros está compuesto de animales de cuerpo blando, un porcentaje com parable a las com unidades marinas de la actualidad. ¿Oué condiciones ll evaron a la notable conservación de la fauna de la lutita de Burgess? El emplazamiento del depósito de la lutita de Burg ess se encuentra en la base de un escarpe submarin o pronunciado . Los animales cuyos restos fósil es exquisitamente conservados encontram os en la lutita Burgess vivían en bancos de fango que se formaban en la

parte superior de este escarpe. Periódicamente, esta zona inestable se desplomaría y descendería por la pendiente en forma de corriente de turbidez. En la base, el lodo y los animales arrastrados con él se deposita ron en un entorno anaeróbico de agua profunda carente de vida. En este entorno, la degradación bacteriana no destruía los animales enterrados y, por tanto, se comprim ieron por el peso de los sedimentos superiores y se conservaron como im presiones carbonosas. En este capítu lo, examinamos la historia de la vida en el Paleozoico como un sistema de acontecimientos geológicos y biológicos intercon ectados. Los procesos subyacentes de la evo lución y la tectónica de placas son las fuerzas que dirigen este sistema. La apertura y cierre de las cuencas oceánicas, las transgresiones y regresiones de los mares epeíricos, la formación de cadenas montañosas y el cambio de posición de los continen tes afectaron profundamente a la evolución de las comunidades marinas y terrestres. Con la aparición de los an imales vertebrados, cerca de la frontera entre el Precámbrico y el Cámbrico, comenzó una época de tremendos cambios biológicos. A continua ción, los inverteb"rados marinos comenza ron un período de radiación y evolución adaptativa. Los primeros registros fósiles de vertebrados son peces, que se desarrollaron dura nte el Cámbrico. Hay un grupo de peces que son los ancestros de los anfibios, que evolucionaron durante el Devónico. Los reptiles evolucionaron a partir de los an fibios durante el Período Carbonífero y fueron los animales vertebrados dom inantes en la Ti erra hacia el final del Paleozoico. Las plantas son anteriores a los anima les en la tierra, y tanto unos como otras se enfrentaron a los mismos problemas básicos a la hora de trasladarse del agua a la tierra. El final de la Era Paleozoica fue testigo de la mayor ext in ción en masa de la historia de la Ti erra. La comunidad de invertebrados marinos fue devastada, al igua l que muchos anfibios y reptiles.

¿QUÉ FUE LA EXPLOSIÓN CÁMBRICA?

pos de animales, y la mayoría de los científicos hace referencia a ella como la «explosión cámbrica». Sin embargo, esta súbita aparición de nuevos animales en el registro fósil es rápida sólo en el contexto de tiempo geológico, ya que tuvo lugar a lo largo de millones de años durante el Período Cámbrico Inferior. Esta aparentemente súbita aparición de animales en el registro fósil no es un descubrimiento reciente. Los primeros geólogos observaron que los restos de anima-

comienzo de la Era Paleozoica, aparecen abruptamente lo.s animales con esqueleto en el registro de fósiles . De hecho , su aparición se describe como un desarrollo explosivo de nuevos ti-

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APARICIÓN D E U NA FAUNA CO N C Ol\CH A

les con esqueleto aparecían de forma bastante abrupta en el registro fósil. Charles Darwin afrontó este problema en El origen de las especies y observó que, sin una explicación convincente, este evento era difícil de reconciliar con su nueva teoría de la evolución. La súbita aparición de animales con concha durante el Cámbrico Inferior contrasta con la biodiversidad que vivía durante el Eón Proterozoico precedente. Hasta la evolución de la fauna ediacariana, la Tierra estaba poblada principalmente por organismos unicelulares . Recordemos del Capítulo 19 que la fauna del ediacariano, que se encontraba en todos los continentes excepto en la Antártida, se componía principalmente de organismos multicelulares de cuerpo blando. También se han encontrado en algunas localidades tubos calcáreos micros cópicos, que probablemente daban cobijo a organismos filtradores parecidos a los gusanos . Además, podemos encontrar por todo el mundo rastros y excavaciones que representan la actividad de gusanos y animales parecidos a babosas, asociados con la fauna ediacariana. Los rastros y excavaciones son similares a los de los organismos de cuerpo blando modernos. Hasta hace poco tiempo, parecía que había pasado un período de tiempo bastante la rgo entre la extinción de la fauna ediacariana y los primeros fósiles del Cámbrico. Este período se ha estrechado considerablemente en años recientes con el descubrimiento de nuevas localizaciones de fósiles del Proterozoico. Ahora, la línea de fósiles del Proterozoico continúa justo hasta la base del Cámbrico. Es más, trabajos recientes en Namibia indican que los fósiles del tipo de Ediacara están presentes incluso por encima de la primera aparición de los fósiles índice del Cámbrico. Independientemente de todo esto, la causa de la aparición súbita de muchos tipos diferentes de animales durante el Cámbrico Inferior es aún un tema de debate caliente. Técnicas moleculares recientemente desarrolladas permiten a los biólogos de la evolución comparar secuencias moleculares del mismo gen pero de diferentes especies aplicándolo a la filogenia de muchos organismos. Además, nuevos yacimientos de fósiles y estudios estratigráficos detallados están arrojando luz sobre la historia temprana y los ancestros de los diversos invertebrados. Es probable que la explosión Cámbrica tuviera sus raíces firmemente implantadas en el Proterozoico. Sin embargo, el mecanismo que disparó este evento es todavía desconocido y probablemente fue el resultado de una combinación de factores , tanto biológicos como geológicos. Por ejemplo, la evidencia geológica indica que la Tierra sufrió glaciaciones una vez o más durante el Proterozoico, seguida de un calentamiento global durante el Cámbrico. Estos cambios medioambientales globales po-

589

drían haber estimulado la evolución y contribuido a la explosión cámbrica. Sea cual sea la causa última de la explosión cámbrica, la aparición de fauna con esqueleto y la rápida diversificación de esta fauna durante el Cámbrico Inferior fueron acontecimientos importantes en la historia de la vida.

APARICIÓN DE UNA FAUNA CON CONCHA os primeros organismos con partes duras son los tubos calcáreos del Proterozoico, que encontramos en asociación con la fauna ediacariana en diversas localidades a lo largo de todo el mundo. A ellos les siguen fósiles con esqueleto microsc;:ópicos del Cám.brico Inferior (• Figura 21.1) y la aparición de animales con es queleto grande durante la explosión cámbrica.

(a)

(e)

(b)

• Figura 21.1 ~~~~~--~~~~~·

Tres pequeños fósiles con concha (de varios milímetros de largo) del Cámbrico Inferior. (a) Un esclerito cónico (un trozo de armadura que la cubre) de Lapworthella procedente de Australia. (b) Archaeooides, un fósil esférico enigmático de las Montañas Mackenzie, Territorios del Nordeste, Canadá. (c) El tubo de un anabarítido de las Montañas Mackenzie, Territo rios del Nordeste, Canadá. Fúente: Cortesía de Simon Conway Morris y Stefan Bengston, Universidad de Cambridge, Gran Bretaña.

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CAPÍTULO 21

HI S TORIA D E L A V ID A E N EL P ALE O Z OICO

Junto con el interrogante de por qué aparecen estos animales tan abruptamente en el registro fósil, hay otro igualmente intrigante, por qué adquirieron inicialmente esqueletos y qué ventaja selectiva les proporcionaron. Se han propuesto un cierto número de explicaciones a la cuestión de por qué los organismos marinos adquirieron esqueletos, pero ninguna de ellas es totalmente satisfactoria ni universalmente aceptada. La formación de un exoesqueleto confiere ventajas a un organismo: ( 1) Proporciona protección contra la radiación ultravioleta, permitiendo a los animales moverse en aguas superficiales ; (2) ayuda a prevenir la sequedad de un ambiente intermareal; (3) tanto un exoesqu eleto como un endoesqueleto permiten a los animales incrementar su tamaño y les proporciona puntos de apoyo para los músculos; y (4) proporciona protección contra los depredadores. Evidencias recientes de fósiles de depredadores y de especímenes de presas dañadas, así como de las adaptaciones antidepredadores en algunos animales, indican el gran impacto de la depredación durante el Cámbrico. Con los depredadores jugando un importante papel en el ecosistema marino del Cámbrico, cualquier mecanismo o característica que protegiera a un animal sería una ventaja clara y conferiría una ventaj a adaptativa a un organismo. Actualmente, los científicos no tienen una respuesta clara sobre por qué los organismos marinos desarrollaron esqueletos mineralizados durante la explosión cámbrica y en el período inmediatamente posterior. N o

hay duda de que evolucionaron debido a un cierto número de factores biológicos y medioambientales . Sea cual sea la razón, la adquisición de un esqueleto mineralizado fue una innovación evolutiva importante que permitió a los invertebrados ocupar con éxito una gran variedad de hábitats marinos.

VIDA INVERTEBRADA MARINA PALEOZOICA n lugar de centrarnos en la historia de cada tipo de invertebrado (Tabla 21.1 ), estudiaremos la evolución de las comunidades marinas invertebradas del Paleozoico a través del tiempo, centrándonos en las características principales y en los cambios que tuvieron lugar. Para poder hacerlo, necesitamos examinar brevemente la naturaleza y la estructura de las comunidades marinas, de forma que podamos hacer una interpre tación razonable del registro de fósiles .

El ecosistema marino actual Al analizar el ecosistema marino de hoy en. día, necesitamos ver cómo viven , se mueven y se alimentan los organismos (• Figura 21.2). Los organismos que viven en la columna de agua sobre el fondo marino se llaman pe-

Tabla 21.1

Los grupos de invertebrados más importantes y sus intervalos estratigráficos Phylum Protistas Clase Sarco dinos, Orden Foraminiferos Orden Radiolarios

Phylum Poríferos Clase Demospongias Orden Estromatopóridos

Phylum Arqueociatos Phylum Cnidarios Clase Antozoos Orden Tabulado Orden Rugoso Orden Escleractinios

Phylum Briozoos Phylum Braquiópodos Clase In articulados Clase Articulados

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Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-O! igoceno Cámbrico Cámbrico-Reciente Ordovícico-Reciente Ordovícico-Pérmico Ordovícico-Pérmico Triá sico-Reciente Ordovícico-Reciente Cámbrico-Reciente ·Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente

Phylum Moluscos Clase Clase Clase Clase

Monoplacóforos Gasterópodos Bivalvos Cefalópodos

Phylum Anélidos Phylum Artrópodos Clase Trilobites Clase Crustáceos Clase In sectos

Phylum Equinodermos Clase Clase Cláse Clase

Blastoideos Crinoideos Echinoideos Asteroideos

Phylum Hemicordados Clase Graptolitos

Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámb rico-Re ciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Reciente Precámbrico-Reci ente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Pérmico Cámbrico-Reciente Silúrico-Reciente Cámbrico-Reciente Ordovícico-Pérmico Cámbrico-Reciente Ordovícico-Reci ente Ordovícico-Reciente Cámbrico-Reciente Cámbrico-Missisípico

VIDA INV ERT E BRA DA MAHINA P ALEOZOICA

Zooplancton (microscópico)

591

Fitoplancton (microscópico)

Necton

(c)f· J. ..

P3,

• Figura 21.2 Cómo y dónde viven las plantas y los animales en el ecosistema marino . Plancton: (a) medusas. N ecton: (b) peces y (c). cefalópodos. Bentos: (d) a (k). Epiflora sésil: (d) alga marina. Epifaun a sésil: (g) b ivalvo, (h) coral y (j) crinoideo. Epifauna móvil: (k) estrella de mar y (i) gasterópodo. lnfauna: (e) gusano y (f) bivalvo. Filtradores: (g) bivalvo, (h) coral y (j) crino ideo. Herbívoros: (i) gasterópodo. Carroñ eros carn ívoros: (k) estrella de mar. Detritívo ros: (e) gusano.

lágicos. Se dividen en dos grupos principales: los flotantes, o plancton, y los nadadores, o necton. El plancton es generalmente pasivo y va donde le lleva la corriente. El plancton tipo planta, como las diatomeas, dínoflagelados y varías algas, se llama fitoplancton y, e n gen eral, es microscópico. E l plancton animal se llama zooplancton y es también principalmente microscópico. Ejemplos de zooplancton son los foraminíferos, radiolarios y medusas. Los organismos n ectónicos son nadadores, principalmente vertebrados, como los peces; el necton invertebrado incluye a los cefalópodos . Los organismos que viven en o sobre el fondo m arino son el bentos, denominándose bentónicas. Se caracterizan como epifauna (animales) o epiflora (plantas); los que viven en el suelo marino son infauna, que son ·animales que viven y se mueven por los sedimentos. El ben-

tos se divide en organismos que permanecen en un lugar, llamados sésiles, y los que se mueven en o sobre el suelo marino, llamados móviles. En términos de su relación cori otros organismos del ecosistema marino, también son importantes las estrategias de alimentación. Hay básicamente cuatro tipos de grupos alimentarios: animales filtradores, que extraen o consumen plantas, y animales microscópicos, así como nutrientes disueltos en el agua; herbívoros, que comen plantas; carroñeros carnívoros, que comen carne; y detritívoros, que ingieren sedimentos y extraen los nutrientes de ellos. Podemos definir el lugar de un organismo en el ecosistema marino según dónde viva y cómo se alimente. Por ejemplo, un braquiópodo es bentónico, epifauna y filtrador, mientras que un cefalópodo es un carnívoro que forma parte del necton.

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59 2

CAPITULO 21

HISTORIA DE LA VIDA EN EL PALEOZOI C O

Un ecosistema incluye varios niveles tróficos, que son niveles de producción y consumo de comida dentro de una jerarquía alimenticia . La jerarquía alimenticia y, por tanto, el fluj o de energía de un ecosistema, forma una red de comida de relaciones complejas entre los productores, los consumidores y los descomponedores (• Figura 21.3). Los productores primarios, o autótrofos, son aquellos organismos que elaboran su propia comida. Virtualmente, todos los productores primarios marinos son fitoplancton. Los que se alimentan de los productores primarios son los consumidores primarios , que son generalmente filtradores. Los consumidores secundarios se alimentan de los consumidores primarios y son , por tanto, depredadores, mientras que los consumidores terciario.s, que también so~ depredadores, se alimentan de los secundarios. Aparte de los produ ctores y consumidores, también hay transformadores y descomponedores . És tos son bacterias que descomponen los organismos muertos que no han sido consumidos en compuestos orgánicos, que son posteriormente reciclados. C uando observamos el dominio marino actual, ve mo s una organización compleja de organismos interrelacionados p or interacciones tróficas y afec tado s por

Oué haría El Congreso acaba de aprobar un recorte sustancioso de los fondos para la National Science Foundation (NSF). Debido al recorte, algunas áreas de la ciencia de la Tierra no tendrán fondos este año. Una de las áreas con mayor recorte o sin fondos para este año es la paleontología. Como profesor de paleontología cuyas investigaciones dependen de los fondos de la NSF, testificará contra el recorte de fondos de la paleontología. Su especialidad son los ecosistemas marinos del Paleozoico. ¿Qué argumentos utilizaría para mantener los fondos de esta investigación? ¿Qué posibles resultados de su investigación podría atestiguar que podrían beneficiar a la sociedad actual?

cambios en el ambiente físi co . C uando una p arte del sistema cambia, toda la estructura cambia, a veces casi de forma insignificante y otras veces de forma catastrófica.

Luz Agua, sedimento, detritu s orgánico Zona fótica

Nutrientes (aguas superficiales)

Zooplancton' ,-----~-~

Fitoplancton

Herbfvoros

Pequeños depredadores

o

e Grandes depredatores

Excreció n

o> 2

o

e: Q)

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Agua profunda

Plantas muertas

Materia orgánica 1 disuelta y

::J

Animales muertos

Depredación

I

Bacteria Animales ------~ pelág i c os ---~-----~

(profundo)

Bentos fi ltradores, detrívoros depredadores • Figura 21.3 Red de comida marina que muestra las re laciones entre los productores, los consu midores y los descomponedores.

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Fondo marino

~----+-----i

Jis

Bacteria

Oepósito permanente

V IDA I NV ERTEBR A D A MARINA P A LEOZOIC A

Mientras examinamos la evolución del ecosistema marino durante el Paleozoico, tengamos en cuenta que los cambios geológicos y evolutivos pueden tener un impacto significativo en su composición y estructura. Por ejemplo, las mayores transgresiones del cratón abrieron vastas áreas de mares someros que pudieron ser habitadas. El movimiento de los continentes afectó a los patrones de circulación oceánica y produjo cambios medioambientales.

Comunidad marina cámbrica Durante el Período Cámbrico se desarrollaron muchos diseños corporales nuevos y los animales se movieron a nuevos nichos. Como se podía esperar, el Cámbrico fue testigo de un porcentaje de estos experimentos más alto que cualquier otro período de la historia geológica. Aunque casi todos los tipos de invertebrados principales se desarrollaron durante el Período Cámbrico (Tabla 21.1 ), muchos estaban representados únicamente por unas cuantas especies. Mientras que los rastros fosilizados son comunes y los equinodermos diversos·, los trilobites, braquiópodos y arqueociátidos suponen la mayoría de la vida con esqueleto del Cámbrico (• Figura 21.4). Los Trilobites fueron con mucho los miembros más conspicuos de la comunidad invertebrada marina del Cámbrico y suponen casi la mitad de la fauna total. Los Trilobites eran detritívoros bentónicos móviles que se arrastraban o nadaban a lo largo del suelo marino (véase «Trilobites , artrópodos del Paleozoico » en las páginas 594 y 595) . Los braquiópodos del Cámbrico eran generalmente tipos primitivos y bentónicos, sésiles y filtradores. Los braquiópodos se hicieron realmente abundantes durante el Período Ordovícico.

593

El tercer grupo importante de organismos del Cámbrico fueron los arqueociatos (• Figura 21.5). Estos organismos eran filtradores, bentos y sésiles que construían estructuras parecidas a arrecifes. El resto de la fauna cámbrica con's istía en representantes de otros tipos importantes; incluyendo algunos organismos que fueron experimentos de evolución de corta vida.

La biota de la lutita de Burgess Ninguna explicación sobre la vida cámbrica está completa sin la mención a uno de los mejores ejemplos de una fauna y flora de cuerpo blando preservada, la biota de la lutita de Burgess . Las arenas del Cámbrico Inferior se cubrieron del fango negro de Cámbrico Medio que permitió que se conservara una comunidad bentónica· de cuerpo blando variada. Como ya vimos en la Introducción, estos fósiles fueron descubiertos en 1909 por Charles D. Walcott cerca de Field, Columbia Británica. Representan uno de los descubrimientos de fósiles más importantes del siglo XX porque consisten en impresiones de planta's y animales de cuerpo blando(• Figura 21.6), que son muy raros en el registro fósil. En los últimos años, la reconstrucción, clasificación e interpretación de muchos de los fósiles de la lutita de Burgess han experimentado un cambio importante que ha llevado a nuevas teorías y explicaciones sobre la explosión de vida en el Cámbrico. Recordemos que durante el Proterozoico Superior evolucionaron los organismos multicelulares, y poco después hicieron su primera aparición los animales con partes duras. Éstos fueron seguidos de una explosión de phyla de invertebrados durante el Cámbrico, algunos de los cuales se han extinguido. Estos phyla cámbricos representan la estirpe de origen y los

• Figura 21.4

Reco nstrucción de una comunidad marina cámbrica. Aparecen medusas flotantes, artrópodos nadadores, esponjas bentón icas y trilobites carroñeros.

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Los trilobites, una clase extinta de artrópodos, son probablemente los fósiles de invertebrados más famosos y buscados. Vivieron desde el Cámbrico Inferior hasta el final del Pérmico, diversificándose especialmente durante el Cámbrico Superior. Se han descrito más de 15.000 especies de trilobites que actualmente se agrupan en nueve órdenes. Durante el Paleozoico se distribuyeron por todo el mundo y vivieron en todos los ambientes marinos, desde aguas costeras, poco profundas, hasta profundos fondos oceánicos. Ocuparon una amplia variedad de hábitats. La mayoría habitaban el fondo, arrastrándose por él y barriéndolo para obtener detritos orgánicos ~ (véase Ja imagen de la izquierda) o -...~''''"""'·~ alimentándose de microorganismos y algas. g'

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~...:~1.,1.,."«\~i?'l¡

Otros fueron depredadores nadadores o ~ filtradores que vivían en la columnas de agua .

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El cuerpo del trilobite se divide en tres partes: el cepha/on (cabeza), que ce::mtiene los ojos, la boca y los órganos sensoriales; el thorax (cuerpo), compuesto de segmentos individuales; y el pygidium (cola) . El nombre trilobites no hace referencia a sus tres partes principales del cuerpo, sino que significa trilobulado, que corresponde con los tres lóbulos del thorax: el lóbulo axial .Y los dos lóbulos preurales laterales. El Cedaria minar, de la Formación Weeks cámbrica en Utah, ilustra li<>'$>. las partes pri111cipales del cuerpo de un trilobite.

Los apéndices de los trilobites raramente se han conservad0. Sin embargo, a partir de especímenes cuyas partes blandas se han conservado como una impresión, los paleontólogos saben que debajo de cada segmento torácico Modelo de anatomía dorsal

"E ~ z

había un apéndice con dos partes, que se componía de una rama exterior que tenía una branquia usada para la

(arriba) y ventral (derecha) del

o

respiración, y Ufla rama interior o pata compuesta de

trilobite del _
j

segmentos múltiples articulados. Este modelo de la anatomía dorsal y ver:itral del Triarthrus eatoni pertenece al

Triarthrus eatoni.

§

Ordovícico Superior, de Frankfort Shale, efl Nl:Jeva York.

El tamaño de los trilobites va de unos pocos milímetros de longitud, como se ha observado en muchos trilobites agnóstidos, como el Hypagnostus parvitrons del Cámbrico, hallado en la Marjum Formation, de Utah (imagen de la izquierda), hasta más de 70 cm, como se observa en el trilobites más grande del mundo, el /sotellus Rex, del Ordovícico Superior, hallado ~n Manitoba, Canadá (abajo, a la izquierda). Sin embargo, la mayoría de los trilobites miden entre 3 y 1O cm.

Los trilobites eran ciegos, como los trilobites agnóstidos (Hypagnostus parvitrons), o poseían pares de ojos. Los trilobites con vista tenían uno o dos pares de ojos. Los ojos compuestos holocroales se caracterizan por tener generalmente lentes de forma hexagonal biconvexas que se encuentran unas muy cerca de otras y cubiertas de una única capa córnea que cubre todas las lentes. Este tipo de ojo es similar a un típico ojo compuesto moderno y tiene como resultado una visión en mosaico, como la del trilobites Scutellum campaniferum (abajo) .

Hypagnostus parvifrons

/sotellus rex

Eophacops trapeziceps, debajo.

Los ojos esquizocroales se componen de lentes individuales relativamente grandes, cada una de las cuales está cubierta de su propia córnea y separada de las lentes adyacentes por un grueso muro divisor, como en el trilobites Eopñacops trapeziceps (arriba). Estas lentes se disponen e11 filas y columnas originando un campo visual fmmado por sombras.

Algunos trilobites tenían la habilidad de enrollarse, presumiblemente para proteger sus antenas, miembros y apéndices ventrales blandos. Al hacerlo, sólo se exponía el duro exoesqueleto a los potenciales enemigos, y el trilobites aún seguía pudiendo observar sus alrededores. Este espécimen enrollado es un Pliomera fisheri (Ordovícico) de Putilowa, Polonia.

H I STORIA D E L A V ID A EN EL PA LE OZO I CO

CA PÍTU LO 21

• Figura 21.5 Restauración de una estructura t ipo arre cife del Cámbrico construida po r arqu eociatos.

(a) Ottoia (b) Wiwaxia

• Figura 21.6

------

Alg unos de los anima.les fosilizados conservados en la lutita d e Burgess. (a) Ottoia, un gusano carnívoro. (b) Wiwaxia, una criatura tipo babosa de coraza escamosa cuyas afinidades siguen siendo controvertidas. (c) Hallucigenia, un · gusano aterciopelado. (d) Waptia, un artrópodo.

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(d) Waptia

V ID A I NVE RT EB R A D A P A LEOZOIC A

597

diseños corporales básicos a partir de los cuales evoluComunidad marina ordovícica cionaron todos los invertebrados actuales. La cuestión Una trasgresión importante que comenzó durante el Orque aún están debatiendo los paleontólogos es cuántos dovícico Medio (secuencia de Tippecanoe) dio como rephyla surgieron en el Cámbrico, y en medio de ese debasultado la mayor inundación del cratón. Este enorme te están los fósiles de la lutita de Burguess. Durante años, mar epeírico, que experimentó un clima cálido uniforme la mayoría de los paleontólogos ubicaron la mayor parte durante esta época, abrió muchos hábitats marinos nuede los organismos de la lutita de Burgess dentro de phyla vos que pronto se llenaron con una gran variedad de orexistentes, asignando solamente unos pocos a phyla ya ganismos. extintos. Por tanto, pensaban que los phyla del mundo En el paso del Cámbrico al Ordovícico, no sólo se cámbrico eran esencialmente igual en número a los tipos produjo un cambio importante en los patrones de sedidel mundo actual, pero con menos especies en cada mentación, sino que la fauna experimentó cambios igualphylum. Según este punto de vista, la historia de la vida mente sorprendentes. Mientras que la comunidad de ha sido, sencillamente, un aumento gradual en la diverinvertebrados del Cámbrico estaba dominada por los sidad de las especies dentro de cada phylum a lo largo del trilobites, los braquiópodos y los arqueociátidos, el Ortiempo. Por tanto, el número de diseños corporales básidovícico estuvo caracterizado por la continua diversificos ha permanecido más o menos constante desde la racación de los braquiópodos y por la radiación adaptativa diación inicial de los organismos multicelulares. de muchos otros tipos de animales (como los briozoos y Sin embargo, este punto de vista lo han cuestionado los corales), con el consecuente incremento en la diverotros paleontólogos que piensan que la explosión inicial sidad de la fauna con concha (• Figura 21. 7). de formas de vida variadas del Cámbrico fue seguida inDurante el Cámbrico, los arqueociátidos fueron los mediatamente de un breve período de experimentación y principales constructores de estructuras tipo arrecife, de la extinción de muchos phyla. La riqueza y variedad de las formas de vida modernas son el resultado de repero los briozoos, los estromatopóridos y los corales rugosos y tabulados asumieron ese papel en el Ordovícico petidas variaciones de los diseños corporales básicos que sobrevivieron a las extinciones del Cámbrico. En otras Medio. Muchos de estos arrecifes eran pequeños arrecipalabras, la vida era mucho más diversa en cuanto a fes similares en tamaño a los del Cámbrico, pero de una phyla durante el Cámbrico que en la actualidad. La razón por la cual los miembros de la biota de la lutita Burgess nos parecen tan raros es porque ningún organismo vivo posee su diseño corporal básico y, por tanto, a muchos de ellos se los ha reasignado en nuevos phyla. Los descubrimientos de nuevos fósiles cámbricos en localidades como Sirius Passet, Groenlandia, y Yunnan, China, han dado como resultado la reasignación de algunos especímenes de la lutita de Burgess en phyla existentes. Si estas reasignaciones en phyla conocidos son correctas, entonces a la explosión cámbrica no la siguió ninguna extinción en masa y la vida ha aumentado gradualmente en diversidad a lo largo del tiempo. Actualmente, no hay una respuesta clara a este debate, y la solución se decidirá probablemente a me- • Figure 21.7 - - - - -----------dida que se realicen más descu- Recreación de la fauna del fon d o oceán ico del Ordovícico Medio. Aparece n cefalópodos, brimientos de fósiles. crinoideos, corales co lonia les, trilobites y braquiópodos.

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CAPÍTULO 21

HI S TORI A D E L A V ID A E N EL P A LEO Z OI C O

composición diferente, mientras que otros eran bastante grandes. Igual que los arrecifes actuales, los del Ordovícico presentaban una gran diversidad de organismos y estaban dominados por los filtradores. El final del Ordovícico fue una época de extinciones en masa en el reino marino. Se extinguieron más de 100 familias de invertebrados marinos, y sólo en Norteamérica desaparecieron cerca de la mitad de los braquiópodos y de los briozoos. ¿Qué provocó ese suceso? Muchos geólogos creen que estas extinciones fueron el resultado de la importante glaciación que hubo en Gondwana a finales del período Ordovícico (véase el Capítulo 20) .

Comunidades marinas silúrica y devónica

(artrópodos con forma de escorpión y pinzas impresionantes ), especialmente en hábitats de agua dulce y salobre (• Figura 21.9). Los Amonoideos, una subclase de los cefalópodos, evolucionaron de los nautiloideos durante el Devónico Inferior y se diversificaron rápidamente. Gracias a sus patrones de sutura distintivos, ámbitos estratigráficos cortos y extensa distribución, los amonoideos son fósiles guía excelentes para los períodos del Devónico al Cretácico (Figura 21.8). Otra extinción masiva sucedió a finales del Devónico, originando a nivel mundial el colapso casi total de las masivas comunidades recifales. Sin embargo, en tierra, las plantas vasculares con esporas no resultaron afectadas según parece, aunque se redujo en gran manera la diversidad de peces de agua dulce. En la desaparición de las comunidades de los arrecifes del Paleozoico Medio son destacables los aspectos geográficos de la extinción en masa del Devónico Superior. Los grupos tropicales fueron los más afectados; por el contrario, las comunidades polares resultaron aparentemente poco afectadas. Al parecer, un episodio de enfriamiento global fue, en gran medida, el responsable de las extinciones a finales del Devónico. Durante ese enfriamiento, la desaparición de las condiciones tropicales habría tenido un serio efecto en los arrecifes y otros organismos de agua cálida. Por el contrario, las especies de agua dulce podrían haber migrado sencillamente hacia el ecuador. Aunque las temperaturas frías jugaron un papel importante en las extinciones del Devónico Superior, el cierre del océano Japeto y los acontecimientos

A la extinción en masa de finales del Ordovícico le siguió la rediversificación y recuperación de muchos grupos diezmados. Los braquiópodos, briozoos, gasterópodos, bivalvos, corales, crinoideos y graptolitos son algunos de los grupos que se rediversificaron durante el Silúrico. Como ya vimos en el Capítulo 20, el Silúrico y el Devónico fueron tiempos de gran construcción de arrecifes. Mientras que la mayoría de las radiaciones de invertebrados del Silúrico representaron la repoblación de los nichos, los constructores de arrecifes orgánicos se diversificaron de nuevas formas, construyendo arrecifes masivos más grandes que cualquiera de los producidos durante el Cámbrico y el Ordovícico. Probablemente, esta repoblación fue provocada en parte por transgresiones renovadas sobre el cratón, y aunque a finales del Silúrico se produjo un descenso importante del nivel del mar, durante el Paleozoico Medio estuvo generalmente alto (véase la Tabla 20.1). Los arrecifes silúricos y devónicos estaban dominados por corales rugosos coloniales y tabulares y por estromatopóridos · (• Figura 21.8). Aunque la fauna de estos arrecifes silúricos y devónicos era de algún modo diferente a la de arrecifes y estructuras recitales anteriores, la composición general y estructura son las mismas que la de los arrecifes actuales. Los períodos Silúrico y Devó- • Figura 21.8 nico fueron también la época en Reconstrucción de un arrecife del Devónico Medio de la zona la que abundaron los euripitéridos cefalópodos, crinoideos, corales, trilobites y braquiópodos.

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de los Grandes Lagos. Aparecen

V IDA I NV E R T E BR A D A MA R I N 1\ P A LEO Z OIC A

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rales rugosos tabulados, los arrecifes orgánicos grandes, como los que existieron anteriormente en el Paleozoico, desaparecieron virtualmente y fu eron reemplazados por pequeños parches de arrecifes. Estos arrecifes estaban dominados por los crinoideos , los blastoideos, los briozoos, los braquiópodos y las algas calcáreas y florecieron durante el Paleozoico Superior (• Figura 21.1 0). La fauna marina de invertebrado s del Pérmico se parecía a la del Carbonífero , pero no estaba tan extendida debid o al tamaño limitado de los mares someros de los cratones • Figura 21.9 y al redu cido espacio d e la Re co nst rucción de una escena del fo ndo marino sa lobre del Silúrico cerca de Buffa lo, Nueva Yo rk. p lataforma a lo largo de los Present a algas, euripitéridos, ga st eróp odos, gusanos y camarones. márgenes continentales. Los prodúctidos de formas extra orogénicos de esa época sin duda jugaron también un ñas y con púas dominaban el grupo de los braquiópodos papel al reducir la superficie de los ambientes de platay constituyeron una parte importante de los complejos form a someros donde vivían muchos invertebrados made arrecifes que se formaron en la región de Tejas durinos. ran te el Pérmico (• Figura 21.11). Lo s fusulínidos

Comunidades marinas pérmica y carbonífera La comunidad de invertebrados marinos del Carbonífero respondió a las extinciones del Devónico Superior de un modo muy parecido al de la comunidad de invertebrados marinos del Silúrico ante las extinciones del Ordovícico Superior, es decir, mediante radiación adaptativa renovada y rediversificación. Los braquiópodos y amonoideos se recuperaron rápidamente y volvieron a asumir papeles ecológicos importantes , mientras que otros grupos, como los briozoos y crinoideos, alcanzaron su mayor diversidad durante el Carbonífero. Con el declive de los estromatopóridos y de los co-

• Figura 21.10 -

- -

·-------

Reconstrucción de la vida marina du rante el Carbon ífero, b asada en un emplazamiento fósil del Carbonífero en Crawfo rd ville, Indiana. Los invertebrados que se muestran incl uyen crinoideos, blastoideos, briozoos, braquiópodos y pequeños corales.

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CAPÍTULO 21

HISTORIA DE LA VIDA E N EL PALEOZOICO

¿Qué provocó esa crisis en los organismos terrestres y marinos? Se han propuesto varias hipótesis, pero aún no se ha dado con una respuesta completamente satisfactoria. Algunas de las situaciones presentadas para explicar las extinciones son: ( 1) el impacto de un meteorito, igual que ocurrió a finales del Período Cretácico (véase el Capítulo 22); (2) una regresión marina extensa resultado de condiciones glaciales; (3) una reducción de espacio de la plataforma provocada por la formación de Pangea; e ( 4 )cambios climáticos; y (5) :~ !" cambios oceanográficos como w F' anoxia, cambios de salinidad y rotación de las aguas profundas • Figura .2 1.11 de los océanos. Reconstrucción de una comunidad de arrecifes parche pérm ica de las Montañas G lass al La extinción masiva del oeste de Tejas. Aparecen algas, prodúct idos, braquiópodos, cefa lópodos, esponjas y cora les. Pérmico tuvo lugar durante un intervalo de 8 millones de años a finales del Período Pérmico, lo que parece descartar el impacto de un meteorito. Sin (foraminíferos con forma de huso), que se desarrollaembargo, recientes descubrimientos indican que el imron por primera vez durante el Carbonífero y se diversificaron mucho a finales del mismo, experimentaron una diversificación añadida durante el Pérmico. Debido a su abundancia, diversidad y presencia en todo el 900 1 Ordovícico Superior (-12%) mundo, las fusulinas son Unos fósiles guía importan(-14%) 2 Devón ico Superior tes para el Carbonífero y el Pérmico. Los briozoos, las (-52%) 3 Pérmico Superior .<2 (-12%) 4 Triásico Superior esponjas y algunos tipos de algas calcáreas eran tamE (- 11%) 5 Cretácico Superior J'l 600 bién miembros comunes de la fauna Pérmica de inverQ) u tebrados. <(

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La extinción masiva de los invertebrados marinos del Pérmico La mayor extinción en masa registrada en la Tierra sucedió a finales del Período Pérmico (• Figura 21.12). Antes de que el Pérmico terminara se extinguieron aproximadamente un 50% de todas las familias de invertebrados marinos y un 90% de todas las especies de invertebrados marinos. Los fusulínidos, los corales rugosos y tabulares, varios órdenes de briozoos y braquiópodos, así como los trilobites y los blastoideos no sobrevivieron al final del Pérmico. Todos estos grupos habían tenido mucho éxito durante la Era Paleozoica. Además, también se extinguieron más del 65% de los anfibios y reptiles, así como casi un 33% de los insectos terrestres.

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Tiempo geológico (10 6 años)

• Figura 21.12

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Diversidad Fanerozoica de familias marinas de vertebrados e invertebrados. Observemos los t res ep isodios de extinciones en masa del Paleozoico, siendo la mayor de ellas la ocurrida a finales del Período Pérmico. Fuente: Reproducido con permiso de «Extinción en masa en. el registro fósil marino», de D. M . Raup y J. J. Sepkoski, Science, vol. 215, pág. 1502 (fig. 2) . Copyrighted © 1982 American Association for the Advancement of Science.

LA EVO LU C I ÓN DE LOS VER TE BRADOS

pacto de un meteorito pudo haber contribuido a la extinción masiva del Pérmico. Probablemente podamos eliminar la segunda y tercera hipótesis, porque la mayoría de las colisiones de los continentes se habían producido ya para finales del Pérmico y porque la formación a gran escala de los glaciares se produjo durante el Período C arbonífero. Además , pruebas actuales indican una época de calentamiento súbito a finales del Pérmico. Actualmente, muchos científicos creen que una regresión marina a gran escala, junto con cambios climáticos en forma de calentamiento global, provocado por un aumento de los niveles de dióxido de carbono, pueden haber sido los responsables de las extinciones en masa del Pérmico. Según esta hipótesis, se produjo una bajada generalizada del nivel del mar cerca de finales del Pérmico, reduciendo mucho la cantidad de espacio de la plataforma somera para los organismos m arinos y exponiendo la plataforma a la erosión. A continuación se produjo la oxidación de la materia orgánica atrapada en los sedimentos, reduciendo los niveles de oxígeno atmosférico y liberando grandes cantidades de dióxido de carbono a la atmósfera, lo que provocó un a ume n to d el calentamiento global. D urante esta época, tambié n se produjeron erupciones volcánicas generalizadas, lo que liberó dióxido de carbono adicional a la a tmósfera y contribuyó a un aumento de la inestabilidad climática y al colapso ecológico. A finales del Pérmico, una subida del nivel del mar inundó y destruyó los hábitats terrestres de la costa, provocando la extinción de muchas p lantas y animales. Algunos científicos también sugieren qu e una rotación global de las aguas de las profundidades oceánicas podría haber incrementado la cantidad de dióxido de carbono en las aguas superficiales y liberado grandes cantidades de dióxido de carbono en la atmósfera. El resultado final sería el mismo: el calentamiento global y el deterioro de los ecosiste mas marino y terrestre.

601.

F u era cual fuese la causa última de las extinciones masivas del Pérmico, el hecho es que la biota de la Tierra cambió de manera espectacular. La fauna m arina triásica resultante tenía una diversidad m enor, pero las esp ecies supe rvivie ntes tendían a ser abundantes y estaban más ampliamente distribuidas por todo el mundo . Esta fauna proporcionó la estirpe de origen a partir de la cual se desarrolló la fauna marina del M esozoico y repobló los océanos del mundo (véase el Capítulo 22 ).

LA EVOLUCIÓN DE LOS VERTEBRADOS n cardado es un animal que tiene, al m enos durante parte de su ciclo de vida, un notocordio, un cordón nervioso dorsal hueco, y ranuras branquiales (• Figura 21.13 ). Los vertebrados, que son animales con columna vertebral, son sencillamen te un subtipo de cardados. Los antecesores y primeros m iembros del phylum de los cordadas eran organismos de cuerpo blando que dejaron pocos fósiles (• Figura 21.14). Por consiguiente, poco sabemos de la historia evolutiva temprana de los cardados o vertebrados. Sorprenden tem ente, existe una relación próxima entre los equinodermos (Tabla 2 1.1) y los cardados. Pu ede que inclu so h ayan compartido un antecesor común , porque el desarrollo del embrión es el mismo en ambos grupos y difiere completam ente del de otros invertebrados (• Figura 21.15 ). Es más, la bioquímica de la actividad muscular y las proteínas s.anguíneas y las etapas de las larvas son similares en equinodermos y c.ordados. Por tanto , parece que el p aso evolutivo h acia los vertebrados se produjo mucho antes y m ás rápidamen-

Cordón nervioso dorsal hueco

Notocordio

Aleta dorsal

• Figure 21 .13 La estructura del Amphioxus ilustra las tres características de un cordado: un notocordio, un cordón nervioso d orsa l hueco y ranuras branquia les. Fuente: Reproducido con permiso de «The Lancelet» de M. Dale Stohes y N. D. Hallond. American Scientist 86: 552-560, lig. 2. Copyright © 1998 American Scientist.

Músculos Cirros bucales velares

Ranuras branq uiales

Atrioporo

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CAP ÍTULO 2 1

HISTO R I A D E LA V I DA EN E L PA LEOZ O TCO

Qué haría Una de las preocupaciones de los ecologistas es que la degradación medioambiental está llevando a enormes reducciones en la biodiversidad g lobal. Como paleontólogo, sabe que a lo la rgo de la historia de la Tierra se han producido extinciones en masa. ¿Oué hechos e información puede proporcionar desde su perspectiva geológica que pueda ayudar a enfocar el debate sobre si las actividades humanas, como la industrialización, están afectando de manera adversa a la biota de la Tierra, y cuáles podrían ser los resultados si la biodiversidad global se viera gravemente reducida?

te que lo que muchos científicos habían pensado. Basándose en evidencias fósiles y avances recientes en biología molecular, una hipótesis sugiere que los vertebrados evolucionaron poco después de que un cardado ancestral, probablemente parecido al Yunnanozoon, adquiriera un segundo conjunto de genes. Según esta hipótesis, una mutación aleatoria produjo un conjunto duplicado de genes, permitiendo que el animal vertebrado ancestral des arrollara estructuras corporales completamente nuevas que result aron ser evolutivamente ventajosas. No todos los científicos aceptan esta hipótesis, y el origen de los vertebrados sigue siendo muy discutido.

• Figura 21.14

Encontrado e n rocas de 525 millones de años de antigüedad en la provincia de Yunna n, China, el Yunn anozoon lividum, un ani mal de 5 cm de longitud, es uno de los cordadas más antig uos que se conocen.

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(a)

(b)

• Figura activa 21.15

(a) Disposición de cé lulas resultado de una segmentación espira l. Células en filas sucesivas y anidadas unas e ntre las ot ras. La segmentación espira l es característica de todos los inve rtebrados excepto los equin odermos. (b) La disposición de células resultado de una segmentación radial es característica de los cordados y los equ inodermos. Las células están d irectamente unas encima de las otras.

os vertebrados más primitivos son los peces, y podemos encontrar algunos de los restos de peces más antiguos en la Formación Deadwood del Cámbrico Superior, al noreste de Wyoming. Aquí, se h an recuperado escamas fosfáticas y placas de Anatolepis, un miembro primitivo de la clase Agnatos (peces sin mandíbula) , de sedimentos marinos. Todos los peces fosilizados del Cámbrico y del Ordovícico conocidos se han encontrado en depósitos marinos som eros de la costa, mientras que los restos de peces no marinos más antiguos provienen de estratos del Silúrico. Esto no prueba que los peces se originaran en los océanos , pero da un gran apoyo a esa idea. Como grupo, los peces se extienden desde el Cámbrico Superior h asta el presente (• Figura 21.16). Los más antiguos y más primitivos de la clase Agn atha son los ostracodermos, cuyo nombre significa «piel ósea» (Tabla 21.2). Son peces sin m andíbulas con coraza que se desarrollaron por primera vez durante el Cámbrico Superior, alcanzaron su cenit durante el Silúrico y el Devónico, y después se extinguieron. La m ayoría de los ostracodermos vivía en el fondo oceánico. El Hemicyclaspis es un buen ejemplo de ostracodermo del fondo marino (• Figura 21 .1 7 a). Las escamas verticales permitían al Hemicyclaspis moverse de lado, propulsá ndose a lo largo del fondo, y los ojos en la parte superior de la cabeza le permitían ver a depredadores como los cefalópodos y los peces con mandíbula

LOS P ECE S

-0u ·5

-...

·--

Cuaternario

603

N

oe:



Terciario

u

Cretácico

o (.) ·5 N o

Jurásico

t/l

:E Triásico 1

Pérmico

Carbonífero

o(.) ·5 N oQ)

~ Ostracodermos

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Devónico

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Silúrico Ordovícico Cámbrico

-- ~

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~lacodermos

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--

I•

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-11

~

Peces con aletas lobuladas

~ Peces cartilaginosos

Peces de aletas con espinas radiales

j

Acantodios

• Figura 21.16 Rangos geológicos de los principales grupos de peces.

Tabla 21.2

Breve clasificación de los grupos de peces a los que nos referimos en el texto Clasificación

Ámbito geológico

Ejemplo vivo

Clase Agnatos (peces sin mandíbula) Los primeros miembros de la clase se llam an ostracodermos Clase Acantodios (pri meros peces con mand íbulas) Clase Placodermos (peces con mandíbula y coraza) Clase Crondrictios (peces carti laginosos) Clase Osteoictios (peces con huesos)

Cámbrico Superior-Reciente

Lamprea, pez bruja No hay ostracodermos vivos

Silúrico Inferior-Pérmico

Ninguno

Silúrico Superio r-Pérmi co

Ninguno

Devónico-Reciente Devónico-Reciente

Devónico-Reciente

T iburones, rayas At ún, perca, lubina, lucio, siluro, trucha, salmón, pez pulmonado, Latimeria Atún, perca, lubina, lucio, siluro, t rucha, salmón Pez pulmonado, Latimeria

Devónico-Reciente Devónico-Reciente Devónico-Pérmico

Pez pulmonado Latimeria N inguno

Subclase Actinopterigios (pez de aletas con espinas radiales) Subclase Sarcopterigios (pez con aletas lobuladas) Orden Dipnoos Orden Crosopterigios Suborden Ripidist ios

Devónico-Reciente

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CAP ÍTULO 21

• Figura 21.17

-- --- -

-----

HISTORI A DE L A V ID A E N EL P ALEOZO I C O

--

Recreación de un fo ndo oceánico del Devónico donde aparece (a) un ostracodermo (Hem icyclaspis), (b) un placodermo (Bothriolepis) , (e) un acantodio (Parexus) y (d) un pez de aletas co n espinas rad iales (Cheiro/epis).

que se acercaran desdé arriba . Mientras se movía por el fondo marino, probablemente succionaba pequeñas porciones de comida y sedimentos a través de su boca sin mandíbula. · E l desarrollo de las mandíbulas fue un avance importante entre los vertebrados primitivos. Aunque sus ancestros sin mandíbulas podían alimentarse sólo de detritos , los peces con mandíbula podían masticar comida y convertirse en depredadores activos, abriendo así muchos niéhos ecológicos nuevos. La mandíbula de los vertebrados es un ejemplo excelente de oportunismo evolutivo. Existen varios estudios que sugieren que la mandíbula se desarrolló originalmente a partir de los tres primeros arcos de las agallas de los peces sin mandíbula. Como las branquias son blandas, es tán sujetas por arcos compuestos de hueso o cartílago. Por tanto, la evolución de la mandíbula podría estar relacionada con la respiración más que con la alimentación(• Figura 21.18). Al desarrollar artículaciones en los arcos de las branquias delanteras, los peces sin mandíbulas podían abrir más la

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boca. Cada vez que un pez abría la boca, bombeaba más agua a través de sus branquias, incrementando así la ingestión de oxígeno. La modificación de los arcos de las branquias delanteras de rígidos a articulados permitió a los peces aumentar el consumo de comida y la ingestión de oxígeno, a esto le siguió rápidamente el desarrollo de la mandíbula como estructura de alimentación. Encontramos los restos fósiles de los primeros peces con mandíbula en rocas del Silúrico Inferior y pertenecen a los acantodios, un grupo de peces enigmáticos caracterizados por espinas grandes, escamas que les cubren gran parte del cuerpo, mandíbulas, dientes y coraza corporal reducida (Figura 21.1 7 c y Tabla 21.2). Aunque no se ha establecido su relación con otros peces, muchos científicos creen que los acantodios incluían a los ancestros de los grupos de peces cartilaginosos y óseos actuales. Los otros peces con mandíbulas que evolucionaron durante el Silúrico Superior fueron los placodermos, cuyo nombre significa «de piel con placas» (Tabla 21.2).

LOS PECES

605

Boca • Figura 21.18

-> Arco branquial

Se cree que la evo lución d e la mand íbu la vertebrada comenzó a partir de la modificación de lo s primeros dos o t res arcos d e las ranuras branquiales anterio res. Esta t eoría está basada en la anatomía compa rativa de vertebrados vivos.

zar una longitud de más de 12 m . Tenía la cabeza y la zona de los hombros fuertemente acorazada, una enorme mandíbula con dientes óseos afilados como una cuchilla y una cola flexible, todas ellas características en concordancia con su estatus de depredador feroz. Además de los abundantes acantodios, placodermos y ostracodermos, en el Período Devónico también evolucionaron otros grupos de peces, como por ejemplo los peces con huesos y cartilaginosos. N o sorprende pues que al Devónico se lo llame informalmente la «Edad de los peces», ya que todos los grupos de pe(d) ces principales estuvieron presentes durante este período; Los peces cartilaginosos, clase Crondrictios (Tabla 2 1.2), representados en la actualidad por tiburones y rayas , se des arrollaron por primera vez durante el Devónico M edio, y en el Devónico Superior los tiburon es m arinos primitivos, como el Cladoselache, eran abundantes (Figura 2 l. l 9b). Los peces cartilaginosos no han sido nunca tan nume rosos como su s primos, los peces óseos, p ero fueron, y siguen siendo, miembros importante s de la fauna ver(c) tebrada marina. Junto con los peces cartilaginosos, los peces óseos, clase Osteoictios (Ta bla 2 1.2), se desarrollaron tam• Figura 21.19 bié n durante el Devónico. Escena marina del Devónico Superior de la zona centrocontinental d e N orteamérica. (a) El C omo los p eces óse os son los placodermo gigante Dunk/eost eus (más de 12 m . d e longitud) está persiguiendo al (b) tiburón m ás variados y numerosos de Cladoselache (de hast a 1,2 m de longitud). También se múestran (c) el p lacodermo habitant e del todos los peces, y debido a que fo ndo Bothriolepsis y (d) el p ez de al etas con espina~ radiales Cheiro/epsis, nadador que p o d ía los anfi bios evolucionaron a alca nzar a medir de 40 a 50 cm.

Los placodermos eran peces con mandíbulas y una fuerte coraza que vivían en agua dulce y en el océano. Los placodermos presentaban una variedad considerable, incluidos pequeños habitantes del fondo (Figura 21.1 7b) así como grandes depredadores como el Dunldeosteus, un pez del Devónico Superior que vivía en los mares epeírícos norteamericanos (• Figura 2 l. l 9a). Era, con mucho, el pez más grande de la época, llegando a alean-

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606

CAPITULO 21

HI S TOR IA D E L A V I D A E N EL P A L EOZ OICO

(b)

• Figura 21.20 D isposición de los huesos de las alet as de (a) un pez de aletas con espi nas radiales t íp ico y de un (b) pez con aletas lob ul adas. Los músculos se extienden dentro de la aleta del pez con aletas lobuladas permitiendo mayo r flexibilidad de movimient o que en el pez de aletas con esp in as rad iales.

partir de ellos , su historia evolutiva es particularmente importante. Existen dos tipos de peces óseos: Los m ás comunes son peces de aletas con espinas radiales (Figura 2 l. l 9d) y los menos familiares peces con aletas lobuladas (Tabla 21.2). El término de aletas con espinas radiales se refiere al modo en que las aletas están sujetas por huesos delgados que se extienden desde el cuerpo(• Figura 2 l.20a). Partiendo de un modesto comienzo en agua dulce durante el Devónico, los peces de aletas con espinas radiales , que incluyen a la mayoría de los peces conocidos, como la trucha, la lubina, la perca , el salmón y el atún, se diversificaron rápidamente hasta llegar a dominar los mares del Mesozoico y del Cenozoico. Los peces con aletas lobuladas actuales se caracterizan por ten er aletas musculares. Las aletas no tienen huesos en forma radial; sino huesos articulados, estando la aleta unida al cuerpo por una parte carnosa (Figura 21. 20b). Se reconocen dos grupos principales d e peces con ale tas lobuladas: peces pulmonados y crosopterigios (Tabla 21.2). Los peces pulmonados eran bastante abundantes du rante el Devónico, pero en la actualidad sólo existen tres géneros de agua dulce, en Sudamérica, África y Australia. Es de suponer que su distribución actual refleja la ruptura m esozoica de Gondwana (véase el Capítulo 22). Los crosopterigios so n un grupo importante d e peces con aletas lobuladas, porque los anfibios evolucionaron a partir de ellos. Durante el Devónico, evolucionaron dos ramas separadas de crosopterigios. Una llevó al desarrollo de los anfibios y la otra invadió el mar. Se creía que este último grupo, los celacantos, se habían extinguido a finales del Cretácico. Sin embargo, en 1938, un pescador capturó un celacanto en las aguas profundas de Madagascar, y desde entonces se han pescado varias doce nas más , allí mismo y en Indonesia.

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El grupo de crosopterigios antecesor de los anfibios son los ripidistios (Tabla 21.2). Estos peces, que alcanzaban un tamaño de más de 2 m de longitud, fueron los depredadores de agua dulce dominantes durante el Paleozoico Superior. El Eusthenopterón, un buen ejemplo de crosopterigio ripidistio, tenía un cuerpo alargado que le permitía m overse velozmente en el agua, así como pares de aletas musculares que podía utilizar para moverse por la tierra (• Figura 21.21). La similitud estructural entre los peces crosopterigios y los primeros anfibios es sorprendente y una de las transiciones de un grupo principal a otro mejor documentadas (• Figura 21.22).

LOS ANFIBIOS: LOS VERTEBRADOS INVADEN LA TIERRA unque los anfibios fueron los primeros vertebrados que vivieron en la tierra, no fueron los primeros organismos terres tres. Las plantas terrestres, que probableme nte evolucionaron a partir de las algas verdes , se desarrollaron por primera vez durante el Ordovícico. Adem ás, los insectos, milpiés, arañas e incluso los caracoles, invadieron la tierra antes que los anfibios. Las pruebas fósiles indican que artrópodos terrestres como los escorpiones y los insectos no voladores se h abían desarrollado ya al menos en el Devónico . La tran sición del agua a la tierra exigía que los animales superaran varias barreras. Las m ás importantes eran la desecación, la reproducción, los efectos de la gravedad y la extracción de oxígeno de la a tmósfera mediante pulmones en lugar de obtenerlo del agua

LOS A NF IBI OS. LOS VE RT EBRADOS INVA DE N LA TIERRA

607

• Figura 21.21 El Eusthenopterón, m iembro de los crosopterigios ripidistios. Los crosopterigios son el gru po del que se cree q ue evolucionaron los anfibios. El eusthenopterón tenía un cuerpo alargado y pares de aletas que podía utilizar para moverse por la tierra.

mediante las branquias. Los crosopterigios solucionaron en parte estos problemas; ya tenían columna vertebral y miembros que podían utilizar para caminar y pulmones para extraer oxígeno (Figura 21.22). Sin embargo, aún queda la cuestión de cuándo hicieron los animales la transición del agua a la tierra y el cómo y el por qué se produjo. E l descubrimiento en 1992 de huellas de tetrápodos (del griego tetra, «cu atro» y podas, «pie») de m ás de 365 millones de años de antigüedad obligó a los paleontólogos a replantearse la cuestión de cómo y cuándo los animales surgieron sobre la tierra. El rastro que el geólogo suizo Iwan Stéissel descubrió ese año en la isla de Valentía, frente a la costa suroeste de Irlanda, h a arrojado luz sobre la temprana evolución de los tetrápodos (• Figura 21.23). Basándose en estas huellas, los geólogos estiman que la criatura medía más de 1 m de largo y tenía unas patas traseras bastante grandes. Además, en lugar de caminar sobre tierra seca, este animal probablemente caminaba o vadeaba una corriente poco profunda tropical con vegetación acuática y peces depredadores. Esta hipótesis se basa en el hecho de que el rastro no mostraba ninguna evidencia

de que arrastrara una cola por detrás. Por desgracia, no hay huesos relacionados con los rastros que nos ayuden a reconstruir el aspecto de este tetrápodo primitivo. Una de las preguntas intrigantes que se hacen los paleontólogos es, ¿por qué se desarrollaron las extremidades? Probablemente, no para caminar por la tierra. De hecho, muchos científicos creen que las extremidades acuáticas hacían que a los animales les resultase más fácil moverse por los arroyos, lagos o pantanos que estaban invadidos de plantas acuáticas y otros derrubios. Las escasas pruebas fósiles también parecen apoyar esta hipótesis. Los fósiles de Acanthostega, un tetrápodo encontrado en rocas de 360 millones de años de Groenlandia, revelan un animal con extremidades pero claramente incapaz de andar por tierra. La p aleontóloga Jenny Clack, que descubrió cientos de especímenes de Acanthostega, señala que sus extremidades no eran lo suficientemente fuertes para soportar su peso en tierra y que su cavidad torácica era demasiado pequeña para los músculos necesarios para mantener su cuerpo en la superficie. Adem ás, el Acanthostega tenía branquias y pulmones, lo que significa que podía sobrevivir en tierra, pero estaba más

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608

CAPITULO 21

HfSTORfA DE LA VrDA EN EL PALEOZOfCO

(e) Pez con aleta lobulada

• Figura 21 .22 ----··-

(a)

u

-

- - -----

Similitudes entre un pez crosopterigio con aletas lobuladas y un anfibio laberintodonto. (a) Simi litud del esqueleto. (b) Compara ció n entre los huesos de las extremidades de un crosopterigio (izquierda) y un anfibio (derecha); el color identifica los huesos (u = cúbito, mostrado en azul, r = radio, ma lva, h = húmero, dorado) q ue ambos grupos t ienen en común. (c) La comparación entre las secciones de los dientes muestra la estructura compleja y distintiva encontrada tanto en los crosopterigios (izquie rda) como en los anfibios laberintodontos (derecha).

• Figura 21.23 Rastros de un tetrápodo en la isla Valentía, Irlanda. Estas huell as fos ilizadas, que t ienen más de 365 millones de años, son evidencias d e uno de los p ri meros animales de cuatro patas que pasearon por tierra fi rme. Fuente: Fotografía cortesía de Ken Higgs, Departamento de Geología, Universidad Co ll ege-Cork, Irlanda.

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LO S ANF I BIOS : LOS VERTE BRADOS IN VA DEN L A TI ERRA

• Figura 21.24 Un paisaj e del Devónico Superior en la parte este d e Groenlandia. Vemos un lchthyostega, un anfibio que podía crecer hasta una longitud de cerca de un metro. La flora de la época era diversa, co nsistía en una gran variedad de plantas vasculares pequeñas y grandes sin semillas.

• Figura 21.25

·------

609

acondicionado para la vida en el agua. Clack piensa que el Acanthostega utilizaba sus extremidades para maniobrar en aguas pantanosas y llenas de plantas, donde la n atación sería difícil y sus extremidades representarían una ventaja. Sin embargo, fósiles fragmentados de otros tetrápodos que vivían aproximadamente en la misma época que el Acanthostega sugieren que algunos de ellos p asaban más tiempo en tierra seca que en el agua. ·Estos antiguos anfibios, muchos de los cuales podemos encontrar también en la Old Red Sandstone, del Devónico Superior, al este de Groenlandia y que pertenecen a géneros como el Ichthyostega, tenían cuerpos aerodinámicos, largas colas y aletas a lo largo ele su espalda. Además ele sus cuatro patas, tenían una espina dorsal fuerte, cavidad torácica y cinturones pélvicos y p ectorales, que eran adaptaciones estructurales para andar en tierra (• Figura 21.24). Muchos ele estos primeros anfibios parecen h aber heredado numerosas características ele los crosopterigios con pocas modificaciones (Figura 21.22). Los anfibios del Paleozoico Superior no se parecen todos a las ranas, sapos , tritones y salamandras, tan familiares que form an la fauna anfibia actual. En su lugar, mostraban un amplío espectro de formas , tamaños y modos ele vida (• Figura 21.2 5). Un grupo ele anfibios eran los laberintodontos, llamados así por la forma de laberinto ele los pliegues y arrugas de la superficie de sus clientes (Figura 21.22). La mayoría ele los laberintoclon-

-·------

---- --- - - - - - - - - - ·

Reco nstrucción de un p antano de carbón del Carb onífero. Aparece la variada fauna anfi bia de la época, incluyendo los grandes anfibios laberintodontos Eryops (al frente), el Branquiosaurus (centro) y los pa recidos a serpi ent es Dolichosoma (fondo).

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6ro

CAPITULO 21

HI STORIA DE L A V I D A EN EL P·ALE O Z O I C O

tos eran animales grandes, de hasta 2 metros. Estas criaturas lentas vivían en pantanos y corrientes de agua, comían peces, vegetación, insectos y otros pequeños anfibios (Figura 21.2 5). Los laberintodontos fueron abundantes durante el Carbonífero, cuando las condiciones pantanosas eran comunes (véase el Capítulo 20), pero pronto se redujeron en número durante el Pérmico, quizá en respuesta a los cambios de las condiciones climáticas. Sólo algunas especies sobrevivieron hasta el Triásico.

LA EVOLUCIÓN DE LOS REPTILES: LA TIERRA ES CONQUISTADA os anfibios estaban limitados a la hora de colonizar la tierra porque tenían que volver al agua para dejar sus huevos gelatinosos. La evolución del huevo amniótico (• Figura 21.26) liberó a los reptiles de esta limitación. En un huevo de estas caracte rísticas, el embrión en desarrollo está rodeado de un saco relleno de líquido llamado amnión compuesto de una yema, o saco de alimento, y de un alantoides, o saco de

Embrión

desperdicios. El reptil que emerge es en esencia un adulto en miniatura, que evita el p aso por un estado de larva en el agua. La evolución del huevo amniótico p ermitió a los vertebrados colonizar todas las partes de la tierra porque ya no tenían que retornar al agua como parte de su ciclo reproductivo. Muchas de las diferencias entre los anfibios y los reptiles son fisiológicas y no se h an preservado en el registro fósil. No obstante, los a nfibios y los reptiles difieren de forma suficiente en la estructura del cráne o, en los huesos de la mandíbula, ubicación del oído y la con strucción vertebral y de las extrem idades como para sugerir que los reptiles evolucionaron de los ancestros del laberintodonte en el Carbonífero. Algunos de los reptiles conocidos más antiguos son de la Formación Lower Pennsylvania Joggins, de N ueva Escocia, C anadá. Aquí, encontramos restos de Hylonomus en los sedimentos que rellen an los troncos de los árboles. Estos primeros reptiles eran pequeños y ágiles, y se alimentaban principalmente de larvas e insectos. E stan agrupados sin excesivo rigor como protorotíridos, cuyos miembros incluyen a los primeros reptiles (• Figura 21.27) . Durante el Período Pérmico, los reptiles se diversificaron y empezaron a desplazar a muchos anfibios. Los reptiles tuvieron éxito en parte debido a su avanzado método de reproducción y a su s más avanza-

Caparazón Yema o saco de alimento

Cavidad amniótica

Terápsidos (Pérmico-Triásico)

Tecodontes (Pérmico-Triásico)

Pelicosaurios (Carbonífero-Pérmico) Cor ion • Figura 21.26

En un huevo amniótico, el embrión está rodeado de un saco de líquido (cavidad amniótica) compuesto de una fuente de alimento (yema) y de un saco de despe rdicios (a lantoides). La evolución del huevo amniótico liberó a los reptiles de tener que retornar al agua para la reproducción y les permitió habitar todas las partes de la tierra.

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Protorotíridos (Carbonífero-Pérmico)) • Figura 21.27

Relación evolutiva entre los reptiles del Paleozoico.

LA EVOLUCIÓN DE LOS REPTILES: LA TIERRA ES CONQUISTADA

6II

• Figura 21.28 La mayoría de los pelicosaurios o reptiles con aleta dorsal tienen en su espalda una vela característica. Una hipótesis explica la vela como un dispositivo de regulación de la temperatura. Otras hipótesis son que era un reclamo sexual o un dispositivo para hacer que el reptil pareciera más intimidatorio. Podemos ver (a) el Dimetrodón carnívoro y (b) el Edaphosaurus herbívoro.

das mandíbulas y dientes, así como por su habilidad para moverse de forma rápida en tierra. Los pelicosaurios, o reptiles con aleta dorsal, evolucionaron de los protorotíridos durante el Carbonífero Superior y fueron el grupo de reptiles dominante hacia el Pérmico Inferior. Evolucionaron a un conjunto diverso de herbívoros, ejemplificados por el Edaphosaurus, y carnívoros, como el Dimetrodón (• Figura 21.28). Una característica interesante del pelicosaurio es su vela. Estaba formada de espinas vertebrales que, en vida, estaban recubiertas de piel. La vela se ha explicado de formas variadas como un reclamo sexual, una form a de protección y como una forma de parecer más fiero. El

consenso actual parece ser que servía como dispositivo de regulación de la temperatura, elevando la temperatura del reptil al captar los rayos solares o enfriándolo al dirigirla hacia el viento. Como los pelicosaurios son considerados el grupo del que evolucionaron los terápsidos, es interesante que puedan haber tenido algún tipo de control de la temperatura del cuerpo. Los pelicosaurios se extinguieron durante el Pérmico y les sucedieron los terápsidos, reptiles mamiferoides que evolucionaron del linaje de los pelicosaurios carnívoros y se diversificaron rápidamente en linajes herbívoro y carnívoro (• Figura 21.2 9). Los terápsidos eran animales de un tamaño de pequeño a medio que mos-

• Figura 21.29 Una escena del Pérmico Superior en el sur de África que muestra varios teráps idos, incluyendo el Dicynodón (al frente a la izquierda) y el Moschops (derecha). Muchos paleontó logos piensan que los terápsidos eran endotérmicos y que es posib le que estuvieran cubiertos de piel, como podemos ver aquí.

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Palinológía: Un vínculo entre geología y b_iología

L

a Pa linología es el estudio de los microfós iles orgánicos llamados pa/inomorfos. In cluyen cosas ta n familiares como las esporas y el polen (ambos producen alergias a muchas personas) (• Figura 1 a) y tam bi én organ ismos tan poco fa mil ia res como los acri tarcos (• Figura 2), dinoflagelados (fitoplancton marino y de agua fría de una sola célu la, algunas de cuyas especies hacen que si se encue ntra n en grandes concentraciones en mariscos, éstos

(a)

o

Pinus

Quercus

Carya Alnus

Poaceae

Ambrosi ineae

------~

50

• Figura 1 (a) Imagen al microscopio electrónico de barrido de granos de polen actuales, incl uyen do (1) girasol, (2) acacia, (3) roble, (4) mostaza blanca, (5) noga l pequeño, (6) agave y (7) enebro de Ashe. (b) Dia.gramas de polen que muestran la abund ancia de seis árboles difere ntes. El polen se recogió en Fernda le Bog, Atoka County, Oklahoma. Los cambios en la cantidad de polen indican los cambios climáticos durante los últ imos 12.000 años en esta zona.

g 100 -o ro -o 150

"6 e .2 200 e CL

250 300 20

traban los inicios de muchas características de los mamíferos: menos huesos en el cráneo debido a que muchos de los p equeños se fusionaron ; mandíbula inferior alargada ; diferenciación de los dientes para varias funciones, como morder, desgarrar y m asticar comida; y patas. ubicadas de forma más vertical para obtener mayor flexibi-

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20

40

10

10 20 Porcentaje

40

20

40

60

80

(b)

lidad, en oposición a las patas colocadas a los lados de los reptiles primitivos. Es más , muchos paleontólogos piensan que los terápsidos eran endotérmicos, o de sangre caliente, lo que les permitía mantener una temperatura interna del cuerpo constante. Esta característica les h abría permitido ex-

•r

) • Figura 2 Acritarcos del Ordovícico Superior de Sylvan Shale, Oklahoma. Los acritarcos son fitoplancton de paredes orgánicas y eran la fuente de comida principal para los filtradores durante la Era Paleozoica.

sean tóxicos para los humanos) (véase la Figura 22.12c), quitinozoos (microfósiles con fo rma de jarró n de origen desconocido), escolecodontes (mandíbulas de gusanos anél idos marinos) y algas coloniales microscópicas. Los palinomorfos fósiles son extremadamente res istentes a la descomposición y se extraen de rocas sedimentarias disolviéndol as en varios ácidos. Una especial idad de la palinología que atrae a muchos biólogos y geólogos es el estudio de las esporas y el polen. Al examinar las esporas y el polen fósiles existentes en rocas sedimentarias, los palinólogos pueden decir el momento en que las plantas colon izaron la superficie de la Tierra, lo que a su vez tuvo

influencia en las tasas de erosión y meteorización, en la form ación del suelo y en los cambios en la composición de los gases atmosféricos. Además, como las pla ntas no son pa rticularmente comunes como fós iles, el estudio de las esporas y de l polen puede revelar frecue ntemente el momento y la región del origen y la extinción de varios grupos de plant as. Utilizamos el anál isis de esporas y polen fósiles para solucionar muchos problemas b iológicos y geológicos. Uno de los usos más importantes de las esporas y el po len fósiles es la determinación de la edad geológica de las rocas sedimentarias. Como son microscópicos, resistentes a la descomposición, se depositan tanto en entornos marinos como terrestres, son extremadamente

pandírse hacía una cierta cantidad de hábitats y, de h ec ho, las rocas del Pérmico en las qu e encontramos sus restos fósiles tienen una distribución latitudinal extensa. Al llegar la Era Paleozoica a su final, los terápsidos con stituían cerca del 90 % del género conocido de los reptiles y ocupaban un gran espectro de nichos ecológi-

abundantes y son parte del ciclo vital de las p lantas (Figura 21.32), son muy útiles para determinar la edad. Muchas especies de esporas y polen tienen intervalos de ti empo muy estrechos que hacen de ellas excelentes fósiles guía. Rocas que los paleontólogos consideraban q ue carecían de fósiles porque buscaban sólo megafósiles contenían generalmente m il es, incluso millones, de fósiles de granos de esporas o polen que perm iten a los palinólogos datar esas rocas consideradas carentes de fósiles. También son útiles para determina r el cl ima y el amb iente del pasado. Su presencia en rocas sedimentarias ayuda a los palinólogos a determinar qué plantas y árboles vivían en la época, incluso aunque no se hayan preservado los fósiles de dichos árboles y-plantas. Las plantas son muy sensibles a los cambios del cl ima y al determ inar la abundancia y tipos de veget ación presente, en base a las esporas y polen existentes, los palinólogos pueden determin ar los climas del pasado y los cambi os en el clima a lo largo del tiempo (Figura 1b). El estudio de las esporas y .del polen proporciona una cantidad trem enda d e información sobre la vegetación del pasado, su evolución, el t ipo de clima y los cambios que se han p roducido en él. Además, son útiles para la datación de las rocas y para correlacionar rocas marinas y terrestres, tanto regional como globalmente.

cos . Las extinciones en m asa que diezmaron la fauna marina al cierre del Paleozoico tuvieron un efecto igualm e nte ·notable e n la población terre stre . Al final del P érmico, cerca del 90% de todas las especies de invertebrados marinos se extinguieron, junto con m ás de dos tercios de los anfibios y los reptiles . En contraste , las

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614

CAPÍTULO 21

HISTORIA D E LA VIDA EN EL PALEOZOICO

plantas aparentemente no experimentaron un efecto tan grande como los animales.

LA EVOLUCIÓN DE LAS PLANTAS uando las plantas experimentaron la transición del agua a la tierra, tuvieron que solucionar muchos de los problemas a los que se enfrentaron los animales: desecación, soporte, reproducción y efectos de la gravedad. Las plantas lo consiguieron evolucionando a un cierto número de adaptaciones estructurales que fueron fundamentales para las subsecuentes radiaciones y diversificaciones que ocurrieron durante el

Silúrico, Devónico y períodos posteriores (véase Enfoque Geológico 21. 1) (Tabla 21.3). La mayoría de los expertos está de acuerdo en que los ancestros de las plantas terrestres evolucionaron primero en un entorno marino, después pasaron al entorno de agua dulce y, finalmente, a la tierra. De esta forma, las diferencias en presión osmótica entre el agua salada y la dulce se solventaron mientras la planta permanecía todavía en el agua. Las plantas terrestres más grandes se dividen en dos grupos principales: no vasculares y vasculares. La mayoría de las plantas terrestres son vasculares, lo que significa que tienen un sistema conectivo de células especializadas para el movimiento del agua y lo s nutrientes. Las plantas no vasculares, como las briofitas (hepáticas y musgos) y los hongos, no tienen estas células especializadas, son generalmente pequeñas y normalmente viven en áreas bajas y húmedas .

Tabla 21.3

Eventos importantes de la evolución de las plantas terrestres PERÍODO

1.6 66 144 208 245

ÉPOCA

Plantas con flores

Cuaternario Terciario Cretácico Cícadas

Jurásico

Plantas con semillas tipo c~ amffera

Triásico

Pérmico 286 -t--- - - - - - -- - -- -- - - - -- Carbonífero H el echos con semillas <J)

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360

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Superior _ _ _ _ _ Arboleda Semill~

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Helechos Licofitos

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Megaphyllous Progimnospermas _ _ - - -- ·- --~ Zosterofilofitos

Medio Crecimiento secundario

387

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Inferior

Principal diversificación de plantas vasculares

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Trimerofitas

Heterosporas

421

Riniofitas

Prídoli

414

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Hojas de Microphyllous

408 Ludlow Silúrico Wenlock

428

Cooksonia,

Traqueidas,b!f

Llandovery

438

Superior Ordovícico

Primeras plantas terrestres

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Inferior

505 *E l período Devónico fue una época de rápida evolución para las p lantas terrestres. Los eventos principales fueron la aparición de las hojas, heteroesporas, crecim iento secun dario y la apa ri ció n de las sem illas.

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615

L t\ EVOLUCIÓN DE L AS PL ANTAS

Las primeras plantas terrestres del Ordovícico Medio al Superior probablemente eran pequeñas y parecidas a las briofitas en su organización general (aunque no estaban necesariamente relacionadas con las briofitas). '. La evolución del tejido vascular en las plantas fue un paso importante porque les permitió el transporte del ali! _ _,,- ... mento y el agua. .. Los descubrimie n tos de probables megafósiles de " plantas vasculares y de esporas características indican a muchos paleontólogos que las plantas vasculares evolucionaron m ucho antes del Silúrico Medio. Se ha informado de láminas de células de cutícula, es decir, de células que cubren la superficie de las plantas terrestres ~ actuales, y de racimos tetraédricos que representan de ~ forma muy aproximada los tetraedros de esporas de las ~ plantas terrestres primitivas procedentes de rocas del Or- ~ dovícico Medio al Superior del oeste de Libia y de otros .,,~ ·

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Los antecesores de las plantas vasculares terrestres ~ "' fueron probablemente algún tipo de alga verde. Aunque ~ no existe ningún registro fósil de la transición de las al- ~ gas verdes a las plantas vasculares terrestres, la campa- ( ración de su fisiología revela un fu erte vínculo . Las u plantas vasculares sin semillas primitivas, como los h elechos , se parecen a las algas verdes en su pigmentación, • Figura 21.30 importantes enzimas metabólicas y el tipo de ciclo reLas primeras plantas terrestres fértil es co nocidas fueron las productivo. Además, las algas verdes son uno de los poCooksonia, mostradas en este fósil del Silúrico Superior de Ga les d el Sur. Las Cooksonia eran ta llos rectos con ramas que ' cos grupos que hicieron la transición del agua salada al terminaban en esporangios (estructuras p roductoras de esporas). agua dulce. La evolución de las plantas vasculares teTambién tenían una cutícula resistente y p roducían esporas típicas rrestres de un ancestro acuático, probablemente las algas de una planta vascular. Estas plantas probablemente vivieron en verdes, estuvo acompañada de varias modificaciones que ambientes húmedos como las llanuras lut ít icas. Este espécimen les p ermitió ocupar éste nuevo d uro ambiente. tiene 1,49 cm de largo .

Floras silúrica y devónica Las primeras plantas vasculares terrestres conocidas son pequeñas, con tallos en forma de Y y están asign adas al género Coohsonia, proceden tes del Silúrico Medio de Gales e Irlanda. Al igual que las especies del Silúrico Superior y del Devónico Inferior d e Escocia, el Estado de Nueva York y la República Checa, estas primeras plantas eran tallos pequeños y simples sin h ojas con una estructura de producción de esporas e n la punta (• Figura 21.30) ; las conocemos como plantas vasculares sin semillas porque no producían semillas. Tampoco poseían un verdadero sistema de raíz. Un rizoma, la parte del tallo que está bajo tierra, transfería agua del suelo a la planta y la anclaba al terreno. Las rocas sedimentarias en las que encontram os los fósiles de estas plantas indican que vivían en zonas bajas con ambientes húmedos de agua dulce . Podemos ver un paralelismo importante e n tre las plantas vasculares con esporas y los anfibios. Cu ando experimentaron la transición del agu a a la tierra, tuvieron

que solucionar los problemas que implicaba dich a transición. Ambos grupos, aunque tuvieron éxito, necesitaron una fuente de agua para reproducirse. En el caso de los anfibios, sus huevos gelatinosos tenían que permanecer húmedos, y en el caso de las plantas vasculares sin semillas , necesitaban agua para que el esperma viajara para alcanzar el huevo. A p artir de este comienzo sencillo, las plan tas vasculares sin semillas desarrollaron muchas de las caracte rísticas estructurales importa ntes de las p lantas modernas, como las hojas, las raíces y el ·crecimiento secundario. Todas estas características no se desarrollaron de forma simultánea, sino en diferentes momentos, un patrón conocido como evolución en mosaico. Esta diversificación y radiación adaptativa tuvo lugar durante el Silúrico Superior y el Devónico Inferior y t uvo como resultado un tremendo incremento de la diversidad (• Figura 21.31). Durante el Devónico, el número de gé-

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616

CAP I TULO 21

HI S TORI A DE L A V IDA EN E L PA L E OZOICO

• Figura 21.31 Reconstrucc ión de un paisaje del D evónico Infe rior que muestra algu nas de las primeras plantas t errest res: (a) Bucheria, (b) Protolepidodendron, (e) Dawsonites.

neros de pla ntas p erma n eció aproximadamente igual, pero la composición de la flora cambió. Mientras que el paisaje del Devónico Inferior estaba dominado por tipos de plantas pequeñas , b ajas y habituales de las ciénagas, el Devónico Superior fu e testigo de bosques de plantas grandes del tamaño de árboles, de hasta 10 metros de altura. Además de la diversa flora de plantas vasculares sin semillas del Devónico Superior, tuvo lugar otro evento floral significativo. La evolución de las semillas en este tiempo liberó a las plantas terrestres de la dependencia de las condiciones húmedas y les permitió expandirse por todas las partes de la superficie terrestre. Las plantas vasculares ·sin semillas requerían la humedad para conseguir la fertilización porque el esperma debía viajar hacía el huevo sobre la superficie de la planta que porta los gametos (gametofita) para producir con éxito una planta generadora de esporas (esporofita). Sin humedad, el esperma se secaría antes de alcanzar el huevo (• Figura 2 l.32a). En el método de reproducción con semillas , las esporas no se sueltan al entorno como en el caso de las pla ntas vasculares sin semillas, sino que se retienen en la planta que porta las esporas, donde crecen e n las formas masculina y femenina de la generación portadora de gametos. En el caso de las gimnospermas, o plantas con semillas pero sin flores , son piñas mascu© Cengage Learning Paraninfo

linas y fe m e ninas (Figura 21.32b). La p iña masculina produce el polen, que contiene el esperma y tiene una cobertura cérea para prevenir la desecación, y el huevo, o semilla embrional, está en la piña femenina . Después de la ferti lización, la semilla se desarrolla e n una planta madura portadora de piñas. De esta form a se resuelve la necesidad de un ambiente húmedo para la generación de gametofitos. Lo importante de este desarrollo es que las plantas con semillas, como los reptiles, ya no estaban restringidas a áreas húmedas, sino que eran libres de migrar a entornos secos anteriormente n o ocupados. Aunque las plantas vasculares sin semillas dominaron la flora de los pantanos .Carboníferos, las gimnospermas fueron un elemento importante del Paleozoico Superior, particularmente en las áreas no pantanosas.

Floras del Carbonífero Superior y del Pérmico Como explicamos anteriormente, las rocas del Período Carbonífero Superior son la fuente más importante del carbón mundial. El carbón resulta de la alteración de los restos de plantas acumuladas en áreas bajas y pantanosas. Las condiciones geológicas y geográficas del Carbonífero fueron ideales para el crecimiento de plantas

L A EVOLUCIÓN D E L AS PLANT AS

Helecho maduro esporofito (generación conteniendo esporas)

617

Estructuras

Polen

Helecho joven creciendo todavía unido a la planta gametofita

(a)

(b)

• Figura activa 2 1.32 (a) Historia generalizada de la vida de una planta vascular sin semillas. La planta esporofita madura produce esporas, que al germinar se convierten en pequeñas plantas gametofitas q ue producen esperma y huevos. Los huevos fert ilizados se convierten en plantas productoras de esporas maduras, y el ciclo de vida esporofita-gametofita comienza de nuevo. (b) Historia generalizada de la vida de una planta · gimnosperma. La planta madura t iene tantas p iñas masculinas que producen granos de polen portadores de esperma como p iñas femeninas que contienen sem illas embrionarias. El vient o tra nsporta los g ranos d e pol en a las p iñas femen inas. Se produce la fert il ización cuando el esperma se mueve por un tubo húmedo que crece en el grano de polen y se une con la semilla embrionaria, que se convierte en una planta madura portadora de piñas.

vasculares sin semillas y, con secuentemente, estos pan tanos de carbón tuvieron una flora muy diversa (• Figura 21.3 3). A p artir del registro fósil, es evidente que aun que la flora del Carbonífero Inferior era similar a su con traparte del Devónico Superior, estaba teniendo lugar una gran cantidad de experimentación evolutiva que condujo a la flora de pan tan os carboníferos y h ábitats adyacen tes del Paleozoico Superior. En tre las plantas vasculares sin semillas, las licopodíneas y articu ladas fueron los grupos de formación de carbón m ás importan tes del Período Carbonífero . Las licopodíneas fueron los elem en tos dominantes de los p an tan os de carbón , con siguiendo alturas de-h asta 30 metros en gén eros com o Lepidodendron y Sigillaria. Los árboles licopodíneos carboníferos son interesantes porque carecían de ramas excep to en su p arte superior,

donde tenían hojas alargadas similares a las hojas individuales de las palmeras de hoy en día . Al crecer los árboles, se reemplazaban las hojas desde la p arte su perior, dejando líneas o espirales de cicatrices prominentes y características en el tron co. En la actualidad, los licópsidos están representados por pinos pequeños de bosques templados. Las articuladas, el otro grupo de p lantas de formación de carb ón importante, están caracterizados por uniones y raíces su stentadoras del tallo horizontales y bajo tierra. Much as de estas plantas, com o las Calamites, tien en una media de 5 o 6 metros de alto. Las articuladas que viven h oy en día inclu yen las colas de caballo (Equisetum) y los juncos (• Figura 21.34 ). Las plan tas vascu lares sin semillas pequ eñas y los helech os con semillas cubrían el terreno por debajo de estas plantas similares a árboles.

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C APÍTULO 21

HI S TORI A D E L A V ID A E N EL P A L E O Z OICO

• Figura 21.33 Reconstrucción de un pantano de carbón del Carbonífero con su vegetac ión ca racterística . El anfibio es un fogyrinus.

No todas las plantas estab an restringidas a los pantanos de carbón. E ntre estas plantas que ocupaban terrenos más altos y secos estaban algunas de las cordaitales, un grupo de árboles gimnospermas altos que llegaban a los 50 metros de altura y que probablemente formaban grandes bosques (• Figura 21.35). Otro importante poblador que no estaba en los pantanos era el G lossopteris, la famos a planta que abundaba en Gon dwana (véase la Figura 2.1), cuya distribución se ci ta como evidencia crítica de que los continentes se han movido a lo largo del tiempo .

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Las floras que eran ab undantes durante el Carbonífero contin uaron durante el Pérmico, pero debido a los cambios climáticos y geológicos resultado de eventos tectónicos decrecieron en abundancia e importancia. H acia el final del Pérmico, las cordaites se extinguieron y los licópsidos y esfenópsidos se redujeron a formas generalmente pequeñas y trepadoras. Las gimnospermas, con formas de vida m ás adaptadas a los climas más cálidos y secos del Pérmico, se diversificaron y se convirtieron en las dominantes en los p aisajes del Pérmico, el Triásico y el Jurásico.

R E SU MEN DEL CA PfT U LO

619

• Figura 21 .35 • Figura 21.34 Las articu lad as supervivientes incluyen la co la de caballo Equisetum.

GEO

Un bosque d e cordaitales d el Carbonífero Superior. Las Cordaitales eran un g rup o de árboles g imnosperma q ue crecían hasta los 50 metros de alt ura.

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RECAPITULACION Resumen del capítulo La Tabla 21.4 (véase la página 620) resume los principales acontecimientos evolutivos y geológicos de la Era Paleozoica y muestra sus relaciones. Presumiblemente, los organismos multicelulares tuvieron una la rga historia precámbrica, durante la que carecieron de partes duras. Los invertebrados

con partes duras aparecieron súbitam ente durante el Cámbrico Inferior, e·n lo que se llam a la «explosión cámbrica». Los esqueletos proporcionaron ventajas como protección contra los depredadores y soporte de los músculos, que permitieron a los organismos alcanzar cierta dimensión e incrementar su eficiencia locomotora . Las partes duras

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Table 21.4

Principales eventos.evolutivos y geológicos de la Era Paleozoica

Período geológico

Invertebrados

Vertebrados

Plantas

Principales acontecimientos geológicos

245 Extinción de acantodios, La mayor extinción masiva afectando a los invertebrados placodermos y pelicosaurios

Formación de Pangaea Gimnospermas variadas y abundantes

Pérmico

T erápsidos y pelicosaurios son los reptiles más abundantes

Orogenia Alleghánica Orogenia Hercínica (Varisca)

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Pantanos carbonosos con flora de plantas vasculares sin semillas y gimnospermas

Formación de las Rocosas Ancestrales Glaciación continental en Gondwana

Abundantes crinoides, briozoos y blastoideos

Los reptiles se desarrollan

Orogenia Ouachita

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Los anfibios se desarrollan

Se desarrollan las primeras semillas

Presentes los principales grupos de peces - Edad de los peces

Se diversifican las plantas vasculares sin semillas

Frecuentes ostracodermos Se desarrollan los acantodios, los primeros peces con mandíbula

Plantas terrestres iniciales - plantas vasculares sin semillas

Ex tinción de diversos invertebrados marinos a fina les del Ordovícico

Extensa sedimentación de lutitas físiles negras Orogenia Acádica Orogenia Antier Orogenia Caledónica Abundantes arrecifes barrera y evaporitas

Las plantas se deslizan a zonas continentales (?) Glaciación continental en Gondwana

Diversificación de los Princdcal radiación adaptativa ostracodermos de to os los grupos de invertebrados Filtradores predominantes

Orogenia Tacónica

Extinción de trilobites a fina les del Cámbrico

Primera transgresión fa nerozoica (Sauk) sobre el cratón N orteamericano

505

Cámbrico

Abundancia de trilobites, braquiópodos y arqueociatos

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Aparecen las gimnospermas (pueden haberse desarrollado durante el Devónico Superior)

Radiación adaptativa renovada tras la extinción de muchos constructores de arrecifes

Extinción de muchos invertebrados constructores de Devónico arrecifes a finales del Devónico Continúa la construcción de arrecifes Abundan los euriptéridos Intensa construcción de arrecifes Silúrico Permanece la &ran diversidad · de invertebra os

Ordovícico

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Anfibios variados y abundantes

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Frecuentes pantanos generadores de carbón Diversificación de los fusulínidos

Los vertebrados más tempranos - los peces sin mandíb ula llamados ostracoderrnos

RE S UMEN DEL CAPfTULO

evolucionaron probablemente como resultado de varios factores geológicos y biológicos y no por una causa única. Los organismos marinos se clasifican como plancton, si son flotantes; necton, si nadan, y bentos, si viven en o sobre el suelo marino. Los organismos marinos se dividen en cuatro grupos alimenticios básicos: filtradores , que consumen plantas y animales microscópicos, así como nutrientes disueltos en el agua; herbívoros, que son consumidores de plantas; carroñeros carnívoros, que comen carne, y detritívoros, que ingieren sedimentos y extraen nutrientes de ellos. El ecosistema marino consiste en varios niveles tróficos de producción y consumo de comida. En la base están los productores primarios, de los que dependen todos los demás organismos. Los que se alimentan de los productores primarios son los consumidores primarios, de los que se alimentan los niveles superiores de consumidores. Los descomponedores son bacterias que rompen los compuestos orgánicos complejos de los organismos muertos y los reciclan dentro del ecosistema. La comunidad de invertebrados cámbrica estaba dominada por tres grupos principales: los trilobites, los braquiópodos y los arqueociátidos. Dentro de los invertebrados existía poca especialización, y la mayoría de los tipos estaban representados únicamente sólo por unas pocas especies. La lutita de Burgess, del Cámbrico Medio, contiene uno de los mejores ejemplos del mundo de una biota de cuerpo blando bien preservada. La comunidad de invertebrados marina del Ordovícico marcó el comienzo del dominio de la fauna con concha y el principio de una construcción de arrecifes a gran escala. El final del Período Ordovícico fue una época de grandes extinciones en masa de muchos phyla de invertebrados. Los períodos Silúrico y Devónico fueron tiempos de faunas diversas dominadas por los animales de construcción de arrecifes, mientras que los períodos Carbonífero y Pérmico fueron testigos de un gran declive en la diversidad de los invertebrados. Los Cordados están caracterizados por un notocordio, un cordón nervioso dorsal hueco y ranuras branquiales. Los primeros cardados eran organismos de cuerpo blando que rara vez se encuentran fosilizados. Los vertebrados son un subtipo de los cardados.

6 21

Los peces son los primeros vertebrados conocidos y su primer fósil encontrado estaba en las rocas del Cámbrico Superior. Han tenido una larga y variada historia, incluyendo formas con coraza con y sin mandíbulas (ostracodermos y placodermos), formas cartilaginosas y formas con huesos. Los crosopterigios, un grupo de pez con aletas lobuladas, dieron origen a los anfibios. El vínculo entre los crosopterigios y los primeros anfibios es convincente e incluye una gran similitud en las estructuras de los huesos y de los dientes. La transición entre los peces y los anfibios tuvo lugar durante el Devónico. Durante el Carbonífero, los anfibios laberintodontes eran los animales vertebrados terrestres dominantes. El primer registro fósil de reptiles es del Carbonífero. La evolución del h uevo amniótico fue el factor crítico en la capacidad de los reptiles para colonizar todas las partes de la tierra. Los Pelicosaurios fueron el grupo de reptiles dominante durante el Pérmico Inferior, mientras que los terápsidos dominaron el paisaje el resto del período Pérmico. Al hacer la transición del agua a la tierra, las plantas tuvieron que solucionar los mismos problemas básicos que los animales, es decir, la desecación , la reproducción y la gravedad. El primer registro fósil de plantas terrestres es de rocas del Ordovícico Medio al Superior. Estas plantas eran probablemente pequeñas y del tipo de las briofitas en su organización general. La evolución del tejido vascular fue un evento importante en la evolución de las plantas, porque permitía que la comida y el agua fueran transportados a lo largo de la planta y les proporcionaba soporte adicional. El ancestro de las plantas vasculares terrestres fue probablemente algún tipo de alga verde, en base a similitudes como la pigmentación, las enzimas metabólicas y el mismo tipo de ciclo reproductivo. • Las primeras plantas vasculares sin semillas eran tallos pequeños sin hojas con estructuras productoras de esporas en sus partes superiores. Desde este sencillo comienzo, las plantas desarrollaron muchas de las características estructurales principales de las plantas actuales . Hacia el final del Período Devónico, h abían aparecido bosques con plantas del tamaño de árboles, de hasta 10 metros de alto. El Devónico

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622

CAPITULO 21

HI S TORIA D E L A VIDA E N E L PA L E OZOICO

Superior también fue testigo de la evolución de las plantas con semilla y sin flores (gimnospermas) , cuyo estilo reproductor las liberó de tener que permanecer cerca del agua.

aparición de las condiciones más áridas durante el Pérmico, las gimnospermas se convirtieron en el elemento dominante de la flora mundial. Al final de la Era Paleozoica se produjo una importante extinción, que afectó tanto a los invertebrados como a los vertebrados. Sus causas todavía se debaten.

El Período Carbonífero fue una época de grandes pantanos de carbón, cuyas condiciones eran ideales para las plantas vasculares sin semillas. Con la

Términos clave acantodio (pág. 604) bentos (pág. 591) carroñero carnívoro (pág. 5 91) cordado (pág. 601) crosopterigio (pág. 606) detritívoro (pág. 591) filtrador (pág. 5 91) gimnosperma (pág. 616) herbívoro (pág. 591)

huevo amniótico (pág. 610) laberintodonte (pág. 609) necton (pág. 591) no vascular (pág. 614) ostracodermo (pág. 602) peces con huesos (pág. 605) pelicosaurio (pág. 611) pez cartilaginoso (pág. 605) placodermo (pág. 604)

plancton (pág. 591) planta vascular sin semillas (pág. 615) productor primario (pág. 592) protorotíridos (pág. 610) terápsido (pág. 611) vascular (pág. 618) vertebrado (pág. 601)

Cuestiones de repaso 1.

¿La mayor extinción en masa registrada que afectó a la Tierra sucedió a finales de qué período?: a._ _ Cámbrico; b. _ _ Ordovícico; c. _ _ Devónico; d. _ _ Pérmico; e. _ _ Cretácico.

2.

Los fósiles de la lutita de Burgess son significativos porque proporcionan una rara muestra de: a. _ _ los primeros animales con concha; b. _ _la anatomía de la parte blanda de grupos extintos; c. _ _animales de cuerpo blando; d. _ _ respuestas a y b; e. ___respuestas b y c.

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3.

¿Qué tipo de invertebrados dominaron la comunidad de invertebrados del Ordovícico?: a. _ __filtradores sésiles, epifaunales y bentónicos; b. _ _filtradores sésiles, infaunales y bentónicos; c.___filtradores móviles, epifaunales y bentónicos; d. _ _ carnívoros nectónicos e infaunales; e. _ _ _ productores primarios planctónicos y epiflorales.

4.

Un exoesqueleto es una ventaja porque: a. _ _previene la sequedad en un entorno intermareal;

AC TIVID A D ES E N LA WO RLD W ID E WE B

5.

6.

7.

8.

9.

623

c. _ __vascular sin semillas; d. _ _angiospermas; e. _ _gimnospermas;

b. _ _proporciona protección contra la radiación ultravioleta; c. ___proporciona protección contra depredadores; d. _ _proporciona lugares de unión para el desarrollo de músculos fuertes; e. _ _todas ellas.

1O.

¿Al final de qué tres períodos se produjeron las extinciones en masa?: a. ___Cámbrico, Ordovícico, Pérmico; b. ___Ordovícico, Silúrico, Devónico; c. ___Ordovícico, Devónico, Pérmico; d. _ __ Silúrico, Pensilvánico, Pérmico; e. ___Devónico, Pensilvánico, Pérmico;

¿Qué grupo de reptiles dio origen a los m amíferos?: a .___laberintodontes; b .___acantodianos; c ._ _pelicosaurios; d ._ _protothyrids; e ._ _terápsidos.

11.

füq>lique cómo afectaron los cambios en las condiciones geológicas a la evolución de la vida invertebrada durante la Era Paleozoica.

12.

Dibuje una red de comida marina que muestre las relaeiones entre los productores, los consumidores y los descomponedores.

13 .

Explique la importancia de la aparición de los primeros animales con concha y las posibles causas de la adquisición de un exoesqueleto . mineral.

14.

Explique cómo lo incompleto del registro fósil ·puede jugar un p apel en teorías como la explosión de vida cámbrica.

15 .

Explique cómo afectaron los cambios en las condiciones geológicas a la evolución de las plantas y de los vertebrados.

16.

Describa los problemas que se tuvieron que solucionar antes de que los organismos pudieran h abitar y colonizar totalmente la tierra.

1 7.

¿Cuáles son las diferencias principales entre las plantas vasculares sin semillas y las gimnospermas? ¿Por qué son importantes estas diferencias a la hora de explotar el entorno terrestre?

18 .

¿Por qué es más probable que los peces evolucionaran en los mares y después migraran a ambien tes de agua dulce? ¿Podrían los peces haber evolucionado en el agua dulce y haber migrado después hacia los mares?

19.

Esqu ematice la historia evolutiva de los peces.

20.

Explique alguna de las posibles causas de la extinción en masa del Pérmico.

¿De cuál de los siguientes grupos evolucionaron los anfibios?: a. ___reptiles; b. _ _placodermos. c. _ __pez pulmonado; d. _ _arqueociátidos; e. _ _pez con aletas lobuladas. ¿Qué grupo de algas fue el ancestro probable de las plantas vasculares?: a._ __ verdes; b. _ _azul-verde; c. _ _marrones; d. _ __ rojas; e._ __ amarillas. El cambio evolutivo más significativo que permitió que los reptiles colonizaran toda la tierra fue la evolución de: a. _ __una cobertura de escamas; b. ___extremidades y una espina dorsal capaz de soportar a los animales en la tierra; c .___conductos lacrimales; d. _ _ un huevo que contenía sacos de comida y de desperdicios y que rodeaba el embrión con un saco lleno de líquido; e ._ _los huesos del oído medio.

El primer grupo de plantas que no necesitaba un área húmeda como parte de su ciclo de vida fue el: a. _ _ _ floral; b. _ __desnudo sin semillas;

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·. Historia de la vida · . y de la Tierra . en el Mesozoico - --- --

CAP ÍT ULO 2 2

ESQUEMA, DEL CAPITULO Introducción La fragmentación de Pangea Principales características de la historia de Norteamérica en el Mesozoico Recursos minerales del Mesozoico La vida en la Era Mesozoica ENFOQUE GEOLÓGICO 22.1: Las contribuciones de Mary Anning a la

Paleontología <:lima y paleogeografía durante el ·Mesozoico • Extinciones en masa, una crisis en la historia de la vida Geo-Recapitulación

Restauración de uno de los dinosaurios más antiguos conocidos, el Staurikosaurus, ·del Triásico Superior de Argentina y Brasil Mide cerca de 2 metros de largo. Fuente: © 1990 Mark Hallet. Todos los derechos reservados.

626

CAP ITU L O 22

H ISTORIA D E L A VIDA Y DE L A TIER RA E N E L MESOZO I C O

Introducción proximadamente d e 150 a 21 O millones de años después de que el emplazamiento de plutones masivos creara Sierra Nevada (orogenia Nevádica), se descu brió oro en Sutter's M ili, en la bifurcación del sur del río American, en Coloma , California. El 24 de enero de 1848, James Marshal l, un carp intero que estaba construyendo un aserradero para John Sutter, encontró pepitas del metal brillante en los cimientos. Pronto se abandonaron los asentamientos por todo el estado al correrse la voz de la oportunidad de riquezas instantáneas por todo California. A l año siguiente las noticias del descubrimiento del oro llegaron a la costa este; en el área de Sutter's Mili había más de 80.000 buscadores de o ro ; todos esperando hacer fortuna. Al menos 250.000 buscadores de oro buscaron en el área de Sutter's Mili y, aunque la mayoría eran ·americanos, venían de todas las partes del mundo, incluso de lugares tan lejanos como China. La mayoría pensaba que el oro estaba simplemente esperando a que lo cogieran y no se dieron cuenta de que la p rospección era un trabajo duro. N ad ie pensó en las consecuencias de que tanta gente convergiera en el área de Sutter's Mili, intentando todos hacer dinero fácil. De hecho, la vida en los campamentos m ineros era difícil y ca ra . .Los tenderos y los comerciantes frecuel'Jtemente hacían más dinero que los prospectores. En reali dad, s(>lo unos cuantos prospectores tuvieron un gran o moderado éxito. El resto apenas se ganó la vi da hasta que, eventualment e, abandonó su sueño y volvió a casa. El oro que encontraron estos prospectores se encontraba en su mayoría en forma de depósitos de placer. La met eo rización de las rocas ígneas portadoras de oro y la separación mecánica de los minerales por densidad durante el transporte por la corriente forma d epósitos de placer. Aun-

LA FRAGMENTACIÓN DE PANGEA 1 igual que la formación de Pangea influenció los acontecimientos geológicos y biológicos durante el Paleozoico, la fragmentación de este supercontinente afectó profundamente a los eventos geológicos y biológicos durante el Mesozoico. El movimiento de los continentes afectó a los regímenes oceánico y climático globales, así como a los climas de

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que muchos p rospectores buscaron la veta mad re, t odo el oro d escubierto d urante la fiebre del oro est aba en p laceres (depósitos de arena y grava que cont ienen partícu las de o ro lo suficientemente grandes para recuperarse por batea). La batea es un método comú n para la m inería en depósitos de placer. En este método, un minero sumerge una cazuela p lana en la corriente, mueve el materia l y t ira el material más ligero. El oro, que es seis veces más pesado que la mayoría de granos de arena y frag mentos de roca, se concentra en el fondo de la criba y puede extraerse (véase «Los meta les preciosos», págs. 74-75). Aunque algunos prospectores conseguían 30.000 d ó lares d e polvo de oro a la sema na de una sola concesión y encontraban o ro prácticamente en la superficie d el terreno , la mayoría de este oro fácil se descubri ó al principio de la fiebre del oro. La mayoría de los prospectores conseguían solamente un sa lari o de subsistencia. N o obstante, d urante los cinco años de 1848 a 1853 que constituyen la fiebre del oro, se extrajeron más de 200 millones de dólares en oro. La Era Mesozoica (de 245 a 66 m il lones de años atrás) fu e una época importante en la historia de la Tierra. El evento geológico más importante fue la ruptura de Pangea, q ue afectó a los patrones de circu lación oceá nicos y cl imáticos e influenci ó la evol ución de las biot as t errestres y marinas. Otros eventos geológicos importantes del Mesozoico, resultantes del movimiento de placas, incluyen el origen d e la cuenca del océano Atlántico y las Mo ntañas Rocosas, la acumulación de grandes depósitos de sa l que eventualmente formaron domos de sal adyacentes en los que fueron atrapad os el combustible y el gas natural , y el emplazamiento de grandes batolitos q ue son el origen de varios recursos mi nerales, incluyendo el oro que causó la f iebre del oro de Ca liforn ia en 1849.

los distintos contin entes. Las poblaciones quedaron aisladas o se pusieron en contacto con otras poblaciones, llevando a cambios evolutivos en la biota. Tan grande fue el efecto de esta ruptura en el mundo que configura el tema central de este capítulo. . Las dataciones geológicas, paleontológicas y paleom agnétícas indican que la fragmentación de Pangea tuvo lugar en cuatro etapas generales. La primera etapa com enzó con la división entre Laurasía y Gondwan a durante el Triásico Superior. Previamente, durante el Triásico Inferior y M edio diversos bloques, que formarían posteriormente parte de

L A FRAGMENTAC I ÓN D E P ANGEA

Asia (Indochina, Malasia, Sur de China, Tibet, Irán-Afganistán, Turquía), se separaron (rifting) de Gondwana y se desplazaron por el Océano Tetis. El nombre de Cimérica se aplica a una orogenia reconocible en el continente asiático cuyas últimas fases coinciden con el final del Jurásico, La subducción activa continuó durante el Triásico en el largísimo sistema de arco de Samfrau, en el Océano Panthalasa. Este fue también activo durante el Jurásico alrededor de las áreas occidental y meridional de Pangea, extendiéndose hacia el norte y enlazando con zonas de subducción a lo largo de la costa oriental de China y el sudeste asiático. Hacia el final del Triásico, la expansión del océano. Atlántico separó Norteamérica de África(• Figura 22. la). Este cambio fue seguido de la separación de N orteamérica y Sudamérica en algún momento entre el Triásico Superior y el Jurásico Inferior. La separación de los continentes permitió que el agua del Mar de Tetis fluyera al Océano Atlántico central, en expansión, mientras que las aguas del Océano Pacífico fluyeron al recientemente formado Golfo de

D Mar somero

México, que en aquellos momentos era poco m ás que una bahía restringida(• Figura 22.2). Durante esa época, estas áreas estaban en latitudes bajas tropicales don d e las altas temperaturas y los grandes índices de evaporación eran ideales para la formación de potentes depósitos de evaporitas. La segunda etapa de la ruptura de Pangea implicó la división y movimiento extensional de los distintos continentes de Gondwana durante los períodos del Triásico Superior y el Jurásico. En el Triásico Superior, la Antártida y Australia, que permanecían unidas, se separaron de Sudamérica y África. También durante esta época, India comenzó a separarse de Gondwana y a moverse hacia el norte (Figura 22. la, b ). Múltiples zonas de expansión se abrieron entre Norteamérica y Sudamérica, originándose numerosos bloques, algunos de los cuales se ensamblaron posteriormente para originar América Central, C uba y La Española. Durante el Jurásico continuó la apertura del Golfo de México conforme las placas que formaban la parte meridional de México y América central se movieron hacia el sur. Según Sudamérica retrocedió dejo Mé-

D

D Océano profundo

627

Tierras bajas

D Montañas

D Desierto

(a) Período Triásico

• Figura 22.1 Paleogeografía del mundo d urant e el (a) Período d e l Triásico

y (b)

Período Jurásico de la Era Mesozoica. Fuente: De R. S. Dietz y J. C. Holden,

Revista de Investigación Geofísica, Vol. 75, núm. 26, págs. 4939-4956. Copyri ght© 1970 de American Geophysical Union.

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628

CA PITULO 22

HISTORIA DE LA V I DA Y D E LA T I ERRA EN EL MESOZO I CO

Océano etis

D

D

D

Océano profundo

Mar somero (b) Período Jurásico

D Mar somero Océan9 profundo (c) Período Cretácico Superior

D Tierras bajas

D

Q Montañas

Tie rras bajas

D Montañas

Desierto

D Desierto

• Figura 22.1 Continuación _ Paleogeografía del mundo durante el (a) Período del Triási co y (b) Período Jurásico de la Era Mesozoica.

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D Glaciación

L A F RA GMEN TAC I ÓN DE P ANGEA

Derrame del Océano Pacífico ~

Oº Sudamérica

D 0

Zona de expansión (rifting) Evaporitas

Derrame del Oceáno Meridional

• Figura 22.2 Evaporitas acumu ladas en cuencas someras al fragmentarse Pangea durante el Mesozoico Inferior. El agua del Mar de Tetis fluyó al Océano Atlántico central mientras q ue el agua del Océano Pacífico fluyó al recientement e formado Golfo de México. El agua del Océano Meridiona l fluyó a la parte sur del Océano At lántico.

xíco unido a Norteamérica por prim era vez en su historia geológica. Durante el Triásico y Jurásico los terrenos acrecionarios continuaron colisionando con la parte occidental de N orte y Sudamérica. Finalmente, en el Jurásico Superior, México comenzó a m overse hacia el sudeste a lo largo d e dos. fallas transforman tes desd e su posición adyacente al sur de California . La tercera etapa de la ruptura comenzó durante el Jurásico S uperior, cuando Sudamérica y África comenzaron a separarse (Figura 22 . lb). La división y subsiguiente separación de estos dos continentes formó una cuenca estrecha donde se acumularon gruesos depósitos de evaporitas derivados de la evaporación de las aguas del océa no del sur (Figura 22 .2). Durante este tiempo, la parte este del Mar de Tetis comenzó a cerrarse como resultado de la rotación en el sentido de las agujas del reloj de Laurasia y el movimiento de África h acia el norte: Esta estrecha lengua m ariqa .del Jurásico Superior_y del Cretácico entre África y Europa fue el comienzo del Mar Mediterráneo actu al. Hacia el final del Cretácico, Australia y la Antártida se separaron, India casi h ab ía alcan zado el Ecu ador, Sudamérica y África estaban separadas y Groenlandia era esencialmente una m asa continental independiente (Figura 22. lc).

629

La fragmentación y separación de los .continentes durante el Cretácico originó nuevos océanos y amplió lo que eran estrechos. Groenlandia separada de Norteamérica, p ermaneció unida a Escandinavia con Gran Bretañ a insertada e ntre los dos. Una pequ eña pieza de litosfera triangular que h abía sido parte de Gondwan a perman eció adherida a Norteamérica, formando parte de una p orción del sudeste de Estados Unidos, incluyendo Florida. La Placa Ibérica se ha comportado como una microplaca durante gran p arte del Mesozoico. Desde el Jurásico Superior al Cretácico Inferior se ha movido en dirección suroeste con respecto a Eurasia; ya en el Cretácico Inferior la dirección cambio a sudeste. A p artir de ese momento Iberia se h a movido conjuntamente con ·África h asta el C re tácico Superior. Ya en el Paleóg~1i.o la dirección se invierte al colisionar con E urasia, formándose los Pirineos(• Figura 22.3). La etap a final de la ruptura de Pangea tuvo' lugar durante el Cenozoico. Au stralia continuó moviéndose h acia el n orte y Groenlandia se separó completamente de E uropa y N orteamérica y formó una m asa continental aparte.

El cinturón orogénico de la Cordillera El cinturón orogénico de la Cordillera es parte del extenso sistema orogénico Samfrau , siendo uno de los cinturones montañosos más largos y complejos de la Tierra Discurre continu am ente desde Alaska a lo largo de la zona occidental de Norteamérica, incluyendo C entroam érica y el C aribe , la parte occidental de Sudamérica (Andes) y la costa occidental de la Antártida. Incluye un a gran cantidad de terrenos que acrecionaron (terranes) a los márgen es continentales. Adquiere especial relevancia en el Mesozoico aunque su historia realmente com ien za e n el Paleozoico Inferior e n Sudamérica y la Antártida en el sistema de arco Samfrau y en el Paleozoico Medio en Norteam érica. En respuesta a la subducción y continua acreción de componentes litosféricos, durante el C retácico continuó lá deformación intensa y el magmatismo en la Cordillera; tanto en Norteamérica como en Sudamérica. Durante este período la acreción de «terran es» continuó a ló largo de las costas occide ntales de -a mbos contine ntes americanos, y la divergencia de microcontinentes en la región Caribeña, llevo a la formación de México, América Central y las G ra ndes Antillas (La Española y Puerto Rico). Para un m ejor entendimiento de la compleja historia de La Cordillera se h a dividido en tres segm en tos: Norteamérica, la región Caribeña y los Andes. En el oeste de Norteamérica, con el antecedente de la acreción del arco Antler durante el Carbonífero, otros

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CAPITULO 22

H I STORIA D E LA V I DA Y D E L A T I E RR 1\ E N EL MESOZO I C O

b)Aptiense

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Elevación de Azores y Vizcaya

Subducción incipiente

e) Campaniense

d) Eoceno final

• Figura 22.3 Evol ución de la microplaca ibérica desde el Jurásico Superior al Paleógeno Inferior, mostrando la apertura del Golfo de Vizcaya y el origen por col isión de los Pirineos.

«terranes» se aproximaron a la zona occidental de Norteamérica, originándose en el Triásico Medio una colisión cuando Sonoma alcanzó la región de Nevada occidental y n orte de California. La rápida acreción de más «terranes» en el Triásico Superior y Jurásico Inferior iniciaría la orogenia Nevádica, en el oeste d e los Estados Unidos. El principal crecimiento de la zona occidental de Norteamérica sucedió durante el Cretácico como resultado de una serie de colisiones de «terran es» que provocó una extensiva deformación en la zona. Se originó primero la oro-

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genia Siever y posteriormente, a finales del Cretácico, la orogenia Laramide . A diferencia del intenso desarrollo
L A FRAGMEN T AC I ÓN DE PANGEA

Sedimentos

\ Ascenso

631

que emitieron sus productos volcánicos sobre la superficie elevada y erosionada del basamento Precámbrico y Paleozoico (ver Figura 10.22). El vulcanismo comenzó en los Andes en el Triásico y Jurásico como un arco de margen-continental que se estableció a lo largo de la costa occidental de Sudamérica. Una intensa deformación se registró en los Andes durante el Cretácíco cuanpo un número desconocido de pequeños «terranes» se acrecíonaron a la línea de costa occidental de Sudamérica.

Los efectos de la fragmentación de Pangea en el clima global y en /os patrones de circulación oceánica

/ Pliegue monoclinal

• Figura 22.4 Detalle de un pliegue monoclinal junto a los bloques fa llados, el tipo de deformación característica de la orogenia Laramide, en la Cordillera Norteam ericana.

por las interacciones con las placas m ás grandes situadas alrededor. Durante el Jurásico la apertura de la cuenca Atlántica se propagó dentro del Caribe y Golfo de México, y la cuenca Proto-caribeña comenzó a abrirse. En el Jurásico superior se generó corteza oceánica en el Golfo de México, y Sudamérica continuó separándose de Yucatán por la continuada apertura de la cu enca Proto-caribeña. Al retirarse África de N orteamérica, los bloques de Florida y C uba fueron separados por esfuerzos extensionales del nordeste de África, adonde pertenecían en un tiempo anterior. Con la apertura del Golfo de México, Yucatán se movió hacia su posición actual y el bloque de C uba se desplazó h acia el sudeste. Durante el Cretácico, la Región Caribeña continuó adquiriendo forma según la placa Proto-caribeña creció, separando Yucatán y Sudamérica. En el Cretácico Superior el golfo de México estaba completamente abierto y Florida fue por primera vez parte del sudeste de los Estados Unidos. México se deslizó h asta su posición actual a través de varias fallas con desplazamiento sudeste que com enzaron su movimiento en el Jurásico Superior. También la región andina (los Andes) ha sufrido una historia tectónica compleja e intensa. En buen a parte de Perú y norte de C hile, esta gigantesca cadena montañosa presenta por debajo un basamento Precámbrico, mientras que m ás al sur descansa sobre un «collage» de terrenos acrecion ados (terranes) . Los Andes modernos se formaron durante el Mesozoico Superior y Cenozoico como una cadena de grandes volcanes asociados a arcos

Hacia el final del Período Pérmico, Pangea se extendía de polo a polo, c ubría cerca de una cuarta parte de la superficie de la Tierra y estaba rodeada por Panthalasa, un océano global que abarca ba cerca de 300 grados de longitud. Una configuración como ésta ejercía tremen da influencia en el clima del mundo y tenía como resultado condiciones áridas sobre gran p arte de la zona interior de Pangea. El clima del mundo resulta de una compleja interacción entre las corrientes de viento y oceánicas y la ubicación y topografía de los continentes. E n general, los climas secos aparecen en grandes masas d e tierra en áreas alejadas de fuentes de humedad y donde existen barreras para el aire húmedo , como cordilleras m ontañosas . Los climas húmedos se producen cerca de grandes masas de agua o donde los vientos pueden llevar aire húmedo sobre la tierra firme . Podemos inferir las condiciones climáticas del pasado por la distribución de depósitos sensibles al clima. Las evaporitas se depositan donde la evaporación es mayor que la precipitación. Aunque se pueden for mar localmente ·dunas eólicas y capas rojas en regiones húmedas, son rasgos característicos de regiones áridas. El-carbón se forma tanto en climas húmedos cálidos como fríos. La vegetación que eventualmente se convierte ·en carbón n ecesita al menos un bueQ suministro de agua estacional; de forma qtie los depósitos de carbón son indicativos de condiciones húmedas. La presencia de evaporitas, capas rojas y dunas eólicas generalizadas durante el Triásico en latitudes bajas y m edías del norte y el sur de América, Europa y África, indican climas secos en dichas regiones, mientras que los depósitos de carbón se encuentran principalmente en latitudes más altas, lo que indica condiciones húmedas. Estos carbones de latitudes altas son análogos a las cién agas de turba escocesas y p antanos cenagosos canadien ses actuales . Las tierras que bordeab an el Mar de Tetís_probablemente estaban dominadas por lluvias monzónicas estacionales resultantes de los vientos cálidos y © Cengage Learning Paraninfo

HISTORIA DE LA V I DA Y D E LA TI E RRA EN EL MESOZO ICO

CAPITULO 22

húmedos y de las corrientes oceánicas cálidas que chocaban contra la costa este de Pangea. El gradiente de temperatura entre los trópicos y los polos también afecta a la circulación oceánica y atmosférica. A mayor diferencia de temperatura entre los trópicos y los polos, más pronunciado es el gradiente de temperatura y más rápida es la circulación de los océanos y de la atmósfera. Los océanos absorben cerca del 90% de la radiación solar que reciben, mientras que los continentes absorben sólo el 50%, incluso menos si están cubiertos de nieve . El resto de la radiación se refleja de vuelta al espacio. Por tanto, las áreas dominadas por m ares son más cálidas que las .dominadas por los continentes. <;:onociendo la distribución de los continentes y de

60º

30º

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las cuencas oceánicas, los geólogos pueden estimar de forma general la media anual de temperatura para una región de la Ti_e rra, así como determinar un gradiente de temperatura. La fragmentación de Pangea durante el Triásico Superior hizo que el gradiente de temp eratura se incrementara, porque los continentes del Hemisferio Norte se movieron hacia el norte, desplazando las aguas oceánicas de las mayores latitudes . Dado el gradiente de temperatura global más pronunciado por el descens o de temperaturas en las altas latitudes y el cambio de posición de los continentes, los patrones de circulación oceánica y atmosférica se aceleraron bas tante durante el Mesozoico(• Figura 22.5 ). Aunque el gradiente de tem-

Ecuador

30º

\ 60º (a) Período Triásico

30º

Ecuador

30º

-

(b ) Período Cretácico

• Figura 22.5 --

-

Desarro llo de la circulación oceánica desde un modelo simple (a) con un solo océano (Panthala·sa)" con un único continente (Pa nge a) hast a un modelo más co mplejo (b) en los océanos recién fo rmados del Perío d o Cretácico.

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PRI NC I PA LE S CA HAC T E R fSTICAS DE L A HI STOR IA DE N ORTE AMÉRICA EN E L MESOZO I CO

peratura y la estacionalidad en la tierra se incrementaban durante el Jurásico y el C re tácico, los océanos de latitudes medias y altas todavía eran cálidos porque las aguas cálidas del Mar de Tetis circulaban h acia latitudes m ayores. El resultado fue un clima relativamente estable a lo largo de todo el mundo h acia el final del Cretácico.

PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS DE LA HISTORIA DE NORTEAMÉRICA EN EL MESOZOICO n el Triásico la actividad ígn ea y fracturación de bloques continentales comenzó en los Apalaches conforme comenzó la separación de Norteamérica y África. El recién formado Golfo de México experimentó extensos depósitos evaporíticos durante el Triásico Superior y Jurásico cuando Norteamérica se separó de Sudamérica. Un incremento global del nivel del mar durante el Cretácico provocó transgresiones globales en todos los continentes. Estas transgresiones fueron causadas por flujos térmicos más elevados a lo largo de las dorsales oceánicas debido a la creciente expansión oceánica debida a los esfuerzos exte nsionales (rifting). Durante el Cretácico Medio el nivel del m ar alcanzó una altura tan solo comparable a la que se supone para el Ordovícico, de manera que 1/3 de las zonas terrestres actuales estaban bajo el nivel de las aguas de los mares Epeíricos (• Figura 22.6). La sedimentación marina fue continua sobre una amplia extensión de la Cordillera N orteamericana . Un sistema de arco insular volcánico que se formó en el borde oeste del cratón durante el Pérmico se suturó a Norteamérica algo después durante el Pérmico-Triásico. Este acontecimiento se conoce como la orogenia Sonoma (• Figura 22. 7) . Durante el Jurásico el área en tera de la Cordillera estuvo implicada en una serie de episodios de formación de montañas que dieron lugar a la Sierra Nevada, las Montañas Rocosas y otros accidentes montañosos m enores. Aunque cada episodio orogénico tiene su propio nombre, el acontecimiento orogénico global se denomina simplemente la orogenia de la Cordillera. En el interior del continente norteamericano se han diferenciado dos secuencias cratónica: la secuencia Absaroka (Carbonífero S uperior-Jurasico Inferior) y la secuencia Zuni (Jurásico Inferior a Paleoceno Inferior).

633

De todo el continente norteamericano la región qu e sufrió con más intensidad los acontecimientos tectónicos fue la región occidental. Aquí, el empleo del términ o gen eral orogenia de la Cordillera se aplica a los procesos form adores de montañ as que com en zaron durante el Jurásico y se continuaron durante el Cenozoico en esa región oeste de Norteamérica (• Figura 22.8). La cantidad de eventos orogénícos asociados al cinturón móvil de la Cordillera tie nen lugar en varias zonas y en diversos momentos, resultado del movimiento hacia el oeste de la placa Norteam ericana . La-primera fase de la orogénia de la Cordillera es la orogenia Nevádica, que comenzó en ·el Jurásico Superior y continuo en el Cretácico; en ella se generaron en profundidad por debajo del borde oeste de Norteamérica grandes cantidades de magmas graníticos, siendo el ejemplo más representativo la Sierra Nevada (• Figura 22.9) . La segunda fase es la orogenia Sevier, que transcurrió principalmente a lo largo d el Cretácico (Figura 22.10). Durante el Cretácico Superior y Cenozoico Inferior tuvo lugar el último pulso de la orogenia de La Cordillera , la orogenia Laramide, responsable de las Montañas Rocosas.

¿Cuál es el papel de los terrenos acrecionarios (terranes) en el crecimiento del oeste de Norteamérica? Se h an discutido las orogenias a lo largo de bordes de placa convergentes originando acreción continental. Gran parte del material acrecionado a los continentes e n esos eventos es simplemente corteza continental erosion ada, pero una cantidad con siderable de nuevo material es también añ adido a los continentes, así como rocas ígn eas formadas, por ejemplo, como resultado de los procesos de subducción y fusión parcial. Aunque la influencia de la subducción es predominante en la historia tectónica de muchas regiones orogénicas, otros procesos están también implicados en la construcción de m ontañas y acreción continental, especialmente la acreción de los denominados «terranes». Los geólogos saben ah ora que las porciones de mu ch as cadenas montañosas están realmente constituidas por «terranes» o pequeños bloques litosféricos acrecionados que son claramente de origen alóctono. Esos terrenos acrecionarios difieren completamente en contenido fósil, estratigrafía, tendencias estructurales y propiedades paleomagnéticas de las rocas pertenecientes a los sistemas montañosos que los envuelven y del cratón adyacente. De hecho, estos «terranes» son tan diferentes de las rocas de su entorno que la mayoría de los geólogos cree que se formaron en otra parte y fueron llevados a

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CAPITULO 22

HIS T ORI A D E L A V I DA Y DE LA TI E RR A EN E L ME S OZO I CO

Llanura aluvial

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Tierras

~ Montañas

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Mar epeírico Océano profundo

• Figura 22.6 Paleogeografía de Norteamérica durante el período Cretácico.

grandes distancias como parte de otras placas hasta que colisionaron con otros «terranes» o con bloques continentales. De tamaños muy diversos, incluyen microplacas, arcos insulares o incluso fragmentos de litosfera oceánica. En zonas bien estudiadas, como la costa oeste de Norteamérica, se ha estimado que más de 100 «terranes» de diferente tamaño se han añadido durante los últimos 200 millones de años (• Figura 22.10). Un buen

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ejemplo es la acreción de los «terranes» de Wrangellia a la costa oriental norteamericana (• Figura 22 .1b). La reconstrucción básica de las orogenias mediante la tectónica de placas no ha cambiado, pero los detalles de tales reconstrucciones se han hecho diferentes a la vista de la tectónica de «terranes». Por ejemplo, el crecimiento a lo largo de un borde continental activo es más rápido que a lo largo de uno pasivo , debido a la existencia de estos terrenos acrecionarios, que con frecuencia

PRI NCIPALES CA R AC T ERÍST I CA S DE L A HI S T ORIA DE NO R TEAMÉRTCA EN EL MESOZOI CO

Arco isla volcánico

California

635

Nevada

• Figura 22.7 Actividad tectónica que cu lminó en la orogeni a Sonoma (Pérmico-Triásico), en el oeste de Norteamérica. La orogenia Sonoma f ue el result ado de la colisión entre el margen suroccidental del Norteamérica y un sistema de arco insu lar vol.cánico .

Corteza continental Manto superior

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• Figura 22.8

• Figura 22.9

O rogenias mesozoicas que sucedieron en el cinturón móvi l de la Cordillera.

Localización de lo batolitos jurásicos y cretácicos en el oeste de Norteamérica.

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CA PITULO 22

HISTOHI A DE L A V ID A Y DE LA TIE RHA EN EL MESOZOIC O

son m ás el resultado de adiciones a un continente que el re trabajamiento del material continental más antiguo . Res ulta por lo tanto evidente que los cinturones montañosos pueden también formarse como consecuencia de la colisión y fusión de un arco insular u otro fragmento pequeño de la corteza a un bloque continental. Lógicamente las montañas generadas por la colisión de un pequeño fragmento de corteza serán de una escala algo m enor que las generadas por una colisión continentál. El proceso de colisión y acreción de fragmentos de corteza comparativamente pequeños h a gen erado muchas de las regiones monta ñosas que rodean el Océano Pacífico. La mayoría de los «terranes» han sido identificados en montañas de la costa pacífica de Norteamérica, pero se sabe o se sospecha que están también en otros sistemas montañosos . Son m ás difíciles de reconocer en sistemas montañosos antiguos como los Apalaches debido al mayor grado de deformación y erosión. Por consiguiente, los «terranes» suministran otra manera de ver la Tierra y conseguir un m ejor entendimiento de la historia geológica de los continen tes.

RECURSOS MINERALES DEL MESOZOICO

• Figura 22.10 Algunos de los bloques litosféricos .de acreción, llamados «terra r,ies» que forman el margen del Cratón de Nortegmérica . Los b loques marrón oscuros probablemente se originaron como «t erranes» y se unieron a Norteamérica. Los bloques verde claro son posiblem ente partes desplazadas de Norteamérica. El cratón de N orteamérica se muestra en verde oscuro. Véase la Figura 22. 1b para observar la posición d e los «terranes» de Wrangellian durante el Jurásico . Fuente: Reproducido con permiso de «The Movement of Continents», de Zvi Ben-Avraham, American Scientist, vol. 69, n.º 3, pág. 298 (Figura 9). Copyright© 1981 American Scientist.

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unque gran parte del carbón de Norteam érica es de las épocas del Carbonífero y del Cenozoico, hay importantes depósitos del Mesozoico en los estados de las Montañas Rocosas. Generalmente son carbones bituminosos o lignito , pero también hay parte de antracita. El carbón de la edad cretácica está particularmente extendido en el oeste de N orteamérica. También se sabe de carbón del Mesozoico en Alberta y en la Columbia Británica, Canadá, así como en Australia, Rusia y China. Hay grandes concentraciones de petróleo en muchas áreas del mundo, pero m ás del 50% de todas las reservas encontradas están en la región del Golfo Pérsico (véase Enfoque Geológico 2.1 ). Durante la Era del Mesozoico, lo que ahora es la región del Golfo era un m argen contin ental pasivo que se extendía h acia el este desde África. Este margen continental se encontraba cerca del ecuador, donde vivían gran cantidad de microorganismos en las aguas superficiales, particularmente durante el Período Cretácico, cuando se formó la mayor parte del petróleo. Los restos de estos organismos se acumularon junto con los sedimentos del fondo y fueron enterrados, com enzando los complejos procesos de generación del petróleo.

L A V I D A E N LA ER A ME SOZOI CA

Existían condiciones similares en lo que actualmente es la región de la Costa del Golfo de Estados Unidos y Centroamérica. Aquí, el petróleo y el gas natural también se formaron en una gran plataforma sobre la que se producían transgresiones y regresiones. En esta región, los hidrocarburos están en su mayor parte en rocas almacén que se depositaron como can ales de distribución en los deltas y como islas barrera y arenas de playa. Algunos de estos hidrocarburos están asociados con estructuras formadas junto a domos de sal ascendentes. La sal, llamada Sal de Louann, se formó inicialmente en un largo y estrecho mar cuando Norteamérica se separó de Europa y del Norte de África durante la fragmentación de Pangea (Figura 22.2). Las menas de uranio más ricas de Estados Unidos se extienden por rocas mesozoicas de la Meseta del Colorado y partes adyacentes de Wyoming, Utah, Arizona y Nuevo México. Como vimos en el Capítulo 19, las formaciones de hierro bandeado del Proterozoico son las principales menas de hierro. Sin embargo, hay algunas excepciones importantes. Por ejemplo, las menas de hierro «Minette» del Jurásico del oeste de Europa, compuestas de hematites y limonita oolítica, son menas importantes en Francia, Alemania, Bélgica y Luxemburgo. En Gran Bretaña, las menas de hierro de bajo grado de la era del Jurásico se componen de siderita oolítica, que es un carbonato de hierro. Y en España, las rocas del Cretácico son las rocas que albergan los minerales de hierro. Sudáfrica, líder en la producción mundial de diamantes con calidad de gema y entre los líderes en la producción industrial de diamantes, extrae estos minerales de tubos de kimberlita, una intrusión ígnea cónica de rocas ígneas grises oscuras o azules. Los diamantes, que se forman a grandes profundidades, donde la presión y la temperatura son altas, son expulsados a la superficie durante el volcanismo explosivo que forma los tubos de kimberlita . Aunqu e estos tubos se han formado a lo largo del tiempo geológico, el episodio más intenso de esta actividad en Sudáfrica y en países adyacentes tuvo lugar durante el Período Cretácico. También hay kímberlitas portadoras de diamantes del Triásico y del Jurásico en Siberia. En la introducción hemos apuntado que el área madre o fuente de los depósitos de placer extraídos durante la fiebre del oro de California está en rocas intrusivas de la época del Jurásico de Sierra Nevada. También se conocen placeres de oro en conglomerados de la edad cretácica de las Montañas Klamath de California y Oregón. Originalmente se llamaba cobre porfídico a los depósitos de cobre del oeste de Estados Unidos extraídos de granodiorita porfídica, pero ahora el término se aplica a

637

grandes depósitos de cobre de bajo grado diseminados por una gran variedad de rocas. Estos depósitos de cobre porfídico son un ejemplo excelente de la relación entre los bordes de placas convergentes y la distribu ción, concentración y explotación de valiosas menas minerales. El magma generado por la fusión parcial de una placa subducida emerge hacia la superficie y, al enfriarse, cristaliza y concentra varias men as minerales. Los depósitos de cobre más grandes del mundo se formaron durante el Mesozoico y el Cenozoico en un cinturón a lo largo de los márgenes oeste de Norteamérica y Sudamérica (véase la Figura 2.29).

LA VIDA EN LA ERA MESOZOICA os fósiles y las restauraciones de la flora y la fauna prehistórica, especialmente los dinosaurios y los reptiles marinos y voladores del Mesozoico, fascinan a mucha gente. Parte de la popularidad de estas criaturas está sin duda relacionada con el e norme incremento en cuanto a conocimientos sobre la biota del Mesozoico que han adquirido los científicos durante las últimas décadas. La Era Mesozoica se conoce normalmente como la «Edad de los reptiles», llamando la atención sobre el hecho de que los reptiles predominaban entre los animales vertebrados terrestres. Ciertamente, la diversificación de los reptiles en el Mesozoico fue un acontecimiento importante en la historia de la vida, pero también se produjeron otros eventos igualmente importantes, aunque no tan conocidos. Los mamíferos, por ejemplo, hicieron su aparición durante el Triásico, evolucionando a partir de reptiles p arecidos a ellos,_y las aves evolucionaron p robablem ente a partir de dinosaurios carnívoros pequeñ os en el período Jurásico. Y, por supuesto, había una gran variedad de reptiles aparte de los dinosaurios, siendo los más notables los reptiles voladores y los reptiles marinos. Entre las plantas se produjeron cambios importantes cuando se desarrollaron las primeras plantas con flores (angiospermas), que pronto pasaron a ser las plantas terrestres más comunes. Aunque las principales plantas terrestres de la Era Paleozoica persistieron, y muchas siguen existiendo, ahora suponen m enos de un 10% de todas las plantas terrestres. Los invertebrados m arinos, como los bivalvos, gasterópodos y cefalópodos, protagonizaron un notable resurgimiento después de las extinciones en masa del P érmico. Aunque Pangea comenzó a fragmentarse durante el Triásico (Figura 22.2), la proximidad de los continentes

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CAPITULO 2i.

HISTORIA DE L A VIDA Y D E LA T I ER RA E N EL MESOZOICO

y los climas suaves del Mesozoico hicieron posible que las plantas y los animales ocuparan ámb.itos geográficos extensos. Pero a medida que continuó la fragmentación, algunos conti~entes quedaron aislados, especialmente Australia y Sudamérica, y su fauna, al evolucionar de forma aislada, fue haciéndose cada vez más diferente a la de otros sitio~ . De-hecho, Australia es una masa continental separada desde el Mesozoico, e incluso ahora tiene una fauna distinta a la de cualquier otro continente.

Los invertebrados marinos

y el fitoplaneton El Mesozoico fue una época·en la que los invertebrados marinos repoblaron los má'r es. La fauna del Triásico In-

feriar no era muy variada, pero hacia el Triásico Superior los mares estaban una vez más llenos de invertebrados, desde foraminíferos planctónicos a cefalópodos. Los braquiópodos, que habían sido tan abundantes durante el Paleozoico, nunca se recuperaron por completo de su casi extinción, y aunque siguen existiendo, los bivalvos se han apoderado en gran parte de su nicho ecológico. Los moluscos como los cefalópodos, los bivalvos y los gasterópodos eran los miembros más importantes de la fauna invertebrada marina del Mesozoico. Su rápida evolución y el hecho de que muchos cefalópodos fueran nectónicos hace que sean fósiles guía excelentes (• Figura 22.1 la). Los Amonoideos, cefalópodos con uniones rugosas, constituyen tres grupos: los goniatites, ceratites y amonites . Estos últimos, aunque presentes durante todo

(b)

(a)

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• Figura 22.11 (a) Cefalópodos como los amonoideos Bacu/ites (en primer plano) y He/ioceras (al fondo), del Cretácico Superior, eran depredadores importantes, y son fósiles guía excelent es. (b) Los bivalvos, representados por d os formas del Cretácico, eran particu larmente diversos y abundantes durante el Mesozoico. (c) Dos géneros de b ivalvos constructores de arrecifes ll amados rudistas. Los rudistas reemplaza ron a los corales como principales animales constructores de arrecifes durante el Mesozoico.

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L A V I DA EN LA E R A MES O Z O I C A

el Mesozoico, fueron más prolíficos durante el Jurásico y el Cretácico. La mayoría de los amonites eran espirales, algunos con un diámetro de hasta 2 m , mientras que otros estaban desenroscados y llevaban una existencia casi bentónica (Figura 22.1 la). Los amonites se extinguieron a finales del Cretácico, pero dos grupos relacionados de cefalópodos sobrevivieron durante el Cenozoico: los na-iitiloideos, incluido el nautilo nacarado actual, y los coleoideos, representados por los extintos belemnoides, que son unos buenos fósiles guía del Jurásico y el Cretácico, así como por el calamar y el pulpo actuales. Los bivalvos mesozoicos se diversificaron hasta habitar muchos nichos epifaunales e infaunales. Las ostras y las almejas (filtradores epifaunales) pasaron a ser particularmente diversas y abundantes, y a pesar de una reducción en diversidad a finales del Cretácico, siguen siendo animales importantes en la fauna marina actual (Figura 22.11 b). Como ocurre hoy en día, allí donde las aguas marinas someras eran cálidas y claras, proliferaban los arrecifes de coral. Un grupo de bivalvos conocidos como rudistas (Figura 22.11 c) fueron unos constructores de arrecifes importantes a lo largo del Mesozoico. Los rudistas son importantes porque desplazaron a los corales como los principales constructores de arrecifes durante la última parte del Mesozoico y son excelentes fósiles guía del Jurásico Superior y del Cretácico. Durante el Triásico también apareció un tipo familiar de coral, los escleractinios. Aún no se sabe con seguridad si los escleractinios evolucionaron de los corales rugosos o de un ancestro de cuerpo blando aún desconocido sin registro fósil conocido. Además, otro grupo invertebrado que prosperó durante el Mesozoico fueron los equinoideos. Los equinoideos eran exclusivamente epifaunales durante el Paleozoico, pero se diversificaron en el hábitat infaunal durante el Mesozoico. Una diferencia importante entre la fauna invertebrada marina del Paleozoico y del M esozoico fue el aumento en a bundancia y diversidad d e los organismos excavadores. Con pocas excepciones, los excavadores paleozoicos eran animales de cuerpo blando, como los gusanos. Los bivalvos y los equinoides, que eran animales epifaunales durante el Paleozoico, desarrollaron varios medios p ara introducirse en h ábitats infaunales. Esta tendencia hacia una existencia infaunal puede haber sido una respuesta adaptativa al incremento de depredación por parte de los peces y de los cefalópodos, que estaban evolucionando rápidamente. Los bivalvos, por ejemplo, se extendieron hacia el nicho infaunal durante el Mesozoico, y, al excavar, escaparon de los depredadores. Los productores primarios de los mares mesozoicos eran varios tipos de microorganismos. Los Cocolitofóridos son un grupo importante de fitoplancton (• Figura 22. l 2a) que se desarrolló por primera vez durante el

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• Figura 22.12 (a) Un Coco lit ofórido del M ioceno d el Golfo d e M éxico (izq uierd a); un i:ocolit o del Plio ceno-Mioceno del Golfo de M éx ico (derecha). (b) Diat omeas d el M io ceno Superior d e Java (izq uierda y derecha). (c) Dinoflagelados del Eoceno de A labama (izq uierda) y el Golfo de Méxi co (derecha). Fuente: (a) Merton E. Hill, (b) John Barran, USGS, (e) John H. Wren n, Louisiana State University.

Jurásico y llegó a ser extremadamente común duran te el Cretácico. Las diatomeas (Figura 22.12b), qu e construían esqueletos de sílice, aparecieron durante el C retácico, pero son más importantes como produc tores primarios durante el Cenozoico. Actualmen te, las diatom eas son m ás abundantes en aguas oceán icas frías, y algunas especie s habitan en lagos de agua dulce. Los dinoflagelados eran comunes durante el Mesozoico y hoy en día son los principales productores primarios en aguas cálidas (Figura 22.12c). Los foraminíferos (consumidores unicelulares) se diversificaron rápidamente durante el Jurásico y el Cretácico y han seguido siendo variados y abundantes hasta el· presente (• Figura 22 .13). Las formas planctónicas en particular se diversificaron rápidamente, pero la mayoría se extinguió a finales del Cretácico. En términos generales, podemos pensar en el M esozoico como en una época de aumento de complejidad entre la fauna de invertebrados m arinos. A principios del Triásico, la diversidad era baja y las cadenas alimentarias cortas. Sin embargo, cerca de finales del Cretácico la © Cengage Learning Paraninfo

CAPÍTULO 22

HI S TORIA DE L A V ID A Y DE L A T I E RR A EN EL M ES O Z OICO

• Figura 22.13 Los forarriiníferos planctónicos, representados por la Gfobotruncana calcarata del Pecan Gap Chalk, del Cretácico de Tejas, se diversificaron durante el Jurásico y el Cretácico. Muchas desapárecieron a finales del Cretácico.

fauna de invertebrados marinos era muy compleja, con cadenas alimentarias interrelacionadas. Esta historia evolutiva refleja el cambio de las condiciones geológicas influenciado por la actividad de la tectónica de placas, que vimos en el Capítulo 2.

quizá durante el Jurásico Superior, cuando muchas fueron reemplazadas por las angiospermas, o plantas con flores (• Figura 22.14 ). En 1998, los científicos describieron las plantas con flores más antiguas conocidas de rocas del Cretácico inferior en China, e informaron de los sistemas de raíces de posibles plantas con flores en rocas jurásicas. Las angiospermas probablemente evolucionaron de gimnospermas especializadas. Es más, estudios recientes han identificado gimnospermas, tanto fósiles como vivas, que muestran relaciones cercanas con las angiospermas. En cualquier caso, desde que se desarrollaron por primera vez, las angiospermas se han adaptado a casi todos los hábitats terrestres, desde montañas a desiertos, y algunas se han adaptado incluso a aguas costeras de poca profundidad. Varios factores explican este éxito fenomenal, pero el más importante es su método de reproducción (Figura 22.14a). Dos hechos fueron particularmente importantes: el desarrollo de las flores, que atraen a polinizadores animales, especialmente insectos, y el desarrollo de semillas. Las plantas vasculares con esporas y las gimnospermas son importantes y aún florecen en muchos entornos ; de hecho, muchos botánicos consideran los helechos y las coníferas como grupos emergentes. Sin embargo, una prueba del éxito de las angiospermas es que en la actualidad, con 250.000 a 300.000 especies, representan más de un 90 % de todas las especies vegetales terrestres, y ocupan algunos hábitats en los que otras plantas crecen malamente o no pueden existir.

Las plantas, productores primarios terrestres

La diversificación de los reptiles

Las plantas practican la fotosíntesis, por lo que se encuentran en la base de la cadena alimentaria terrestre, por esto las estudiaremos antes de hablar de los animales terrestres. Igual que ocurrió durante el Paleozoico Superior, las plantas vasculares sin semillas y las gimnospermas dominaron las comunidades de plantas terrestres del Triásico y el Jurásico, y, de hecho, siguen siendo comunes algunas representantes de ambos grupos. Entre las gimnospermas, los grandes helechos con semillas se extinguieron hacia finales del Triásico, pero los ginkgos siguieron siendo abundantes y aún existen en regiones aisladas, y las coníferas siguieron diversificándose y ahora se hayan extendidas por algunos hábitats terrestres, particularmente en elevaciones y latitudes altas . Durante el Triásico apareció un grupo nuevo de gimnospermas conocido como cycads. Estas plantas tipo palmera se extendieron y ahora existen en áreas tropicales y semitropicales. El extenso dominio de las plantas con esporas y de las gimnospermas finalizó durante el Cretácico Inferior,

La diversificación de los reptiles comenzó durante el Período Carbonífero con la evolución de los protorotíridos, aparentemente los primeros animales que pusieron huevos amnióticos (véase el Capítulo 21). De este linaje básico de los llamados primeros reptiles, evolucionaron el resto de los reptiles, así como las aves y los mamíferos (• Figura 22.15). Recordemos del Capítulo 21 que los pelicosaurios fueron los vertebrados terrestres dominantes del Carbonífero y el Pérmico. Es cierto que los reptiles se diversificaron notablemente durante la Era Mesozoica, pero debemos hacernos algunas preguntas fundamentales sobre los reptiles en general y sobre los dinosaurios en particular. Varias modificaciones del esqueleto y el hecho de que los reptiles pongan huevos amnióticos los diferencian claramente de los anfibios (véase el Capítulo 21). Los reptiles vivos como los lagartos, serpientes, cocodrilos y tortugas ponen huevos amnióticos; todos son de sangre fría, tienen piel escamosa dura y practican la fertilización interna. Además, con la excepción de las tortugas, todos los

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LA VI DA EN· L A ER A MES OZOIC A

641

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Los estambres producen polen

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El pistilo contiene el óvulo

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• Figura 22.14 (a) El ciclo reproductivo de las angiospermas. (b) Angiosperma d el Cretácico Inferior del condado de Cecil, Maryland.

reptiles y los dinosaurios tienen dos aberturas en el lateral del cráneo en la región temporal. Por eso, los dinosaurios se han clasificado tradicionalmente como reptiles, pero también poseen varias características que los diferencian. Los dinosaurios tenían dientes dispuestos en alvéolos individuales, un hueso inferior de la pata reducido (fíbula), una pelvis unida a la columna vertebral por tres o más vértebras, una cabeza en forma de bola en el hueso superior de la pata (fémur) y huesos alargados en el paladar. En resumen, se diferenciaban de los demás reptiles en cosas importantes. Otra característica importante es que los dinosaurios tenían una postura erguida completa con las extremidades directamente bajo el cuerpo, en lugar de la postura despatarrada de otros reptiles(• Figura: 22.16). De hecho, su postura erguida, junto con algunas modificaciones de las extremidades, son la razón de un movimiento m ás efectivo que el de otros reptiles; éste puede haber sido otro factor de su increíble éxito. Al contrario de la creencia popular, no había dinosaurios voladores o completamente acuáticos, aunque

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Fertilización

Desarrollo del embrión

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otros reptiles ocuparon estos nichos . Ni todos los dinosaurios eran grandes, aunque algunos ciertamente lo eran. Observemos que los dinosaurios vivieron solamente durante la Era Mesozoica:, a menos que tengamos en cuenta a sus descendientes evolutivos, las aves .

Los arcosaurios y el origen de los dinosaurios. Los reptiles conocidos como arcosaurios (archa, que significa «dominante», y sauros, que significa «lagarto») incluyen a los cocodrilos, los pterosaurios (reptiles voladores ), los dinosaurios y la s aves. La inclusión de animales tan diversos en un mismo grupo implica que comparten un ancestro común y poseen por tan to varias características que los unen. Por ejemplo, todos tienen dientes dispuestos en alvéolos individuales, excepto las aves actuales , pero incluso las primeras aves poseían estas características. Ahora h ablaremos de los dinosaurios, pero tendremos algo más que decir sobre los pterosaurios y las aves más adelante en este mismo capítulo. Todos los dinosaurios comparten un cierto número de características aunque se diferencian ló suficiente © Cengage Learning Paraninfo

C APÍ TU LO 22

Pérmico

H I STO R I A D E L A VIDA Y D E L A TI E R RA E N EL ME S O ZO IC O

Triásico

Jurásico

Cretácico

Cenozoico

-' . Tortugas

Tu atara Serpientes

Lagartos Reptiles origen (p rotorotíridos) Plesiosaurios

lc tiosaurios

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Coc odrilos (f)

Pterosauros

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Arc osaurio ancestral

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Aves

• Figura 22.15 Relaciones entre reptiles y aves fósiles y eje m p lares vivos.

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Paqui~falosaurios

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'. / '-. Anqullosaurios Estegosaurios

"~ Saurópodos Terópodos

Saurisquios

• Figura 22.16 Cladogram a que m uest ra las relacio nes de los d ino sau rios. Com pa ració n de las pelvis d e los orn it isqu ios y los saurisquio s. Ent re los varios subgrupos de d inosaurios, los. terópodos eran carnív~ros y los d emás herbívoros.

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L A V ID A EN LA ERA ME S OZ OICA

como para que reconozcamos dos órdenes distintos: los Saurisquios y los Ornitisquios. Cada orden tiene una estructura pélvica distintiva: los dinosaurios saurisquios tienen una pelvis de lagarto y por eso se los llama dinosaurios de cadera de lagarto; los ornitisquios tienen una pelvis de ave y se los llama dinosaurios de cadera de ave (Figura 22.16). Durante décadas, los paleontólogos pensaron que cada orden evolucionó independientemente durante el Triásico Superior, pero ahora está claro que tuvieron un ancestro común como los arcosaurios conocidos por rocas del Triásico Medio en Argentina (véase la foto de apertura del capítulo). Estos ancestros de los dinosaurios eran carnívoros pequeños (menos de l m de largo) de patas largas que caminaban y corrían sobre sus patas traseras, por lo que eran bípedos, a diferencia de los animales cuadrúpedos, que caminan sobre las cuatro extremidades. Los dinosaurios. Sir Richard Owen propuso el término dinosaurio en 1842 queriendo decir «lagarto terriblemente grande», aunque ahora «terriblemente» ha pasado a significar «terrible», caracterizando a los dinosaurios como «lagartos terribles». Pero desde luego, no eran terribles, o al menos no más terribles que algunos animales actuales, y no eran lagartos. Sin embargo, los dinosaurios, más que cualquier otro animal, han inspirado sobrecogimiento y han capturado por completo la imaginación del público. Por desgracia, su popularización en dibujos animados, libros y películas ha sido normalmente inexacta y ha contribuido a malentendidos. Por ejemplo, mucha gente cree que todos los dinosaurios eran grandes, y que como se extinguieron debían estar mal adaptados. Es cierto que muchos eran grandes; de hecho, los animales más grandes que han vivido nunca sobre la Tierra. Pero no todos eran grandes. En realidad, los dinosaurios variaban desde gigantes que pesaban varias decenas de toneladas a aquellos que no eran más grandes que un pollo. Y considerar que estaban mal adaptados es ignorar el hecho de que los dinosaurios fueron extremadamente diversos y estuvieron muy extendidos durante más de 140 millones de años. Aunque ahora hay evidencias que retratan a los dinosaurios como animales más activos, aún persiste la idea falsa de que eran bestias tontas aletargadas. Las pruebas que ahora tenemos disponibles indican que algunos eran bastante activos y quizá incluso de sangre caliente. También parece que algunas especies cuidaban de sus crías mucho después de la incubación, un comportamiento más característico de las aves y los mamíferos. Aunque aún quedan muchas preguntas sobre los dinosaurios sin respuesta, sus fósiles y las rocas que los contienen están revelando cada vez más información sobre su comportamiento y sus relaciones evolutivas.

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Ya hemos visto que los científicos reconocen dos órdenes de dinosaurios distintos: Saurisquios y Ornitisquios (Figura 22.16 y Tabla 22. l ). Entre los Saurisquios, se definen dos subórdenes: terópodos y saurópodos. Todos los terópodos eran carnívoros bípedos que variaban en tamaño desde los diminutos Compsognathus a los comparativamente gigantes, como los Tiranosaurios y especies similares e incluso más grandes de África y Argentina (véase «Los dinosaurios» en las páginas 644 y 645). La película Jurassic Parh y su secuela El mundo perdido popularizó algunos de los terópodos más pequeños, como el Velocirraptor, con una gran garra en forma de hoz en cada pata trasera. Probablemente, el Velocirraptor y su pariente más grande el Deinonicus utilizaban estas garras para atacar como con un cuchillo. Algunos descubrimientos notables realizados por paleontólogos chinos a partir de 1996 han aportado varias especies de terópodos pequeños con plumas. Hablaremos de la importancia de estos fósiles en secciones posteriores. Entre los saurópodos se encuentran los herbívoros cuadrúpedos gigantes como el Apatosaurio, el Diplodocus y el Braquiosaurio, los animales terrestres más grandes (Tabla 22.1). ¡Según un cálculo aproximado, el Braquiosaurio, un gigante incluso para los saurópodos, pesaba más de 75 toneladas! Restos parciales descubiertos en Colorado, Nuevo México y otros lugares indican que existieron saurópodos incluso más grandes, pero aún no se sabe cuál era su tamaño real. Los saurópodos estuvieron precedidos en el registro fósil por los prosaurópodos, más pequeños. No hay duda de que los terópodos y los saurópodos (saurisquios) son los dinosaurios más conocidos, pero no fueron, ni con mucho, tan diversos como los ornitisquios. Docenas de especies de ornitisquios se incluyen en cinco subórdenes distintos: ornitópodos, paquicefalosaurios, anquilosaurios, estegosaurios y ceratopsios (Tabla 22.1, véase «Los dinosaurios» en las páginas 644 y 645. Todos eran herbívoros y muchos de ellos cuadrúpedos. Sin embargo, los paquicefalosaurios eran bípedos, y muchos ornitópodos eran principalmente bípedos, aunque sus extremidades delanteras bien desarrolladas les permitían caminar también sobre las c.uatro patas. Sólo se conocen alrededor de una docena de géneros de paquicefalosaurios, y todos ellos vivieron durante el Cretácico. Su característica más distintiva son las gruesas tapas del cráneo, que quizá utilizaran los machos en sus embestidas. Los paleontólogos han descrito al menos 80 géneros de ornitópodos, que incluyen los famosos dinosaurios pico de pato, algunos con crestas elaboradas . Los anquilosaurios eran herbívoros cuadrúpedos que confiaban en su pesada coraza para protegerse de los de-

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Los dinosaurios son, sin ninguna dud.a, los animales extinguidos mejor conocidos. Cientos de especies de dinosaurios existieron desde el Triásico Superior hasta el Cretácico. En la actualidad los paleontólogos creen que todos los dinosaurios descendían de un ancestro común.

Este cráneo de Tiranosaurio (T. rex) tiene más de 1 m de longitud. Con una longitud de unos 12 m y un peso entre 3 y 5 toneladas, el T. rex fue el terópodo más grande de Norteamérica.

Representación fiel de la vida ·de un terópodo Deinoncichus (garras terribles) en el Cretácico Inferior, con su postura de ataque más probable. Observe las enormes garras curvadas de las patas traseras, y las bien desarrolladas delanteras con garras agudas.

Escena del Triásico Superior que muestra al Braquiosaurio, un gigante incluso para los dinosaurios. Medía alrededor de 25 m y pesaba, probablemente, unas 75 toneladas. Algunos restos indican que existieron saurópodos aún más grandes. El Estegosaurio, en primer plano, se caracteriza por las filas de placas a lo largo de su espalda y las espinas córneas al final de su cola

El Gigantosaurio fue un enorme terópodo que vivió en el Cretácico Superior en Argentina y Brasil. Alcanzaba casi 13 m de longitud y pesaba alrededor de 7,3 toneladas, y vivió 25 millones de años antes que el conocido Tiranosaurio.

Esqueleto del Tricerafops, dinosaurio del suborden Ceratopsios del tamaño de un rinoceronte. Éste, junto con otros del mismo género, fueron muy comunes en Norteamérica durante el Cretácico Superior.

Este anquilosaurio de 6 m de longitud, denominado Sauropelta, vivió en Norteamérica durante el Cretácico Inferior. Algunos anquilosaurios tenían una gran porra ósea al final de la cola.

Restauración de Caudipterix, · .dinosaurio con plumas del Cretácico Inferior. Este animal, del tamaño de un pavo, junto con otros dinosaurios con plumas, provienen de la provincia de Liaoning, en el noroeste de China.

Durante el Cretácico Superior, numerosos ornitópodos, conocidos como Maiasauria, anidaron en colonias y criaron a sus crías después de la eclosión en el norte de Montana. En esta escena se observa a una hembra guiando a sus crías hacia una zona de alimentación. '

Algunos ornitópodos tenían crestas en la cabeza que podrían funcionar c0mo cámaras para amplificar e los bfamidos. Esta escena del Cretácico Swperior j muestra a un Corythosaurus (detrás a la izquierda) ~ 8 y a un Parasaurolophus (en primer término) .

- Dos paqUicefalosaurios del Cretácico Superior, el Estegoceras (en primer término) y el Paquicefalosaurio. Observe sus cráneos en forma de cúpula, resultado del engrosamiento de los huesos. Probablemente se utilizaban en luchas por la supremacía de la manada.

CAPITULO 22

HISTORIA D E L A V IDA Y DE L A TIERRA EN EL MES OZOICO

Tabla 22.1

Órdenes y subórdenes de dinosaurios Orden

Suborden

Géneros Familiares

Comentarios*

Terópodos

Alosaurio.s, Coe/ofisis,

Carnívoros bípedos . Del Triásico Superio r a finales de l Cretácico. Tamaño: de 0,6 a 15 m de largo, desde 2 o 3 kg a 7,3 toneladas. Algunos géneros más pequeños puede que cazaran en grupo .

Compsogriathus,

Deinonicus, Tiran osaurio, ** Ve/ociraptor Saurisquios

Saurópodos

Herbívo ros cuadrúpedos gigantes. Del Triásico Superior al Cretácico, pero más comunes durante el Jurásico. Tamaño: hasta 27 m de largo, 75 toneladas t . Los rastros indican que los saurópodos vivían en manadas. Precedidos en el registro fósil po r prosaurópodos más pequeños.

Apatosaurio; Braquiosaurio, Camarasaurio,

Diplodocus, Titanosaurio Ornitópodos

Anatosaurio, Camptosaurio, Hipsi/ofodonte,

Algunos ornitópodos, como el Anatosaurio, tenían una boca aplanada en forma de pico y se llaman dinosaurios pico de pato. Tamaño: desde unos pocos metros hasta 13 m de largo y 3,6 toneladas. Especialmente diversos y comunes durante e l Cretácico. Prin cipa lmente herbívoros bípedos, pero también podían caminar sobre cuatro patas.

Iguanodonte, Parasauro/opus

Ornitisquios

Paquicefa.losaurios

Estegoceras

El Estegoceras sólo medía 2 m de la rgo y pesaba 55 kg, pero se conocen especies más grandes. Los gruesos huesos de la tapa del cráneo podrían haberle servido en embestidas para ganar dominio y parejas. Herbívoros del Cretácico.

Anquilosaurios

Anquilosaurio

Anquilosaurio, más de 7 m de largo y unas 2,5 toneladas. Fuertemente armado con placas óseas en la parte superior de la cabeza, en la espalda y los lados. Herbívoro cuadrúpedo.

Estegosaurios

Estegosaurio

Se conocen varios estegosaurios, pero el Estegosaurio con placas óseas en la espalda y cola de púas es el más conocido. Probablemente, las placas eran para absorber y d isipar el ca lor. Herbívoros cuadrúpedos que fueron más comunes durante el Jurásico. El Estegosaurio medía 9 m de largo y pesaba 1,8 toneladas.

Ceratopsios

Triceratops

Se conocen numerosos géneros. Algunos de los primeros eran bípedos, pero los animales grandes posteriores eran herbívoros cuadrúpedos. Gran variación en tamaño; e l Triceratops podía medir hasta 7,6 m de largo y pesar 5,4 toneladas, con un gran volante óseo en la parte superior del cuello, tres cuernos sobre el cráneo y boca en forma de pico. Especialmente comunes durante el Cretácico.

* Las longitudes y pesos son cálcu l·os aproximados de varias· fuentes. ** Hasta hace poco el Tiranosaurio, de 4,5 toneladas, era el terópodo más grande conocido, pero ahora se conocen animales parecidos más grandes pro·cedentes de Argentina y Africa. t

·

Restos parciales indican que existieron braquiosaurios incluso más grandes, que pudieron medir unos 30 m de largo y pesar 135 toneladas.

predadores. Se conocen varios estegosaurios, pero los Estegosaurios con placas óseas en la espalda y cola de púas son ·los más conocidos. Aunque los paleontólogos discu© Cengage Learning Paraninfo

ten sobre la disposición exacta de las placas, nadie duda de que la cola de púas se utilizaba corno defensa. Algunos de los primeros ceratopsios eran bípedos, pero todos los

L A V I DA EN LA ER A MESOZOICA

posteriores fueron cuadrúpedos. Muchos de ellos tenían un gran volante óseo que les cubría la parte superior del cuello y un gran cuerno o cuernos que salían del cráneo.

¿Dinosaurios de sangre caliente?

¿Eran los dinosaurios endotermos (de sangre caliente), como los mamíferos y las aves actuales, o eran ectotermos (de sangre fría), como todos los reptiles en la actualidad? Ahora casi todo el mundo está de acuerdo en que existen algunas evidencias convincentes sobre la endotermia de los dinosaurios, pero la opinión sigue dividida entre ( 1) los qu e sostienen que todos los dinosaurios eran endotermos, (2) los que creen que sólo algunos lo eran y (3) los que proponen que el metabolismo de los dinosaurios, y la capacidad de regular la temperatura corporal, cambiaba a medida que iban madurando. Normalmente, los huesos de los endotermos tienen numerosos conductos que, cuando los animales están vivos, contienen vasos sanguíneos, pero los huesos de los ectotermos tienen considerablemente menos conductos. Los que proponen la endotermia de los dinosaurios señalan que sus huesos son más parecidos a los de los endotermos vivos. Los cocodrilos y las tortugas tienen este llamado hueso endotérmico, pero son ectotermos, y algunos mamíferos tienen huesos más típicos de los ectotermos. Quizá la estructura ósea está relacionada más con el tamaño del cuerpo y los patrones de crecimiento que con la endotermia, por lo que esta evidencia no es concluyente. Los endotermos deben comer más que los ectotermos de tamaño similar, porque su índice metabólico es mucho más alto. En consecuencia, los depredadores endotérmicos necesitan grandes poblaciones de presas y, por tanto, constituyen una proporción mucho más pequeña de la población animal total que sus presas, normalmente sólo un pequeño tanto por ciento. Por el contrario, la proporción de depredadores ectotérmicos con respecto a sus presas puede ser de hasta un 50%. Allí donde los datos son suficie ntes como para permitir un cálculo aproximado, los dinosaurios depredadores representan de un 3% a un 5% de la población total. Sin embargo, lo incierto de los datos hace que este argumento sea poco convincente para muchos paleontólogos . Un cerebro grande en comparación con el tamaño del cuerpo requiere de una temperatura corporal bastante constante y esto implica endotermia. Y algunos dinosaurios eran desde luego inteligentes, especialmente los terópodos de tamaño pequeño y mediano, por lo que el tamaño del cerebro podría ser un argumento convincente para estos dinosaurios . U na evidencia aún más convincente sobre la endotermia de los terópodos procede de su probable relación con las aves y de descubrimientos bastante recie ntes realizados e n China: de dinosaurios con plumas o una cubierta parecida a las

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plumas. Hoy en día, sólo los endotermos tienen pelo, piel o plumas como aislamiento. Algunos científicos señalan que ciertos dinosaurios pico de pato crecían y alcanzaban la madurez mucho más rápidamente de lo que sería de esperar para unos ectotermos y concluyen que debían tener sangre caliente. Además, un fósil de ornitópodo descubierto en 1993 tiene preservado un corazón dividido en cuatro cámaras, muy parecido al de los m amíferos y las aves. La imagen tridimensional de esta estructura, ahora en exposición en el Museo de Ciencias Naturales de Carolina del Norte, ha convencido a m u chos científicos de que este animal era un en dotermo . Existen buenos argumentos para la endotermia de varios tipos de dinosaurios , aunque es probable que los grandes saurópodos no fueran endoté rmicos aunque, aun así, eran capaces de mantener una temperatura del cuerpo más o menos constante. Los animales grandes se calientan y se enfrían más lentamente que los más p equeños porque tienen un área de superficie más pequeña en comparación con su volumen. Con su área de superficie comparativamente más pequeña para la pérdida de calor, los saurópodos mantenían el calor de forma más efectiva que sus parientes más pequeños. En general, se p u ede hacer una defensa bastante buena de la endotermia en muchos terópodos y en algunos ornitópodos. No obstante, existen desacuerdos y la cuestión sigue abierta para muchos dinosaurios.

Comportamiento de /os dinosaurios. Generalm e nte los diversos m edios muestran a los dinosaurios como bestias agresivas y p eligrosas, pero no tenemos razones para pensar que lo fueran más que los animales terrestres actuales. De hecho , los dinosaurios carnívoros, como los depredadores de hoy en día, probablemente buscaban presas fáciles, los jóvenes, los viejos o los incapacitados, y evitaban presas grandes y peligrosas, y es posible que los más grandes les quitaran sus presas a los más pequeños. N adie duda de que los carnívoros comieran carroña si estaba disponible ni de que cazaban, pero, ¿cazaban en manada como muestra la película Jurassic Parle y sus secuelas? La evidencia de un comportamiento de manada es difícil de demostrar, pero parece que los diminutos Coelophysis y los Deinonychus, de tamaño m edio, probablemente fueran cazadores en manada. Hay dos tipos de evidencias que indican que muchos dinosaurios herbívoros eran gregarios y se congregaban en grandes manadas. Una son los rastros fósiles que muestran a muchos dinosaurios del mismo tipo moviéndose juntos; por ejemplo, varias especies de sa:urópodos. Tenemos una evidencia más concluyente en las capas de huesos en las que encontramos una sola especie, lo ·que © Cengage Learning Paraninfo

CAPITULO

22

HI STOR I A D E L A V ID A Y DE L A TIERRA EN E L MES OZOICO

indica que un gran número de animales perecieron rápidamente por algún tipo de catástrofe. Se formó una capa de huesos en Canadá con cientos de ceratopsios probablemente después de que numerosos animales murieran mientras cruzaban un río y los 10.000 hadrosaurios estimados del norte de Montana murieron sin duda cuando fueron alcanzados por cenizas o-gases volcánicos. Muchos paleontólogos están convencidos de que las crestas de los ornitópodos eran cámaras que amplificaban los bramidos, y los cuernos, volantes y púas de los ceratopsianos, puede que funcionaran como una forma de reconocer las especies, como reclamos para atraer compañeros o para establecer las relaciones de dominio. Es cierto que los bramidos, los gruñidos y las poses se utilizaban como defensa o para defender el territorio. Los paquicefalosaurios macho, con gruesas tapas de cráneo, probablemente embestían con la cabeza de forma muy parecida a los machos cabríos de hoy en día. Las excavaciones de Montana revelan que tres especies de dinosaurios del Cretácico Superior anidaban en colonias y utilizaban la misma área de anidamiento repetidamente, justo como muchos de las aves actuales. Uno de ellos, el Maiasaura («dinosaurio buena madre») , dejaba los huevos en nidos espaciados cerca de 7 m unos de otros, aproximadamente la longitud de un adulto . Se han encontrado jóvenes hasta de 1 m de largo en algunos nidos , que es mucho más de lo que alcanzan cuando nacen. Así, que los pequeños debían permanecer en el área de anidamiento algún tiempo , durante el que los adultos les protegían y les alimentaban (véase «Dinosaurios» en las páginas 644 y 645).

Un dinosaurio parecido a un avestruz de 2,4 metros de largo, conocido como Ovirraptor, encontrado en 1993, tenía entre sus extremidades superiores 15 huevos y sus extremidades posteriores plegadas bajo su cuerpo. No podemos saber si estaba incubando los huevos o protegiéndolos de un depredador, pero, en cualquier caso, indica un comportamiento que normalmente le atribuimos a las aves y a los mamíferos. En 1998, los paleontólogos encontraron una zona de anidamiento en Argentina donde miles de titanosaurios (saurópodos) del Cretácico Superior construían nidos en una llanura de inundación. Muchos de los huevos se encontraron con embriones no nacidos , pero parece que estos dinosaurios simplemente ponían los huevos y los abandonaban. Los dinosaurios como bestias lentas y estúpidas, la antigua visión, han sido reemplazados en décadas recientes por una nueva visión en la que estos animales eran más activos y exhibían comportamientos más parecidos a los de las aves y los mamíferos. En lo que se refiere al intelecto, algunos dinosaurios, particularmente los carnívoros de tamaño pequeño o medio, tenían grandes cerebros, al m enos en comparación al tamaño de su cuerpo (véase la sección anterior en ¿Dinosaurios de sangre caliente?).

Reptiles voladores. Los insectos del Paleozoico fueron los primeros animales que consiguieron volar, pero los primeros de entre los vertebrados fueron los pterosaurios, o reptiles voladores, que eran comunes en los cielos desde el Triásico Superior hasta su extinción al final del Cretácico (• Figura 22.17) . Las adapta-

(a)

• Figura 22.17 (a) Este pterosaurio de gran cola del Jurásico de Europa tiene un a envergadura de 0,6 m _(b) Pteranodon era un pterosaurio del Cretácico, con una envergadura de más de 6 m_

Er

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(b)

L A VID A EN LA ER A MESOZOICA

ciones para el vuelo incluyen una membrana del ala soportada por un cuarto dedo alargado, huesos huecos ligeros y el desarrollo de las p artes del cerebro asociadas con la coordinación muscular y la vista. Como al menos una de las esp ecies de pterosaurio tenía una cobertura de pelo o de plumas parecidas al pelo, es posible que esta especie, o quizá todos los pterosaurios , fuera endotérmica. En las películas generalmente vemos a los pterosaurios como criaturas grandes, pero algunos no eran más grandes qu e los gorriones, los p e tirrojos o los cu ervos. Sin embargo, algunas especies tenían envergaduras de ala de varios metros, y un pterosaurio del Cretácico encontrado en Tejas tenía una envergadura de al menos 12 metros. No obstante, incluso las especies más grandes probablemente no pesaban m ás de unas decenas de kilogramos. Los experimentos y los estudios de los fósiles indican que los huesos de los grandes pterosaurios, como el Pte-

649

ranodon (Figura 22. l 7b ), eran demasiado frágiles para una aleteo sostenido. Estos animales comparativamente grandes probablemente aprovechaban corrientes térmicas para mantenerse en el aire, generalmente planeando y moviendo sus alas ocasionalmente para maniobrar. En contraste, los pterosaurios más p equeños probablemente se m antenían en vuelo moviendo vigorosamente sus alas como los pájaros de hoy en día.

Reptiles marinos. Los reptiles m arin os del Mes ozoico que nos son más familiares son los ictiosaurios (• Figura 22. l 8a). M uchos de estos animales totalmente acuáticos eran de unos 3 metros de largo, pero una especie alcanzaba los 12 m. Todos tenían un cuerpo aerodinámico, una potente cola para la propulsión y extremidades parecidas a aletas para m aniobrar. Sus num erosos dientes afilados indican que eran carnívoros, y restos de contenidos del estómago revelan una dieta consistente e n peces, cefalópodos y otros organismos

- (a)

(b)

• Figura 22.18 Reptiles marinos d el M esozo ico. (a) lctiosaurios. (b) Un plesiosau rio de cue ll o largo. (e) Tilosaurio, un mosasaurio del Cretácico Superi or, q ue m edía hasta 9 metros de largo.

(e)

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Las contribuciones de Mary Anning a la Paleontología

L

os paleontólogos utilizan fósiles para estudiar la vida del pasado, así que parte de sus esfuerzos se utilizan en encontrar y reunir fósiles. Es cierto que los europeos occidentales dominaron la historia temprana de este campo, pero esta situación ha cambiado. De hecho, hombres y mujeres de muchos países están haciendo contribuciones muy significativas. Es posible que la excepción más tem p rana sea Mary Anning (17991847), que comenzó una notable carrera como coleccionista de fósiles cuando sólo tenía 11 años. Mary Anning nació en Lyme Regis, en la costa sur de Inglaterra. Cuando sólo tenía 15 meses de edad, sobrevivió a un rayo que,

según un informe, mató a tres niñas y, según otro, mató a la niñera que la cuidaba. En 181 O, el padre de Mary, un carpintero que también vendía fósiles a tie mpo parcial, murió dejando a su familia casi en la ruina. Mary Anning (• Figu ra 1) aumentó el negocio de los fósiles y se convirtió en una buscadora profesional conocida por los paleontólogos de la época, algunos de los cuales la visitaban en su tienda para comprar fósiles o reunir información. Cogía fósiles en la costa de Dorset, cerca de Lyme Regis, y se dice que ha sido la inspiración del d icho popular «Vende conchas marinas sentada en la playa». Poco después de l_a muerte de su padre, Mary Anning hizo su primer

marinos. Los ictiosaurios eran t an completamente acuáticos que es dudoso que pudieran trasladarse a tierra, así que las hembras probablemente mantenían los huevos dentro de su cuerpo y daban a luz a jóvenes vivos. Algunos fósiles con pequeños ictiosaurios dentro de la parte apropiada de la cavidad corporal apoyan esta interpretación. Una anotación interesante en la historia de la paleontología es la historia de Mary Anning (1799-184 7). Cuando sólo tenía 11 años, descubrió y dirigió la excavaciónde un ictiosaurios casi completo en el sur de Inglaterra (véase Enfoque Geológico 22.1). Otro grupo de reptiles marinos del Mesozoico muy conocido es el de los plesiosaurios, que:pertenecían a uno de estos dos grupos: los de cuello corto o los de cuello

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gran descubrimiento, un esqueleto casi completo de un ictiosaurio del Jurásico, que fue descrito en 1814 por Sir Eve rard Home. La venta de este fósil proporcionó un considerable descanso financie ro a su familia. En 1821, hizo un segundo gran descub rimiento y extrajo los restos de un plesiosaurio. Y en 1828, encontró el primer pterosaurio de Inglaterra, que fue enviado el eminente geólogo William Buckland, a la Universidad de Oxford. En 1830, la fortuna de Mary Anning comenzó a declinar, ya que los coleccionistas y los museos tenían menos fondos con los que comprar fósiles. De hecho, podría haber vuelto a arruinarse si no hubiera sido por su amigo geólogo

largo (Figura 22.18b). La mayoría eran animales de un tamaño modesto, de 3,6 a 6 m de largo, pero una especie encontrada en la Antártida mide 15 m. Los plesiosaurios de cuello corto puede que se hayan alimentado en el fondo, pero sus primos de cuello largo probablemente utilizaban sus cuellos al estilo de las serpientes para capturar peces con sus numerosos dientes afilados. Es probable que estos animales dejaran sus huevos en la costa. Los Mosasaurios eran lagartos marinos del Cretácico Superior, relacionados con el dragón de Komodo o los lagartos monitor de hoy en día. Algunas especies no medían más de 2,5 metros, perú otras, como el Tilosaurio, eran gigantes, llegando a medir hasta 9 metros de largo (Figura 22.1 Sc). Las extremidades del Mosasaurio pare-

Henry Thomas de la Beche, también residente en Lyme Regis. De la Beche dibujó una bonita esce na llamada Ouria antiquior, que significa «Un Dorset anterior», en la que traía a la vida a los fósiles que había recogido Mary Annin g . Se hizo una litografía con la escena, se imprimió y co nsiguió grandes ventas, y los beneficios fueron directamente a Ma ry A nni ng. Mary An ning mu rió de cáncer en 1847, y aunque sólo tenía 48 años de edad, tuvo una ca rre ra de re colectora de fósiles que comprendía 36 años. Sus co ntribuciones a la paleonto logía se re conocen mundialmente, pero, por desgracia, poco después de su muerte fue t ot almente o lvidada. Aparentemente, a la gente q ue compró sus fósiles se les cons ideró sus d escubridores. «N o se les · ocurrió conced er reconocimiento a una mujer de la clase baja por ese tipo de trabajo. Una chica con tan poca educación, con rapidez mental y un ojo certero, jugó un pape l clave en establecer el curso de la revoluc ión geológi ca de l siglo XIX . Desp ués, senci llamente la o lvidamos».*

• Figura 1 Mary Anning, que vivió en Lyme Regis, en la costa sur de Inglaterra, comenzó a reu ni r y a vender fósiles cuando só lo tenía 11 años de edad .

' John Lienhard, Universidad de Houston.

cen paletas y las utilizab a probablemente para m aniobrar, mientras que su larga cola le proporcionaba propulsión. Todos eran depredadores, y los resto·s del estómago indican que comían peces, mosasaurios más pequeños y un cierto número de invertebrados, incluyendo amonoideos.

De reptiles a aves Varios fósiles b la caliza jurásica de Solrihofen, en Alemania, tienen muchas de las características físicas de pequeños terópodos, y aún así tienen plumas y las clavículas fundidas típicas de las aves. Esta criatura, conocida como Archaeopteryx, que está clasificada como un ave, mantiene dientes como los de los dinosaurios,

así como una cola larga, una estructura de miembro posterior y una cavidad craneal muy parecidas a las de los dinosaurios (• Figura 22. 19). La mayoría de los paleontólogos están ahora de acuerdo en que algún tipo de pequeño terópodo es el ancestro de las aves. Podemos encontrar incluso la espoleta (clavículas fu ndidas) tan típica de las aves en un cierto número de terópodos. En -los últimos años se han des cubierto en China terópodos con una cubierta de plu mas que proporcionan un a mayor evidencia de una relación muy próxima entre éstos y las aves (véase «Dinosaurios» en las páginas 644 y 645) . Sin embargo, se desc ubrió otro posible ancestro de las aves, un pequeño reptil conocido comó Longisquama, durante los años 70 del siglo XX en Kyrgystan. El Longisquama es probable-

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CAPÍTULO 22

HISTORIA DE LA VIDA Y DE LA TIERRA EN EL MESOZO I CO

teryx y tiene huesos huecos y la estructura del esternón de un pájaro. Pero como estos especímenes están fragmentados y no se encontraron impresiones de alas, muchos paleontólogos creen que son fósiles de pequeños terópodos. U no de los primer.os críticos del Origen de las Especies, de Darwin, fue el clérigo St. George Jackson Mivart (1827 -1900). M ivart defendía en su libro de 1871 El génesis de las Especies, que las estructuras complejas como las alas de los pájaros debieron crearse en su forma actual porque otra cosa no habría tenido ningún uso. Incluso las perdices jóvenes actuales tienen pequeñas alas que no tienen función para volar pero aun así son útiles. Las perdices mueven sus alas cuando suben a los troncos de los árboles para escapar de los depredadores, una técnica utilizada tamb ién de forma usual por las perdices adultas. Sí las alas están cerradas, no pueden subir a los árboles. Sólo después, cuando sus alas se han desarrollado más, son capaces de utilizarlas para volar.

• Figura 22.19 Fósil de Archaeopteryx, de la formación jurásica de calizas de Solnhofen, en A lemania. Observemos las impresiones de plumas en las alas y la larga cola. Este animal ten ía plumas y una espo leta, lo que lo convierte en un ave, pero en la mayoría de los detalles de su anatomía, se parecía a los di nosaurios te rópodos pequeños. Por ejemplo, tenía d ientes de reptil, garras en las alas y una co la larga, nada de lo cual podemos encontrar en las aves actua les.

mente un arcosaurío, y también parece que tenía plumas, aunque algunos paleontólogos piensan que eran realmente escamas alargadas, Hay otra ave del Mesozoico de China que es ligeramente más joven que el Archaeopteryx y que tiene tanto características primitivas como avanzadas. Por ejemplo, mantiene costillas abdominales similares a las de los Archaeopteryx y terópo\los, pero tiene una cola reducida más parecida a la de las aves actuales. Una de las aves sin dientes más antiguas conocidas es del Jurásico Superior o Cretácico Inferior de Asía. Por desgracia, el registro fósil del Archaeopteryx es insuficiente para saber ,s í es el antecesor de las aves actuales o un animal que murió sin descendientes evolutivos. Por supuesto, esto no elimina la certeza de que tenía características tanto de las aves como de los reptiles o su estatus como un fósil de transición. Su lugar en el esquema evolutivo se puso en duda cuando se descubrieron dos fósiles del tamaño de un cuervo conocido como Protoavis. Según al menos un paleontólogo, el Protoavis, del Triásico Superior, es más. antiguo que el Archaeop-

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Origen e historia temprana de los mamíferos En el Capítulo 21 hemos descrito brevemente a los terápsídos, o reptiles mamiferoídes avanzados. Se diversificaron en numerosas especies de herbívoros y carnívoros y durante el Pérmico eran los vertebrados terrestres más diversos y numerosos . Un grupo en particular de los terápsidos carnívoros llamados cinodontos fue el más parecido a los mamíferos y, durante el Triásico Superior, dio origen a los mamíferos. La transición del cinodonto a los mamíferos está bien documentada por fósiles y es tan gradual que en la clasificación de algunos fósiles es difícil diferenciar entre reptiles y mamíferos. Podemos reconocer fácilmente a los mamíferos vivos por ser animales de sangre caliente con piel o pelo que tienen glándulas mamarías y, excepto en. el caso de los ornitorrincos y los osos hormigueros con púas, dan a luz a jóvenes vivos. Obviamente, este criterio para el reconocimiento de mamíferos vivos es inadecuado para la clasificación de fósiles . En este caso, sólo podemos utilizar la estructura del esqueleto. Hay varias modificaciones del esqueleto que caracterizan la transición de los reptiles a los mamíferos, pero las distinciones entre dos grupos están basadas en detalles del oído medio, la mandíbula inferior y los dientes (Tabla 22.2). Los reptiles sólo tienen un pequeño hueso en el oído medio, el estribo, mientras que los mamíferos tienen tres , el yunque, el martillo y el estribo. Además, la mandíbula inferior de los mamíferos está compue'sta por un sólo hueso llamado dentario , mientras que la de un rep-

L A VIDA EN LA ERA MESOZOICA

653

Tabla 22.2

Características y cómo cambiaron durante la transición los reptiles a mamíferos Característica

Reptil típico

Cinodonto

Mamífero

Mandíbula inferior

Dentario y otros huesos

Dentario alargado y otros huesos reducidos

Só lo el dentario, excepto en los mamíferos

Unión mandíbulacráneo

Articular-cuadrado

Articular-cuadra d o; algu nos cinodo ntes avanzados tenían tanto la unión entre mandíbula y cráneo de los repti les como la de los mamíferos

Dentario-,escamoso

Huesos del oído medio

Estribo

Estribo

Estribo, m arti llo y yunqu e

Paladar secundario

Ausente

Parcialmente desarrollado

Bien desarrollado

Dentadura

Sin d iferenciación

A lg una diferenciación

Totalmente diferenciada en incisivos, ca ninos y molares

Reemplazo de los dientes

Se reemp lazan continua mente

Sólo dos grupos de d ientes en alg unos cinodontes avanzados

Dos g rupos de d ientes

Oclusión (los molares se encuentran superficie con superficie para p ermit ir la t rituració n)

Sin oclusión

Oclusión en algunos ci nodontes avanzados

Oclusión

Endotérmico o Ectotérmico

Ectotérmico

Probab lem ente endotérmico

Endo_térmico

Cubierta del cuerpo

Escamas

Un fós il muestra una piel sim il ar a la de los mamíferos

Con piel o p elo

til está compuesta de varios huesos (• Figura 22 .20). Además, la mandíbula de un reptil está unida al crán eo por un contacto entre los huesos articular y cuadrado,

Oué haría Mientras se encuentra visitando un parque nacional, observa capas de caliza con fósiles de tri lobites y braquiópodos que se encuentran buzando con un ángulo de 50 grados, p ero las capas de arenisca suprayacentes con fósi les de dinosaurio están b uzando sólo 15 grados. Además, un d ique de basalto atraviesa todos los estratos. ¿Cómo explicaría la secuencia de acontecimientos que explica sus observaciones? ¿Qué principios geológicos básicos ha utilizado para hacer su interpret ación y, es posible determinar una edad ab soluta para cua lquiera de los acontecimientos? Si es así, explíquelo.

mientras que en los mamíferos el dentario entra en contacto con el hueso escamos~ del cráneo (Figura 22.20) . D urante la transición de los cinodontos a los mamíferos, los huesos que formaban la unión entre la m andíbula y el cráneo en los reptiles se modificaron para form ar el ma rtillo y el yunque del oído m edio de los m amíferos (Figura 22 .2 0). Los fósiles doc ume n tan de forma clara el progresivo alargamiento del dentario hasta que se convirtió en el único elemento de la mandíbula de los m amíferos. De la misma forma , el cambio progresivo de la unión de la mandíbula de los reptiles a la de los mamíferos está documentada por las pruebas fósiles. En realidad, a lgunos de los cinodontes m ás avan zados eran verdaderam ente de transición, ya que tenían una unión de la mandíbula compuesta que consistía en (1 ) los huesos articulares y cuadrados típicos de los reptiles y (2) los huesos dentarios y escamosos de los m amíferos (Tabla 22.2). En el Capítulo 18 observamos que el estudio de los embriones proporciona pruebas sobre la evolución. Los embrion es de zarigüeya muestran claramente que los huesos del oído medio de los m amíferos eran originalmente

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CAPÍTULO 22

HISTORIA DE LA VIDA Y DE L A TIERR A EN EL M ESO Z OICO

• Figura 22.20 Yunque Estribo Martillo Timpánico Dentario (a) Mamífero, zarigüeya

(c) Osículos auditivos de adulto

Dentario Yunque Estribo Martillo Articu lar Angular (b) Repti l mamiferoide

parte de la mandíbula. En realidad, incluso cuando nacen las comadrejas, los elementos del oído medio siguen unidos al dentario (Figura 22.20), pero a medida que van creciendo, estos elementos pasan al oído medio y se desarrolla una unión de la mandíbula típica de los mamíferos. Los mamíferos tienen dientes t otalmente diferenciados en incisivos, caninos y molares, para realizar funciones específicas, mordisquear, rasgar y triturar. En los reptiles típicos, todos los dientes son prácticamente iguales, excepto en los cinodontos, cuyos dientes muestran alguna diferencia. Además, los reptiles van cambiando los dientes a lo largo de toda su vida, mientras que los mamíferos y los cinodontos sólo tienen dos conjuntos de dientes en su vida, un conjunto de dientes de leche y los dientes adultos permanentes. Algunos de los cinodontos más avanzados muestran también oclusión entre los molares superiores e inferiores; es decir, los molares dan superficie con superficie para permitir la trituración, otra característica de los mamíferos (Tabla 22.2). Los mamíferos poseen .un paladar secundario, una plataforma ósea que separa los conductos nasales de la cavidad bucal, que es una adaptación para masticar y respirar al mismo tiempo, un requisito necesario para los endotermos por sus altas demandas de oxígeno. Esta característica también se encuentra parcialmente desarrollada en los cinodontos, especialmente en los más avanzados (• Figura 22.21 ). Esta evidencia, junto con una piel preservada de cinodonto similar a la de los mamíferos, indica que estos animales ancestrales eran endotermos. Hacia el Triásico Superior ya había mamíferos de verdad, pero su diversidad permaneció baja durante el resto

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Timpánico (d) Individuo joven

(a) Cráneo de una zarigüeya que muestra la t ípica unión de mandíbula dentario-escamoso de los mamíferos. (b) El cráneo de un cinodonto muestra la unión de la mandíbula articula rcuadrada de los reptiles. (c) Visión agrandada de los huesos del oído medio de una zarigüeya adulta. (d) Vist a del interior de la mandíbula de una zarigüeya joven que muestra que los elementos del oído medio están unidos al dentario durante el desarrollo temprano. Es la misma disposición de huesos que encontramos en los mamíferos ancestra les adult os. Fuente: Reproducido con permiso de J. S. Hobson, «The Mammal-Like Reptiles: Un estudio de los fósiles de transición». The American Biology Teacher, v. 49, núm. 1, 1987, págs. 18-22. Asociación Nacional de Profesores de Biología, Restan, Virgin ia.

del Mesozoico. Much os de estos primeros mamíferos eran animales de transición, ya que poseían características de reptiles y de mamíferos. Por ejemplo, los mamífe-

(a) Eutheriodonto

(b) Thrinaxodon

• Figura 22.21

(e) Morganucodon

Vistas de las pa rtes inferiores de los crá neos de (a) un primer terápsido, (b) un cinodonto y (c) un primer mamífero t emprano q ue muestran el desa rrol lo progresivo del paladar óseo secundario (ma rrón). Fuente: Reproducido con pe rmiso de J. S. Hobson, «The Mammal-Like Reptiles: Un estudio de los fósiles de transición». The American Biology Teacher, v. 49, núm. 1, 1987, págs. 18-22. Asociació n Nacional de Profesores de Biología, Restan, Virg inia.

CLIMA Y PALEOGRAFÍA DURANTE EL MESOZOICO

Triásico

Jurásico

.,

Docodontos

, , Triconodontos

Cretácico

Cenozoico

-----·---------·

,,,. .-

. Monotremas

Cinodonto antecesor , , Simetrodontos

655

Multitubercu'""la•d•o•s- - - 1 - - - - - - - - - • Marsup iales

,,

---~----------

~~...Eupanotherilos

~ ~: ~.

, 1

~~ ..._______-¡._______________ ~

Placentarios

• Figura 22.22_. Re laciones entre los diversos grupos reconocidos de primeros mamíferos y sus descend ientes. La evolución de los mam íferos continuó en dos ramas: una que llevó a los actuales monotremas, o mamíferos que ponen huevos, y otra a los mamíferos marsupiales y placentarios.

ros triásicos conocidos como triconodontos tenían tanto la unión de mandíbula y cráneo de los mamíferos como la de los reptiles. En resumen, algunas características de los mamíferos se desarrollaron antes que otras, ilustrando de nuevo el concepto de evolución en mosaico.

Después de que los mamíferos hubieran evolucionado, se dividieron en dos ramas distintas. Una es la de los triconodontos y sus posibles descendientes, los monotremas, mamíferos que ponen huevos, que incluye so~ lamente al ornitorrinco y al oso hormiguero con púas de la región de Australia. La segunda rama incluye a los mamíferos marsupiales (con bolsa) y a los mamíferos placentarios. Tanto los marsupiales como los placentarios dan a luz a crías vivas, pero en el caso de los marsupiales, las crías son inmaduras y terminan su desarrollo en la bolsa de la madre. Los mamíferos placentarios alimentan a sus crías en desarrollo a través de una membrana especializada, la placenta, y los recién nacidos son más maduros. Puede que la separación de marsupiales y placentarios tuviera lugar hacia el Cretácico Inferior, pero no hay duda de que ambos estaban presentes en el Cretácico Superior (Figura • 22.22 y • 22.23).

CLIMAY PALEOGEOGRAFÍA DURANTE EL MESOZOICO • Figura 22.23 Los primeros mamíferos placentarios que se conocen eran miemb ros de l orden de los Insectívoros, como éstos que aparecen en una escena del Cretácico Superior. Estos animales medían sólo unos pocos centímetros. Los insectívoros actuales están representados por las musarañas, los topos y los erizos. Fuente: Adaptado con perm iso de J. Benes, Prehistoric Anima Is and P/ants, 1979, págs . 174-175, ilustración de Zdenek Burian, p~b li cado por Hippocrene Books, lnc.

a fragmentación del supercontinente Pangea comenzó en el Triásico Superior y continúa hasta el presente, pero durante gran parte del Mesozoico, existieron estrechas conexiones entre las diversas masas de tierra. Aún así, la proximidad de estas masas de tierra no es suficiente para explicar las distribuciones biogeográfícas del Mesozoico, porque el clima

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CAPÍTULO 22

HISTORIA DE L A VIDA Y DE LA TIERRA E N EL M ESOZOICO

es también una barrera efectiva contra la dispersión. Sin embargo, durante gran parte del Mesozoico, el clima fue más estable y carecía de la fuerte división entre norte y sur característica del presente. En resumen, las plantas y animales del Mesozoico tuvieron mayores oportunidades de ocupar ámbitos geográficos mucho más extensos. Pangea siguió siendo una unidad única a lo largo de la mayor parte del Triásico (Figura 22. la) y el clima de esa época era de templado a tropical, aunque algunas zonas, como el actual suroeste de Estados Unidos, eran áridas. Las temperaturas suaves se extendían a 50 grados norte y sur del ecuador, y puede que incluso las regiones polares fueran templadas. La fauna estaba distribuida por todo el mundo. Algunos dinosaurios tenían zonas de distribución continuas a través de Laurasia y Gondwana, los peculiares lagartos planeadores se encontraban en Nueva Jersey e Inglaterra, y los reptiles conocidos como fitosaurios vivían en Norteamérica, Europa y Madagascar. Hacia el Jurásico Superior, Laurasia se había fragmentado parcialmente por la apertura del Atlántico N orte, pero aún existía una conexión (Figura 22.lb). El Atlántico Sur había comenzado a abrirse, por lo que un mar largo y estrecho separaba las partes del sur de África y Sudamérica. Aparte de eso, los continentes del sur seguían unidos. El suave clima del Triásico persistió en el Jurásico. Se sabe que los helechos, cuyos parientes vivos ahora están limitados a los trópicos del sudeste de Asia, crecían en zonas tan lejanas como a 63 grados latitud sur y 75 grados latitud norte. Los dinosaurios vagaban extensamente por Laurasia y Gondwana. Por ejemplo, el saurópodo gigante Braquiosaurio vivía en el oeste de Norteamérica y el este de África. El estegosaurio y algunas familias de dinosaurios carnívoros vivían por toda Laurasia y en África. Hacia el Cretácico Superior, el Atlántico Norte se había abierto más y África y Sudamérica estaban completamente separadas (Figura 22. lc). Sudamérica siguió siendo un continente aislado hasta bien entrado el Cenozoico, y su fauna, al evolucionar por separado, se hizo cada vez más diferente de la fauna del resto del mundo. Los marsupiales alcanzaron Australia desde Sudamérica vía la Antártida, pero con el tiempo, la conexión con Sudamérica se cortó. Los placentarios, excepto por los murciélagos y algunos roedores, nunca llegaron aAustralia, lo que explica por qué los marsupiales siguen dominando la fauna de este continente aún hoy en día. El clima durante el Cretácico estaba más dividido en zonas por la latitud, pero siguió siendo cálido y estable hasta finales de ese período. Entonces, el clima se hizo más estacional y más frío, una tendencia que persistió hasta el Cenozoico. Los fósiles de dinosaurios y

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mamíferos demuestran que el intercambio era aún posible, especialmente entre los diversos componentes de Laurasia.

EXTINCIONES MASIVAS, UNA CRISIS EN LA HISTORIA DE LA VIDA a mayor extinción masiva tuvo lugar a finales de la Era Paleozoica (véase el Capítulo 21), pero la que se produjo a finales del Mesozoico ha atraído más la atención porque entre sus víctimas estuvieron los dinosaurios, los reptiles voladores, los reptiles marinos y varias clases de invertebrados marinos. Entre estos últimos se hallaban los amonites, que habían sido tan abundantes a lo largo del Mesozoico, los bivalvos rudístidos y algunos organismos planctónicos. Una hipótesis que explica las extinciones del Mesozoico y que se ha hecho popular desde 1980 se basa en el descubrimiento en el límite Cretácico-Paleógeno, en Italia, de una capa de arcilla de 2,5 cm de grosor con una concentración notablemente elevada de iridio, elemento del grupo del platino (• Figura 22.24). Ahora ya se han identificado altas concentraciones de iridio, en muchos otros emplazamientos del límite Cretácico- Paleógeno. La importancia de esta anomalía de iridio es que este elemento es raro en rocas de la corteza, pero se encuentra en concentraciones mucho más elevadas en algunos meteoritos. Por consiguiente, algunos investigadores proponen el impacto de un meteorito como explicación a la anomalía del iridio, y postulan que el impacto de un meteorito de quizá 1O km de diámetro puso en marcha una cadena de acontecimientos que llevó a las extinciones. Algunos afloramientos con el límite Cretácico-Paleó geno contienen también hollín y granos de cuarzo metamorfizados por choque, ambas cosas citadas como prueba adicional de un impacto. Según la hipótesis del impacto, una cantidad de 60 veces la masa del meteorito voló de la corteza a la atmósfera, y el calor generado con el impacto inició grandes incendios forestales que añadieron más materia en partículas a la atmósfera. La luz del sol quedó bloqueada durante varios meses, provocando un cese temporal de la fotosíntesis; las cadenas alimentarias se colapsaron y llegaron las extinciones. Además, con la gran disminución de luz solar, las temperaturas de la superficie de la Tierra se redujeron drásticamente, aumentando la tensión biológica. Otra consecuencia que se propone de un posible impacto es que las rocas vaporizadas y los gases

EXTINCIONES EN MASA, UNA CR ISIS EN LA HISTORIA DE LA VIDA

657

•20 mm = 320 kilómetros

(a)

• Figura 22.24

• Figura activa 22.32

- - - - - ·(a) Primer plano de la arcilla de la frontera del Cretácico-Paleógeno rica en iridio, en Raton Basin, Nuevo México. (b) Supuesto cráter por impacto de meteorito en Chicxulub, en la Pen ínsula de Yucatán, en México.

atmosféricos produjeran ácido sulfúrico (H 2 S0 4 ) y ácido nítrico (HN0 3 ). Ambos habrían contribuido a una lluvia ácida que podría haber tenido efectos devastadores sobre la vegetación y los organismos marinos (véanse las Tablas 22.3 y 22.4 en las páginas 658 y 659). La anomalía del iridio es real, pero su origen e importancia son discutibles. Sabemos muy poco sobre la distribución del iridio en las rocas de la corteza o cómo puede estar distribuido y concentrado. Algunos geólogos sugieren que el iridio provino del interior de la Tierra mediante el volcanismo, pero esta idea no tiene muchas pruebas que la apoyen. Algunos proclaman que se ha encontrado un posible emplazamiento del impacto en la ciudad de Chicxuhib, en la Península de Yucatán , en México (Figura 22.24b). La estructura se encuentra debajo de capas de roca sedimentaria, mide 180 km de diámetro y parece de la edad adecuada. Las pruebas que apoyan la conclusión de que la estructura de Chicxulub es un cráter de impacto incluyen cuarzo con señales de choque, lo que parecen ser los depósitos de olas enormes y tectitas, que son fragmentos de roca pequeños que se fundieron duran te el supuesto impacto y se lanzaron hacia la atmósfera. Aun en el caso de que un meteorito chocara contra la Tierra, ¿dio lugar a es tas extinciones? Si es así, las extinciones terrestres y marinas deben haberse producido al mismo tiempo. Hasta la fecha, no se ha demostrado una equivalencia de tiempo rigurosa entre las extinciones

(b)

terrestres y marinas. Y recientes investigaciones realizadas por Gerta Keller y sus alumnos, de la Universidad de Princeton, les llevan a pensar que las extinciones tuvieron lugar unos 300.000 años después del impacto de meteorito de Chicxulub. La naturaleza selectiva de las extinciones es también un problema. En el reino terrestre, los animales grandes fueron los más afectados, pero no todos los dinosaurios eran grandes, y los cocodrilos, parientes cercanos de los dinosaurios, no se vieron afectados. Algunos paleontólogos creen que los dinosaurios, algunos invertebrados ma" rinos y muchas plantas ya estaban en declive y en vías de extinción antes de finales del Cretácico. Puede que el impacto de un meteorito tan solo acelerara el proceso. En el análisis final, las extinciones del Mesozoico no tienen una explicación que satisfaga a todo el mundo. Ahora, la mayoría de los geólogos aceptan que se produjo el impacto de un meteorito grande, pero también sabemos que se estaban produciendo enormes emanaciones de lava en lo que ahora es la India. Puede que estas emanaciones provocaran cambios atmosféricos perjudiciales. Además, los vastos mares someros que cubrían grandes partes de los continentes casi se habían retirado a finales del Cretácico, y el clima suave y estable del Mesozoico se hizo más riguroso y más estacional a finales de la era. Pero sigue estando el hecho de que estas extinciones fueron muy selectivas, y no existe una única explicación para todos los aspectos de esta crisis en la historia de la vida.

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Tabla 22.3

Acontecimientos geológicos mesozoicos

66

Perfodo geol&gico

Secuencias en Norteamérica

Cambios relativos en el nivel del mar Ascenso Descenso

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Transgresión y sedimentación marina en el Cretácico Inferior En mares sometidos a transgresión y regresión se depositan areniscas, lutitas y calizas

Erosión de las montañas originadas oor bloaues fallados durante el Triásico Superior y Jurásico Inferior

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En el recientemente formado Golfo de México se depositan potentes capas de evaporitas

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Como resultado del movimiento hacia el oeste de Norteamérica se desarrolla una zona de subducción Orogenia Sonoma

Sudamérica y África muestran una separación importante

Regresión a finales del Cretácico Inferior

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Jurásico

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Acontecimientos globales de la tectónica de placas

Groenlandia comienza a separarse de Europa

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Cretácico

La mayor transgresión, durante el Cretácico Superior Abundancia de arrecifes

Orogenia Laramide

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Región costera del Golfo

Cinturón móvil de La Cordillera

El Golfo de México comienza a formarse durante el Triásico Superior

Sudamérica y África comienzan a separarse en el Jurásico Superior

Montañas originadas por bloques fallados y cuencas se desarrollan en la zona este de Norteamérica Se deposita el Grupo Newark; coladas de lava sills y diques

La ruptura de Pangea comienza con procesos extensionales (rifting) entre Laurasia y Gondwana El supercontinente Pangea todavía existe

Tabla 22.3

Acontecimientos biológicos mesozoicos

66

Período geológico

InvertebFados

Vertebrados Extinción de los dinosaurios, reptiles voladores, reptiles marinos y algunos invertebrados marinos

Extinción de amonites, rudistas y la mayoría de los foraminíferos planctónicos a finales del Cretácico

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Cretácico

Continúa la diversificación de amonites y belemnites Los rudistas se convierten en los principales constructores de arrecifes

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Plantas

Las angiospermas se desarrollan y diversifican rápidamente

Las plantas sin semillas Divergencia de los mamíferos y las gimnospermas son o placentarios y marsupiales todavía comunes pero ~ menos variadas y ~ --< abundantes Vl Vl

Clima La zonación climática norte-sur se enfatiza pero permanece regular El clima se hace más estacional y más frío a finales del Cretácico

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Fr agmentación adicional de Pangea Separación de Sudamérica y África Australia se separa de Sudamérica pero permanece unida a la Antártida Continúa la apertura del Atlántico Norte

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Tectónica de placas

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Los cefalópodos amonites y belemnites aumentan su diversificación Abundan los arrecifes de corales escleractinios

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Sólo hay plantas sin semillas y gimnospermas

Tiempo de los gigantes dinosaurios saurópodos

Como en el Triásico

Continúa la fragmentación de Pangea Los helechos y sus parientes pero existen contactos vivos, restringidos a los próximos entre la trópicos, viven a latitudes mayoría de altas indicando climas los continentes suaves

Aparecen los bivalvos rudistas

208

Triásico

245

Los mares son repoblados por los. invertebra·dos que sobrevivieron a la extinción masiva del Pérmico Bivalvos y equinodermos se extienden en el nicho infaunal

Los mamíferos se desarrollan a partir de los cinodontos Extinción de los cinodontos El ancestral arcosaurio da lugar a los dinosaurios Se desarrollan los reptiles voladores y marinos

Cálido-templado a tropical Flora terrestre de plantas vasculares sin semillas y gimnospermas como en el Paleozoico Superior

Las temperaturas suaves se extienden a las latitudes altas, las regiones polares templadas Local areas of aridity Zonas áridas locales

Comienza la fragmentación de Pangea en el Triásico Superior

660

CAPITULO

22

HISTORIA DE LA V ID A Y DE LA TIE RRA E N EL MESOZOICO

~

GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo polos aumentó gradualmente durante el Mesozoico, las temperaturas gfobales permanecieron estables.

Las Tablas 22.3 y 22.4 (véanse las páginas 658 y 659) proporcionan resúmenes de los acontecimientos geológicos y biológicos, respectivamente, del Mesozoico.

Excepto por incursiones a lo largo del margen continental y dos transgresiones importantes (el Mar de Sundance y el Can al Marítimo Interior cretácico), el cratón norteamericano se encontraba por en cima del nivel del mar durante la Era Mesozoica.

La mayoría de los continentes tienen dos componentes principales: un cratón relativamente estable sobre el que los mares ep eíricos h an hecho trasgresión y regresión, rodeado de cinturones móviles en los que tienen lugar la formación de montañas.

Las rocas mesozoicas de la región oeste de Norteamérica fueron depositadas en un cierto número de entornos continen tales y m arinos. Uno de los con troles principales de p atrones de distribución de sedimentos fue el tectonismo.

• La ruptura de Pangea se puede resumir de este modo: La primera etapa significó la separación de Norteamérica y África durante el Triásico Superior, seguida de la separación de Norteamérica y Sudamérica. 1111

La segunda etapa significó la separación de la Antártida, India y Australia de Sudamérica y África durante el Jurásico. Durante esta época, India se separó de la masa continental aún unida de la Antártida y Australia y empezó a desplazarse hacia el norte. Durante la tercera etapa, que comenzó durante el Jurásico Superior, Sudamérica y Europa comenzaron a separarse y Europa y África empezaron a unirse (Figura 22.lb). La etapa final de la ruptura de Pangea se produjo durante el Cenozoico, cuando Groenlandia se separó de Europa y Norteamérica.

• La ruptura de Pangea influyó en los patrones de circulación atmosférica y climática globales. Aunque el gradiente de temperatura de los trópicos a los

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11

El oeste de Norteamérica se vio afectado por cuatro orogenias interrelacionadas: Sonoma, Nevádica, Sevier y Laramide . Cada una de ellas incluyó intrusiones ígneas, así como cabalgamientos y pliegues h acia el este.

11

La causa de estas orogenias fue el cambio de ángulo de la subducción de la placa oceánica Farallon por debajo de la placa continental N orteamericana. El tiempo, la tasa y, h asta cierto punto, la dirección del movimiento de la placa estaban relacionados con la expan sión del suelo oceánico y la ap ertura del Océano Atlán tico .

•- La actividad asociada con los bordes de placas convergentes oceánico-continental del cinturón móvil de La C ordillera explica las características estructurales del m argen oeste de Norteamérica. Sin embargo, se piensa que m ás del 25 % del margen oeste de N orteamérica se originó por la acreción de terrenos (terranes).

TÉRMI N OS CLAVE

Las rocas mesozoicas contienen un determinado número de recursos minerales, incluyendo carbón , petróleo, uranio, oro y cobre. De entre los invertebrados marinos, los supervivientes de la extinción del Pérmico se diversificaron y dieron origen a comunidades de invertebrados marinos mesozoicos de una complejidad creciente. Las comunidades de plantas terrestres del Triásico y del Jurásico estaban compuestas de plantas vasculares sin semillas y gimnospermas. Las angiospermas evolucionaron durante el Cretácico Inferior, se diversificaron rápidamente y pronto se convirtieron en las plantas terrestres dominantes. Los dinosaurios se desarrollaron durante el T~iásico Superior, pero fueron m ás abundantes y diversos durante el Jurásico y el Cretácico. Los dos órdenes distintivos de dinosaurios, en base a su estructura pélvica , son los Saurisquios (cadera de lagarto) y los Ornitisquios (cadera de ave). Los pequeños pterosaurios probablemente eran voladores activos que agitaban las alas, mientras que los más grandes puede qu e dependieran de las corrientes térmicas y de planear para mantenerse en el aire. Al menos una especie de pterosaurio tenía pelo o plumas , así que es posible que fueran endotérmicos. El ictiosaurio, comedor de peces con forma de marsopa, estaba totalmente adaptado a la vida

661

acuática. Los plesiosaurios eran reptiles marinos de cuerpo pesado que probablemente salían a la costa a dejar los huevos, mientras que los mosasaurios eran lagartos marinos. Los peces probablem en te evolucionaron de pequeños dinosaurios carnívoros . El ave más antigua conocida, el Archaeopteryx, apareció durante el Jurásico, pero también conocemos otras aves del Mesozoico. Los primeros mamíferos evolucionaron durante el Triásico Superior, p ero son difíciles de distinguir de los cinodontos avanzados. Utilizamos detalles de los dientes, del oído m edio y de la mandíbula inferior para distinguirlos. Existieron varios grupos de mamíferos en el Mesozoico, pero todos eran pequeños y su diversidad era baja. Un grupo de mamíferos del Mesozoico dio origen a los m ars upiales y a los placentarios durante el Cretácico. Como los continentes estaban muy juntos durante gran parte del Mesozoico y los climas eran templados incluso a altas altitudes, los animales y las plantas se dispersaron. Las extinciones en masa del Mesozoico supusieron la desaparición de los dinosaurios , otros grupos de reptiles y algunos invertebrados marinos. Una hipótesis m antien e que las extinciones fueron .causadas por el impacto de un gran meteorito.

Términos clave angiosperma (pág. 640) arcosaurio (pág. 641) bípedo (pág. 643) cinodonto (pág. 652) cuadrúpedo (pág. 643) ectotermo (pág. 64 7) e ndotermo (pág. 64 7)

mamífero marsupial (pág. 655) mamífero placentario (pág. 655) monotremas (pág. 655) ornitisquios (pág. 643) orogenia de la Cordillera (pág. 629) .

orogenia Laramide (pág. 633) orogenia Nevádica (pág. 633) orogenia Sevier (pág. 633) orogenia Sonoma (pág. 633) Saurisquios (pág. 643)

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CAP I T ULO 22

HI STOR I A DE L A VIDA Y DE LA TIER RA EN EL MESOZO I C O

Cuestiones de repaso l.

2.

3.

4.

¿Cuál es la evidencia de la ruptura de Pangea?: a. _ _valles de rift; b. ___diques; c .___grandes cantidades de sedimentos detríticos no marinos pobremente organizados; d. _ _sills; e. _ _todas ellas. ¿En qué período geológico se produjo la mayor inundación post paleozoica del cratón?: a. _ __Triásico; b._Jurásico; c .___Cretácico; d ._ _Paleogeno; e.___ Neogeno; Una posible causa de la migración hacia el este de la actividad ígnea de la·región Cordillera durante el Cretácico fue el cambio de: a. _ __convergencia oceánica-oceánica a convergencia oceánica-continental; b. ___subducción de gran ángulo a subducción de pequeño ángulo; c ._ _ actividad de márgen es de placa divergente a convergente; d. ___actividad de márgenes de placa divergente a subducción; e ._ __ subducción a actividad de márgenes de placa divergente. La form ación jurásica o complejo famoso por los fósiles de dinosaurios es el: a ._ __Franciscan; b .___Sundance; c. _ _ C hinle;

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d. _ __ Navajo; e. Morrison. 5.

La orogenia responsable de las M ontañas Rocosas actuales es la: a ._ __Laramide; b. ___ Sevier; c. _ __Sonom a; d._ _Antler; e. Nevada.

6.

Todos los dinosaurios carnívoros pertenecen a un grupo conocido como: a .___terópodos; b ._ __anquilosaurios ; c .___mosasaurios; d .___amonites; e .___ gimnospermas.

7.

¿Cu ál de los siguientes pares de animales eran m arinos?: a. ___angiospermas-ginkgo; b .___ictiosaurio-plesiosaurio; c .___cefalópodos-rudistas; d. _ __cinodonte-marsupial; e. _ __monotrema-endotermo.

8.

¿Qué importante grupo de fitoplancton marino evolucionó primero durante el Jurásico y p ermanece numeroso h oy en día? : a ._ _ _ ostras; b ._ __gusanos excavadores; c ._ _ _ cocolitofóridos. d. _ __ belemnoides; e ._ _ _ teleós teros.

ACTI V IDADE S E N LA WORLD WIDE WEB

9.

Los dinosaurios, los cocodrilos, los pterosaurios y las aves se conocen colectivamente como: a. ___placentarios; b .___ arcosaurios; c .___mosasaurios; d. ___invertebrados; e. _ _procedentes de reptiles.

1O.

Un importante evento del Mesozoico en la historia de las plantas terrestres fue a. ___el origen de los helechos y las colas de caballo; b. _ _la extinción de las cycads y las coníferas; c. ___la primera aparición y diversificación de las angiospermas; d. _ _ el dominio de las plantas vasculares sin semillas; e .___ la prevalencia de los ginkgos y las ceratopsianas.

663

las formas del terreno y a la evolución de la biota del mundo. Reconstruya una hipotética historia del mundo para una fragmentación diferente de Pangea, en la que los continentes se separaran en orden diferente o formaran una configuración diferente. ¿Cómo habría afectado este escenario a la distribución de los recursos naturales? ¿Sería igual la distribución de las reservas de carbón y petróleo? ¿Cómo se habría visto afectada la evolución? ¿Habría sido diferente la historia humana? 15.

Explique las modificaciones que ocurrieron para que los pterosaurios volaran y para que los ictiosaurios vivieran en el agua.

16.

¿Cómo afectó la fragmentación de Pangea a los patrones de circulación oceánicos y climáticos?

17.

¿En qué difieren las comunidades de plantas terrestres del Triásico y del Jurásico de las del Cretácico?

11.

Resuma brevemente las evidencias en pro y en contra de la endotermia en los dinosaurios.

12.

Explique las similitudes y las diferencias entre la actividad orogénica ocurrida en el cinturón móvil de los Apalaches durante la Era Paleozoica y la que ocurrió en el cinturón móvil de la Cordillera durante la Era Mesozoica.

18.

¿Cómo cambia la acreción del terreno (terranes) nuestras interpretaciones sobre la historia geológica del margen oeste de Norteamérica? ¿Cómo se relaciona con las orogenias del Mesozoico que tuvieron lugar en dicha área?

13.

¿En qué difieren las comunidades de invertebrados marinos del Mesozoico de las del Paleozoico?

19.

14.

La ruptura de Pangea influenció la distribución de las masas de tierra continentales, las cuencas oceánicas y los patrones de circulación atmosféricos y oceánicos, lo que en su momento afectó a la distribución de los recursos naturales,

Explique y haga un diagrama de cómo la expansión del fondo oceánico puede causar el aumento del nivel del mar a lo largo de los márgenes continentales.

20.

Resuma brevemente las evidencias en pro y en contra de la hipótesis de que el impacto de un meteorito produjera las extinciones en masa del Mesozoico.

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Historia de la vida y de la Tierra en el Cenozoico

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CAPÍTULO 23

ESQUEMA DEL CAPITULO ~

Introducción Orogenias y tectónica de placas del Cenozoico: perspectiva general Sistemas orogénicos durante el Cenozoico Evolución de Norteamérica en el Paleogeno y Neogeno El Período Cuaternario ENFOQUE GEOLÓGICO 23.1:

Supervolcanes GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Evidencias de glaciación

en la ciudad de Nueva York Recursos minerales del Cenozoico Historia de la vida en el Paleogeno

y Neogeno Fauna del Pleistoceno • Geo-Recapitulación

Rocas sedimentarias del Oligoceno y del Mioceno, en su mayor parte limo/ita y arenisca, y capas de cenizas volcánicas expuestas en el Monumento Nacional de Scott's Bluff. Nebraska. Fuente: James S. Monroe

666

CAPÍTULO 23

HI S TORI A DE LA VID A Y D E LA TI E RR A E N EL CEN OZOICO

lntr .-ducción na de las razones para estudiar la historia d e la vi da y de la Tierrá en el Cenozoico es q ue la actual distribución de la tierra y el mar, los patrones de circulación oceánica y atmosférica y la biota y la topografía distintivas de la Tierra evo lucionaron durante aquel la época . Por ejemplo, las montañas d e los Apalaches comenzaron su evolución g lobal durante el Eón Prot erozoico, pero su actual topografía d istintiva fue en gran parte resultado del levantamiento y la erosión durante el Cenozoico. Del mismo modo, la Sierra Nevada del oeste de Estados Unidos, el Himalaya en Asia y los Andes en Sudamérica, deben sus características a los acontecimientos del Cenozoico . De hecho, algunos de estos sistemas montañosos permanecen en la actualidad tectónicamente activos. Los geólogos dividen el Cenozoico en tres períodos de duración desigual, Paleogeno, Neogeno y Cuaternario, y cada período está a su vez s'u bdividido en épocas (• Figura 23 .1). El Paleogeno y el Neogeno han sustituido recientemente al Período Terciario, yor lo que veremos m uchas publicaciones en las que el Cenozoico consista solamente en los períodos Terciario y Cuaterna rio. Con 65,5 millones de años d e duración, la Era Cenozoica representa solamente un 1,4% de todo el tiempo geológico, o sólo 20 minutos de nuestro hipotético reloj de 24 horas (véase la Figura 19.2). Aunque breve en el contexto del tiempo geológico, mediante cualquier otra medida, 65,5 millones de años es más d e lo que podamo s siquiera im ag inar, cie rtamente tie m po suficiente p ara una evolución importante d e la Tierra y su biot a. Obviamente, el Cuaternario rep resenta só lo una parte pequeña de la Era Cenozoica, pero aún así es una época importante en la historia de la vida y de la Tierra. El Períod o Cuaternario consiste en dos épocas, Pleistoceno y Holoceno o Reciente, comenzando la primera hace 1,6 millones de años y t ermin ando hace 10.000 años (Figura 23.1 ). El Pleistoceno, o lo que popu larmente se llama la Ed ad de Hie lo, fu e una época en la que los glaciares continentales cubrían grandes áreas, especialmente en los continentes del hemisferio norte. Recordemos del Capítu lo 19 que cuando se formó la Tierra, era cali ente, árida y sin agua, la atmósfera era tóxica y todos los orga nismos conocidos eran bacterias unicelulares o sus precursores. Hacia el Cenozoico, la Tierra no sólo estaba tomando su aspecto físico actual, si no que su biota sig uió evolucionando a medida que aparecieron plantas y animales que eran cada vez más familiares. En este capítulo, hacemos hincapié en la continua evolución de los mamíferos. Record emos que los m am íferos aparecieron por primera vez durante el Tri ásico Superi o r, p ero dura nt e gran p art e de l M esozoico mantuvieron varias características d e sus ancestros, los reptiles mamiferoides; ·eran pequeños y particula rmente no muy diversos. Sin embargo, en el· Cenozoico los

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mamíferos ya se habían diferenciado claramente d e sus p rogenitores. Además de la evolución d e los mamíferos, entre las p lantas tuvieron luga r acontecim ientos igualmente importa ntes. Las angiosp ermas siguieron d ominando las comunidades d e plantas t errestres, como hab ían hecho d urante el Cretácico, y ahora const ituyen más de un 90% d e todas las p lantas t errestres. Aunque las aves se d esarrollaron durante el Jurásico,

Holoceno/Reciente 0,01 1

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Período

Época 1

Cuaternario Cuaternario

Pleistoceno

Duración Millones en de años millones atrás de años (aprox.) (aprox.)

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Plioceno

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Neogeno Mioceno

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Escal a de t iem po geológico d e la Era Cenozoica. En este libro ut ilizam o s Pa le oge no y Neogeno en lugar d e Terciario , aunque este ú lt im o térm ino si g ue uti lizándose ..

OROGEN IAS Y TECTÓ N I CA DE PLACAS EN EL CENO Z OICO: PERSP ECTIVA GENERAL

667

las familias que ahora son comunes aparecieron durante el Paleogeno y el Neogeno, alcanzaron su diversidad máxima durante el Cuaternario y desde entonces han disminu ido ligeramente. Después de las extinciones de finales de l Mesozoico, los invertebrados marinos se diversificaron, dando origen a la fauna de los mares de hoy en día . En este capítu lo, también examinamos a los primates, en particu lar el origen y la evolución de los humanos. Deberíamos señalar que los nuevos descubrimientos y técnicas de

aná lisis científicos están llevando a nuevas hipótesis sobre la ascendencia humana. En ed iciones previas de este libro seña lamos que la prueba fósil de homínidos más temprana (humanos y sus ancestros extintos) proviene de rocas de África de 4,4 m illones de años de antigüedad. Desde entonces, los descubrimientos han empujado esa edad a casi 7 mi llones de años atrás. Y para cuando lea este capítu lo, puede que nuevos descubrimientos hayan cambiado algunas de las conclusiones basadas en lo que sabemos actua lmente.

OROGENIAS Y TECTÓNICA DE PLACAS EN EL CENOZOICO: PERSPECTIVA GENERAL

Mediterráneo, heredero del Océano Tetis, se secó. Es la denominada crisis salina Mesiniense (Mioceno). Se supone que la elevación de arco de Gibraltar entre hace unos 6,5-5 millones de años provocó el cierre y aislamiento entre el Mediterráneo y el Atlántico; esto, junto al descenso del nivel del mar debido al crecimiento del casquete polar antártico , originó la desecación del Mediterráneo dejando un depósito salino de más de 1.000 in de potencia. Hace unos 5 millones de años el arco de Gibraltar se rompió debido a las tensiones diferenciales entre África y Eurasia, lo que provocaría el relleno con agua de la cuenca mediterránea (Figura 23.2. Mediterráneo) . Más hacia el este, en el cinturón orogénico Alpino-Himalayo, el orógeno Himalayo se produjo como resultado de la colisión de India con Asia (véase la Figura 10.23). No se sabe con seguridad el momento exacto de es ta colisión, pero en algún momento durante el Eoceno la velocidad del movimiento de India hacia el norte disminuyó abruptamente, indicando el probable momento de la colisión. En cualquier caso, .s e suturaron dos placas continentales, lo que explica la ubicación del Himalaya actual en el interior, en lugar de encontrarse cerca de un borde de placas. La subducción de placas en el cinturón orogénico circum-Pacífico se produjo a lo largo del Cenozoico, dando lugar a orógenos en las Aleutianas, Filipinas, Japón y a lo largo de las costas occidentales de América del norte, central y del sur. Por ejemplo, las montañas de los Andes, al oeste de Sudamérica, se formaron como resultado de la convergencia de las placas de Nazca y Suramericana (véase la Figura 10.22). La expansión en la dorsal del Pacífico y la subducción de las placas de Cocos y Nazca por debajo de América central y del sur, respectivamente, son la razón de la continua actividad sísmica, volcánica y orogénica en estas regiones. A finales del Terciario tuvieron lugar algunos acontecimientos interesantes paleogeográficamente. Así, Australia se separó por extensión de la Antártida, cuando la dorsal Indica se propago hacia el este, y Japón se separó

a fragmentación del supercontinente Pangea en el Triásico Superior (véase la Figura 22.1 a) inició un episodio de movimientos de placas que continúa aún ahora. Como resultado, la actividad orogénica Cenozoica se ha concentrado en dos zonas o cinturones principales: el cinturón orogénicoAlpino-Himalayo y el cinturón orogénico circum-Pacífico (véase la Figura 10.20) . El cinturón Alpino-Himalayo incluye las regiones montañosas del sur de Europa y del norte de África y se extiende hacia el este a través de Oriente Medio e India, entrando en el sudeste de Asia, mientras que el cinturón circum-Pacífico, como su nombre implica, casi rodea la cuenca del océano Pacífico. Dentro del cinturón orogénico Alpino-Himalayo, la orogenia Alpina comenzó durante. el Mesozoico, pero entre el Eoceno y el Mioceno Superior se produjo también una deformación importante, cuando las placas africana y árabe se desplazaron hacia el norte contra Eurasia. La deformación resultante de la convergencia de placas formó los Pirineos entre España y Francia, los Alpes de Europa, los Apeninos de Italia y las montañas del Atlas del norte de África (véase la Figura 10.20). Los volcanes activos en Italia y Grecia y la actividad sísmica en gran parte del sur de Europa y de Oriente Medio indican que este cinturón orogénico sigue geológicamente activo . Aunque el Mediterráneo oriental se origina en el Mesozoico, el occidental (mares Tirreno, Albarán y de Baleares) no se formó hasta el Neogeno (hace 20-10 millones de años) como un conjunto de cuencas abiertas a causa del desplazamiento de un auténtico mosaico de microplacas. Poco después de adquirir su configuración actual, el

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668

CAP IT ULO 23

HI STORIA DE LA V I DA Y DE L A TIE RR A E N EL CENOZOIC O

(a) 10 m.a.

Atlántico

Mediterráneo Salinidad

Arco de Gibraltar en ascenso

·,

,

Nuevo nivel del mar

(b) 6,5 m.a.

Antiguo nivel del mar__ ____ ____ ___ _ _____ N_____ ___ ___ ___ ___ ___ _________

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(c) 5 m.a.

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• Figura 23.2 Esquemas y cortes mostrando la interacción entre el Océano Atlántico y el Mar Mediterráneo antes, durante y después de la crisis salina Mesiniense.

por extensión de C hina cuando se abrió el Mar del Jap ón . Por su parte, el sistema de arco de Panamá creció h acía el sur uniendo Norteam érica y Suramérica. Fin almente, h ace entre 5 y 2 millones de años, se inició el sistema del Rift africano oriental, mie ntras que el Mar Rojo y el Golfo de Adén comenzaron a abrirse.

SISTEMAS OROGÉNICOS DURANTE EL CENOZOICO os fragm entos dispersos de Pangea durante los últimos 250 millones de años h an estado abriendo y cerrando océanos al colisionar de forma re-

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petida unos con otros. En este período se han formado los bordes de los continentes a la deriva y reabsorbido arcos insulares y otros «terranes» de origen diverso . El respon sable de los océanos y montañas que conocemos hoy es el ciclo orogénico Alpino o Alpídico. El m ar de Tetis es la cu en ca oceánica de historia alpina m ás complicada, ya que durante los últimos doscie ntos millones de años este entrante de Panth alasa en Pangea se ha estado destruyendo y reconstruyendo continuamente. A diferencia de los complejos juegos de bloqu es continentales que se produjeron en el Paleozoico, las orogenias alpídicas se reducen principalmente sólo a dos ámbitos geográficos, la caden a Alpes -Himalaya y los oróge nos circumpacíficos, de los que es especialmente interesante el sistema orogénico de La C ordillera, que afecta a Norteamérica, región del Caribe y Centro-Sudamérica.

SISTEMAS OROGÉ N I C O S D U R AN TE EL CENOZO I CO

El Sistema Orogénico Alpino En Europa meridional (Francia, Austria, Suiza, Italia), se ubica una de las cadenas montañosas más importantes del mundo: los Alpes. Este orógeno se extiende desde el oeste de Marruecos hasta Irán, tratándose de una zona compleja en la que en los últimos 200 millones de años han interaccionado continuamente un enjambre de microplacas, donde la dispersa sismicidad de la zona indica la existencia de bordes mal soldados. Efectivamente, la deformación en esta región comenzó en el Cretácico inferior y continuó en el Terciario, caracterizándose por el desarrollo de grandes pliegues invertidos denominados mantos de corrimiento desplazados hacia el norte en respuesta a la colisión con microcontinentes que empujaban desde el sur. Los Alpes son parte de un cinturón de montañas mucho más extenso que abarca desde España, al oeste, pasando por Europa centro-m eridional hasta Grecia y Turquía. Este cinturón continúa entonces hacia el este a través de Irán y conecta con el cinturón Himalayo en el norte de la India. La parte europea del sistema Alpino ha sufrido una historia compleja en la que se vieron implicadas numerosas colisiones de microplacas. La historia tectónica de la región Mediterránea implica la fragmentación de placas menores del norte de África y Europa meridional, seguida de las colisiones de estas placas con Europa meridional, formando los Alpes y montañas asociadas durante el Terciario. Estas colisiones son responsables de las deformaciones compresivas generalizadas que jugaron un papel principal en la formación del cinturón orogénico Alpino-Himalayo. Durante este tiempo África rotó en contra de las agujas del reloj cerrando el Océano Tetis entre Eurasia y África. En respuesta a la continua rotación de África durante el Terciario inferior, Iberia alcanzó el sur de Francia, cerrando el estrecho mar existente entre estas áreas y la colisión final originó la Cordillera Pirenaica (ver Figura 22.3). En Europa central se comenzó a formar la fosa del Rhin en respuesta a irregularidades a lo largo de la costa meridional de Europa sometida a subducción. En el Paleogeno-Neogeno Italia se separó por extensión de España, y la punta meridional colisionó con África Noroccidental originando las Montañas del Atlas. A lo largo del Mioceno ia microplaca Carnics y asociadas, en el sudeste de Europa, fueron atrapadas en un atasco de placas que dio lugar a complejos cabalgamientos y mantos de corrimiento, cuyo resultado se puede ver actualmente en los Alpes , los Cárpatos y otras cadenas montañosas jóvenes de la región. Las principales cadenas alpinas en la Península Ibérica y su entorno, se muestran en la Figura 23.3.

669

Golfo

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• Figura 23.3

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Principales cadenas alpinas en la Penínsu la Ibérica y parte del no rte de África . Las flechas ind ican la vergenc ia de las estructuras.

El Sistema Orogénico de La Cordillera El sistema orogénico de La Cordillera continuó activo durante el Cenozoico en Norteamérica, Suramérica, Centroamérica y Caribe. Es un complejo segmento montañoso del cinturón orogénico circum-Pacífico que en Norteamérica se extiende desde Alaska a través de Canadá, los Estados Unidos y México central (• Figu ra 23.4). Como ya se vio en el capítulo 22 la Cordillera norteamericana sufrió una deformación con cierta continuidad desde el Jurásico superior al Paleogeno inferior, cuando las orogenias Nevádica, Sevier y Laramide afectaron progresivamente áreas desde el oeste al este. Hay que destacar que el episodio final de deformación de la orogenia Laramide (Cretácico Superior-Eoceno) fue diferente a las otras orogenias. Tuvo lugar mucho más al interior del continente de lo normal; la deformación fue principalmente como bloques verticales levantados, en contraste con los pliegues y fallas inducidas por compresión; asimismo, durante la misma es destacable la escasez de actividad magmática (intrusiones. y vulcanismo). Es un hecho común que las orogenias resultantes de la convergencia continental-oceánica tienen lugar muy cerca del borde de placa continental. Para justificar la formación de las Montañas Rocosas durante la orogenia Laramide, alejada del borde de placa, los geólogos han propuesto un modelo que incluye la subducción somera con ángulo casi horizontal y el cese de la actividad magmática al no alcanzarse el gradiente térmico adecuado(• Figura 23.5). Una intensa deformación y vulcanismo tuvo lugar durante el Paleogeno y Neogeno, habiendo continuado a través del Cuaternario hasta el presente.

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CAPITULO 23

HISTORIA DE L A V IDA Y DE L A TIERRA EN EL CEN O Z OICO

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_ .., 400km

Tierras bajas interiores Nueva Inglaterra Colinas ~ negras

---,........__ Montes Apalaches

Llanura costera atlántica

Cuencas cenozoicas de la costa pacífica

Vulcan ismo cenozoico

Montañas

Vu lcanismo PliocenoPleistoceno

Batolitos mesozoicos

Mesetas

D D

Ll anuras Tierras bajas



Volcanes de la Cordillera de las Cascadas

• Figura 23.4 El mapa muestra La Cordillera Norteamericana, que es un segmento del cinturón orogénico circum-Pacífico, así como las principales provincias fisiográficas de Norteamérica.

En la región caribeña y centro-suraméricana se produjeron continuas y complejas interacciones entre las microplacas con numerosas colisiones y creación de © Cengage Learning Paraninfo

zonas de subducción. Quizás uno de los hechos más destacables sea la unión de Norteamérica y Suramérica a través del arco de Panamá, separando la placa de Co-

671

SISTEMAS OROGÉNICOS DUR ANTE E L CENOZOICO

Astenosfera

Astenosfera (a)

cos de la Caribeña. La placa Caribeña se convirtió en una entidad discreta en el Cenozoico: cuando una nueva zona de subducción conectó las que bordeaban Norteamérica y Suramérica. Las Grandes Antillas (Cuba, Puerto Rico , Jamaica y La Española) representan una antigua cadena montañosa que corresponde verdadera mente a la terminación meridional de la Cordillera Norteamericana. Las Antillas Menores representan un arco insular a l oeste de la zona de subducción, junto a islas resultantes de la deformación asociada. Los cambios sufridos por la zona caribeña desde el Cretácico hasta la actualidad se muestra de forma esquemática en la Figura 23.6.

Montañas Rocosas

Cretácico inferior Norteamérica

<==> Astenosfera (b)

Levantamiento de esti lo Laramide

Depósitos paleogenos

.. .. ~

Basamen:to~~~~:=J~~~=====~

-l.}

Zona de subducción Zona en expansión

Sudamérica

precámb~ico

(c) Paleoceno- Eoceno

Norteamérica

Presente

(d) Eoceno Superior Sudamérica

• Figura 23.5

(a) Durante las orogenias en bordes de placa oceánica-continental, la placa que subduce desciende con un ángu lo ab rupto, tal vez de 50°, formándose un arco vo lcánico entre 100 y 150 km tierra adentro. (b) Durante la orogenia Laramide la placa en subducción se movió, apa rentemente, casi ho rizontal por debajo del continente, origin ando una cadena mo ntañosa alejada tierra adentro y mín ima actividad ígnea. (c-d) Este esti lo La ramide de deformació n produce levantamientos limitados por fallas, en contraste con las estructuras inducidas por compresión características de los estadios te mpranos de deformación de la orogenia de La Cordillera.

• Figura 23.6

Desarro llo del Mar Caribe como un segmento de la corteza oceánica de l Pacífico que ha e liminado corteza atlántica a lo largo de una zona de subducción que se extiende actualmente al norte de Suramérica y este de las Antillas Menores (N, Nica rag ua; Y, Yucatán; C, Cuba; LA., Antillas Menores).

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CAPITULO 23

HISTORIA D E LA V IDA Y DE L A T IERR A E N E L CEN OZOICO

EVOLUCIÓN DE NORTEAMÉRICA EN EL PALEOGENO Y NEOGENO orno ya se indicó en la introducción, la mayoría de los rasgos de nuestro planeta son el resultado de largas historias, pero su aspecto actual se debe a los acontecimientos que tuvieron lugar durante la Era Cenozoica. Teniendo en cuenta que el Paleogeno y

Neogeno abarcan alrededor del 98 % del Cenozoico es fácil entender que durante este período de tiempo tuvo lugar mucha de la evolución reciente de Norteamérica. La evolución de Norteamérica durante el Paleogeno y Neogeno va ligada de una manera especial a los acontecimientos que suceden en la Cordillera, donde junto a la actividad orogénica (ver el Sistema Orogénico de La Cordillera) es reseñable una intensa actividad volcánica cenozoica(• Figura 23.7). Esta actividad magmática tiene lugar en diversos momentos del Cenozoico; así, las extensas coladas basálticas del río Columbia (ver Figu-

Montana

Wyoming

o_,..,....,;;;; 200km

Andesita predominante

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Basalto y andesita

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Basalto predominante

(a) • Figura 23.7

- - - - - - -·- - - - "'----------·- - · - - (a) Distribución de rocas volcánicas cenozoicas en el oeste de Estados Unidos. (b) Alrededor de 20 coladas de lava de los basaltos del río Columbia se exponen en el cañón del río Grand Ronde, en Washington. (c) Coladas de lava de la ll anu ra de l río Snake, cerca de Twin Fa lls, ldaho.

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EVOLUCIÓN DE NORTEAMÉRICA EN EL PALEOGENO Y NEOGENO

ra 5 .13), de origen fisural, son de edad miocena, . mientras que los basaltos del río Snake y las riolitas y episodios basálticos de Yellowstone vienen emitiendo productos volcánicos desde el Plioceno hasta la actualidad. Por su parte, los edificios volcánicos de la cordillera de las Cascadas son de composición andesítica y han actuado durante el Plioceno, Pleistoceno y en la actualidad. Aunque los enormes batolitos del oeste de Norteamérica se emplazaron principalmente durante el Mesozoico, la actividad intrusiva continuó a lo largo del Cenozoico. Asociados a la Cordillera se encuentran también los bloques fallados por procesos extensionales del Basin and Range (cuenca y sierra) y la plataforma del Colora-

do, escasamente deformada (fallas, monoclinales) y ele~ vada durante el Neogeno. La Cordillera Costera, el Gran Valle y la falla de San Andrés completan las unidades dentro de la parte norteamericana de la Cordillera. En las Tierras Bajas interiores y en la Llanura Cos tera del Golfo adquieren relevancia los procesos erosivos y de sedimentación tras la retirada total o parcial del mar epeírico Zuni, que existió durante el Cretácico. En la región oriental de Norteamérica es destacable la formación de los actuales Montes Apalaches, como resultado de la elevación y erosión, tras el rejuvenecimiento de las zonas arrasadas durante el Mesozoico (• Figura 23.8).

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Cretácico

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Triásico Superior

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Cenozoico Reciente

El origen de la topografía actual de los Montes Apalaches. La actuación de la erosión en respuesta al levantamiento cenozoico justifica esta topografía. Fuente: Reprinted with permission from D. Johnson, Stream Scu lpture on t he Atlantic Slope, 1931, Columbia University Press.

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CAPITULO 23

HISTORIA DE LA V!DA Y DE LA T!ERRA E N E L CEN O ZO I C O

EL PERíooo__cuATERN~RIO

1

os 1 ,6 millones de años más recientes del tiempo geológico, el Período Cuaternario, están divididos en la Época del Pleistoceno (Edad de Hielo) y en el Holoceno o Época Reciente (Figura 23.1). El Pleistoceno, que incluye todo el Cuaternario excepto los últimos 10.000 años, es el período en el que nos centraremos.

Tectónica y vulcanismo del Pleistoceno En realidad, la Época del Pleistoceno es conocida por sus glaciares generalizados, pero también fue un tiempo de continua actividad tectónica y vulcanismo. La orogenia continuó en el Himalaya y en los Andes y la deformación en los bordes de placas convergentes siguió sin descanso en las Islas Aleutianas, Japón, las Filipinas y otros lugares. De hecho, incluso hoy en día la orogenia continúa en estas áreas (véase la Figura 10.20). Las interacciones entre las placas de Norteamérica y del Pacífico persistió a lo largo de la falla de San Andrés (un borde de placas transformante), produciendo pliegues, fallas y un cierto número de cuencas y de áreas levantadas. Por ejemplo, varias cadenas montañosas de dirección este-oeste del sur de California deben su existencia a tensiones creadas a lo largo de la falla de San Andrés. La subducción de los remanentes de la placa Farallón por debajo de América Central y el Pacífico Noroeste se producen en el Cuaternario y son causa del vulcanismo actual en esas dos áreas. Aunque la Cordillera de las Cascadas comenzó a desarrollarse más atrás, en el Paleoceno, los grandes volcanes compuestos, como el Monte Shasta y el Monte Rainier, así como el domo de lava conocido como Lassen Peak, son principalmente del Pleistoceno y de la E dad Reciente (véase «Volcanes de la Cordillera de las Cascadas» en las páginas 676 y 677). Se formaron grandes calderas ·en lo que es hoy el Parque Nacional de Yellowstone, en-Wyoming, a continuación de erupciones colosales que comenzaron durante el Neogeno Superior y continuaron durante el Pleistoceno (véase Enfoque Geológico 23.1 ).

La glaciación del Pleistoceno En 1837, el naturalista suizo Louis Agassiz interpretó que los grandes bloques (erráticos), las capas de rocas lisas y estriadas y los depósitos de arena y grava encontrados en ciertas partes de Europa se deben a grandes glaciares que se movían por la superficie terrestre. Aunque la idea encontró al principio una resistencia considerable, finalmente los científicos se dieron cuenta de

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que Agassiz tenía razón y aceptaron la idea de que la E dad de Hielo tuvo lugar en un pasado geológico reciente.

La distribución y extensión de los glaciares del Pleistoceno Hoy sabemos que el Pleistoceno, o lo que comúnmente llamamos la Edad de Hielo, comenzó hace 1,6 millones de años y terminó hace unos 10.000 años. Durante este tiempo se produjeron varios intervalos de glaciaciones continentales generalizadas, especialmente en los continentes del Hemisferio Norte, cada uno de ellos separados de los otros por períodos interglaciares más templados (• Figura 23.9). Además, los glaciares de valle eran más comunes en cotas menores y latitudes, y muchos se extendían mucho más allá de sus reducidas dimensiones actuales (véase Enfoque Geológico 14.1). Por desgracia, los científicos no saben si estamos aún en un período interglaciar o estamos entrando en un intervalo glaciar más frío. Como se puede esperar, los efectos climáticos responsables de los glaciares del Pleistoceno eran generalizados. No obstante, la Tierra no era tan fría como se representa en las películas y dibujos animados, ni tampoco las condiciones climáticas que llevaban a la glaciación eran tan rápidas. De hecho, las evidencias de varios tipos de investigaciones indican que el clima se enfrió gradualmente desde el Eoceno al Pleistoceno. Es más, las evidencias de los datos isotópicos de oxígeno (la relación entre 0 18 y 0 16) de testigos de sondeo de mar profundo muestran que se han producido 20 ciclos calor-frío importantes durante los últimos dos millones de años.

Los efectos de la glaciación. La glaciación ha tenido muchos efectos directos e indirectos. Los glaciares que se h an movido a lo largo de la superficie de la Tierra han producido paisajes distintivos en gran parte de Canadá, la hilera de los estados del norte y en las montañas del oeste (véase el Capítulo 14). El nivel del mar ha elevado y ha descendido con la formación y fusión de los glaciares, respectivamente, y estos cambios han afectado a los márgenes de los continentes . Los glaciares también han alterado el clima del mundo, causando condiciones más frías y húmedas en algunas áreas que hoy en día son áridas o semiáridas . Además de las evidencias usuales de actividad glaciar, una de las mayores inundaciones de la historia fue causada por el colapso de una presa de hielo en el este de Washington. Más de 70 millones de km 3 de n ieve y hielo cubrieron los continentes durante la máxima c ubierta glaciar del Pleistoceno. El almacenamiento de aguas oceánicas en los glaciares disminuyó el nivel del mar 130 metros y

EL PERÍODO -CU ATER NA RIO

quedaron expuestas grandes áreas de las plataformas continentales actuales, que pronto se cubrieron de vegetación. La disminución del nivel del mar afectó también al nivel de base de ríos y corrientes. Cuando el nivel del mar desciende, las corrientes excavan para ajustarse a un nivel de base inferior.

10°

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675

Oué haría Como el único residente de su comunidad con algunas nociones de geología, un curioso le pregunta por qué el oeste de Norteamérica t iene volcanes, terremotos, cadenas montañosas y pequeños valles glaciares, mientras que estas mismas características están · ausentes o casi ausentes en la parte este del continente. ¿Cómo explicaría esta disparidad? ¿Sabe cómo podría haberse invertido esta situación, es decir, qué tipo de eventos geológicos habrían llevado este tipo de fenómenos al este?

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A partir de características glaciares como las morrenas terminales, bloques erráticos y drumlins (véase el I s:) Capítulo 14), parece que en su época de mayor exten\ ¿¿ sión los glaciares del Pleistoceno cubrieron cerca de tres veces m ás superficie de la Tierra de lo que .l o hacen ahora (Figura 23.9a) . Es decir, cubrían más de 40. millones de km 2 y, como los grandes casqu etes polares presentes ahora en Groenlandia y la Antártida, probablemente eran de unos 3 Krp. de grosor. Los geólogos h an iden tificado cuatro episodios glaciares irnportantes en el Pleistocen o que tuvieron lugar en Norteamérica, denominados Ne(a) hrasha, Kansas, Illinois y Wis.c onsin, cada uno con el nombre del estado donde se encuentran bien expuestos Glaciación los depósitos glaciares m ás meridionales .. Las tres etapas Suelo del interglaciar Sangamon Wisconsin interglaciares tienen elnombre de las lo.c alidades donde están expuestos suelos y otros depósitos (Figura 23.9b) . Glaciación Sangamori En E uropa se h an encontrado seis o siete avances y retrocesos glaciares importantes. Los clásiGlaciación cos. estadios alpinos Günz, Mindel, lllinois Riss y Würm equivalen a los Ne7 Interglaciar braska, Kansas, Illinois y W isYarmouth consin, respectivamente. Glaciación Estudios recientes muestran que Kansas hub~ un cierto número no determinado de avances y retrocesos glaciares pre-Illinoienlnter.glaoiar Aftoniari se en Norteamérica y que la historia glaciar de este Suelo del interglaciar continente es más compleja de lo que se pensaba Glaciación Yarmouth Suelo del interglacial previamente. En vista de esta evidencia, la tradicioNebraska Aftonian nal subdivisión en cuatro eventos para el PleistocePFe-Nebraska no de Norteamérica tendrá que ser modificada. Los cauces de las corrientes de las áreas coste(b) ras se extendían y entraban profundamente por las plataformas continentales emergidas. Cuando el nivel del • Figura 23.9 • Figura activa 23.11 m ar subió con la fusión de los glaciares, los extremos fi(a) Centros de acumulación' de hielo y máxima extensión de los nales de los valles fluviales a lo largo de la costa este de glaciares del Pleistoceno en Norteamérica. (b) Terminología Norteamérica se inundaron y son ahora importantes normalizada de las etapas de glaciación e interglaciares del puertos, mientras que en la costa oeste forman impresioPleistoceno de Norteamérica-. /casqu~t~ Vo -...., /

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olcan1!s de la [¿ordilb t de as Algunos grandes volcanes y cíentos de aberturas volcánicas más pequeñas se encuentran en la Cordíllera de las Cascadas, en el noroeste del Pacífico. El volcán Mef}ícíne Lake y el volcán Newberry son del tipo en escudo y se sítúanjusto al este de la cordillera. El vulcanismo empezó en la cordillera durante el Oligoceno, pero el episodio más reciente comenzó hace 5 mí/Iones de años y, por supuesto, continúa hasta nuestros días.

El Monte St. Helens, un volcán compuesto, tal y como se presentaba en 1978 desde el este.

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durante el siglo xx. El monte St. Helens comenzó de nuevo la erupción en 2004.

Lassen e a . , la Cordillera de las Cascadas, está compuesto de 2 km 3 de material que incluye masas bulbosas de rocas visibles en esta imagen.

Brokeoff Mountain 2815 m 3397 m

Eagle Peak 281 0 m Lassen Peak 3187 m

-:o~e \01\"\\ª origina¡ efe/ M Ski Heil 27 13 m >--- - - - --+-ros' º nte

3-154 2790

Lassen Peak es un domo de lava que se formó hace unos 27 .000 años, en el flanco nordeste de un volcán profundamente erosionado, conocido como monte Tehama.

2426

s •

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km Dacita de 1915 de Lassen Peak Talud Domos dacíticos Pre-Lassen Peak dacites from the Lassen Peak vent



Brecha (vent filling) del Monte Tehama

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Andesitas alteradas Andesitas del Monte Tehama



La erupción lateral del monte St. Helens mató a 63 personas y destruyó 600 km 2 de bosque. Estos árboles de Smith Creek Valley están en una parte de la zona de la erupción. Como escala, observe los dos hombres dentro del círculo rojo.

n e Ut::SUlUl!lt del 18 de mayo de 1980, una nube de ceniza y vapor de 19 km de altura se elevó sobre el Monte St. Helens.

Lassen Peak hizo erupción numerosas veces entre 1914 y 1917. Esta erupción tuvo lugar en 1915.

Una gran explosión destruyó el área que se observa al fondo en 1915. En los 88 años transcurridos desde esa erupción, los árboles se han vuelto a restablecer en la zona, denominada Área de Devastación.

Supe~volcanes

L

os geólogos no tienen una definición formal para el término supervolcán, pero podemos utilizarlo para definir una erupción que tiene como resultado la eyección explosiva de cientos de kilómetros cúbicos de materiales piroclásticos y el origen de una gran caldera. Afortunadamente, estas erupciones voluminosas son raras y no ha ocurrido ninguna durante el tiempo histórico. Un supervolcán de particular interés en Norteamérica es el que dio lugar a la caldera de Yellowstone, en Wyoming. Continuos terremotos y actividad hidrotermal (fuentes termales y géiseres) nos recue rdan que es posible un vo lcanismo renovado en este área. La caldera de Yellowstone está dentro de los confines del Parque Nacional Yellowstone, el primer área de Estados Unidos que se consideró parque nacional. El Parque Nacional Yellowstone se caracteriza por sus paisajes, vida salvaje, lodo hirviente, fuentes termales y géiseres, especialmente el Old Faithful, pero pocos turistas saben de la historia volcánica de la región. El hecho de que exista un gran cuerpo de magma bajo la superficie es aceptado por los geólogos, muchos

de los cuales están convencidos de que la caldera de Yellowstone permanece activa. En tres ocasiones independientes las erupciones de supervolcanes siguieron a la acumulación de magma riolítico por debajo de la superficie de la región de Yellowstone. Cada erupción tuvo como resultado una capa de pumita y ceniza volcánica, así como el colapso de la superficie y la formación de una gran caldera. Podemos resumir la historia volcánica de Yellowstone diciendo que las erupciones supervolcánicas tuvieron lugar hace dos millones de años, 1,3 millones de años y 600.000 años. Fue durante esta última gran erupción cuando se originó la caldera de Yellowstone actual, que realmente es parte .de una gran caldera compuesta, resultante de los tres eventos cataclísmicos que hemos mencionado (• Figura 1a). La magnitud de estas tres erupciones supervolcánicas es difícil de imaginar. De hecho, los flujos piroclásticos y la ceniza aérea cubren no sólo las áreas adyacentes y dentro de la región de Yellowstone, sino también una gran parte del oeste de los Estados Unidos y del Norte de Méjico. Nada dentro de las áreas

nantes cañones submarinos. Grandes cantidades de sedimentos erosionados por los glaciares fueron transportados por las corrientes hacia el mar y contribuyeron al nacimiento de abanicos submarinos a lo largo de la base © Cengage Learning Paraninfo

inmediatas a la erupción podría haber sobrevivido al intenso calor y a las nubes de cenizas vo lcánicas. Desde la última erupción supervolcánica, el magma riolítico ha continuado acumulándose por debajo de la caldera, elevando así parte de su suelo en lo que conocemos como domos resurgentes. La nivelación precisa muestra que el suelo de la caldera continúa elevándose; más de 80 cm desde 1923. Y en el intervalo de 150.000 a 75.000 años atrás, se han acumulado más de 1.000 km 3 de materiales piroclásticos dentro de la caldera. Un ejemplo excelente es la toba de Yellowstone, en la que se encaja el pintoresco gran cañón del río Yellowstone (Figura 1b). Muchos geólogos están convencidos de que hay una pluma de manto, una masa cilíndrica .de magma emergiendo del manto, que descansa por debajo del área. Al acercarse este magma a la superficie desencadena erupciones volcánicas y, como el magma es riolítico, las erupciones son particularmente explosivas. El punto caliente de Yellowstone, que es como se le llama, es uno de entre las pocas docenas que se encuentran en la Tierra.

del talud continental. En el Capítulo 1O hicimos notar que según se formaban e incrementaban su tamaño los casquetes glaciares del Pleistoceno, el peso del hielo hizo que la corteza lentamente se hundiera más profunda-

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(a) La calde ra de Ye llowstone, formada tras voluminosas erupciones hace cerca de 600.000 años. Es parte de una caldera compuesta más g rande. (b) Las paredes de l gran cañón de l río Yellowstone están co mpuestas de la toba de Ye ll owstone alterada hidrote rma lmente que rellena parcialmente su ca ldera .

mente en el manto. En algunos lugares, la superficie de la Tierra descendió hasta 300 m por debajo de su cota preglaciar. Al retirarse las masas de hielo por fusión, las áreas hundidas gradualmente rebotaron a sus posiciones.

Durante la etapa glaciar Wisconsin existían muchos grandes lagos en lo que son ahora cuencas secas en el suroeste de Estados Unidos. Estos lagos se formaron como consecuencia de una mayor precipitación y unas tempe-

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680

CAPÍTULO 23

HI S T O RI A D E L A V ID A Y D E L A TI ERRA E N EL C E NOZO ICO

Evidencias de glaciación en la ciudad de Nueva York

N

uestras explicaciones sob re los glaciares de este capítulo y del Capítulo 14 se han concentrado en la Antártida, Groenlandia, las islas del Ártico Canadiense y las altas montañas mundiales. Sin embargo, podemos ver los efectos de los glaciares del Pleistoceno en algunas áreas urbanas. El Central Park de Nueva York es un buen punto de comienzo. De hecho, el área ahora ocupada por la ciudad, así como Long lsland al este, es un excelente lugar para observar formas erosivas y deposicionales creadas por un glaciar continental hace tan solo 20.000 años. El área que forma Central Park tiene un paisaje irregular, con afloramientos rocosos, riscos y marismas que lo hacen inútil para el desarrollo. No obstante, cuando la ciudad • Figura 1 adquirió los 700 acres de tierra iniciales para el parque a mediados de los 80, tuvo que desplazar a cerca de 1.600 residentes pobres. En 1863 se adquirieron 143 acres de tierra adicionales, llevando al parque a su tamaño actual. En Central Park muchas de las rocas que descansan en la superficie son bloques erráticos glacia-

Una roca abo rregad a de Central Park, e n la ciudad de Nueva Yo rk.

raturas en general más frías (especialmente durante el verano), que disminuyeron el índice de evaporación. Al mismo tiempo, la precipitación incrementada y la escorrentía ayudaron a mantener más altos los niveles del agua. Los lagos que se formaron durante esa época son lagos pluviales, y se corresponden con la expansión de los glaciares

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res, es decir, bloques distintos de la roca subyacente que fueron transportados desde su origen, como los de la Figura 14.14. Podemos ver el alisado, las estriaciones y las muescas glaciares en muchos de estos bloques y en las capas de rocas expuestas . De he cho, la exposición de rocas de la • Figura 1 es una gran «roca aborregada» que se formó cuando la parte de «corriente arriba » de una proyección de capas de roca fue erosionada y pulida, mientras que la zona «corriente abajo» es irregular (véase la Figura 14.9). Esta «roca aborregada » y sus estriaciones y muescas en ella y en otras rocas indican que el glaciar responsable se movió de norte a sur a tra vés de lo que es ahora Central Park.

en cualquier lugar. El mayor de ellos fue el Lago Bonneville, que llegó a tener una dimensión máxima de 50.000 km 2 y una profundidad de al menos 33 5 m (• Figura 23.19 de la página 681). Los grandes depósitos de sal de Bonneville Salt Flats al oeste de Salt Lake City, Utah, se formaron al secarse partes de este lago ancestral; el Gran

EL PE Rf OD O CUAT ER N ARIO

681

OCÉANO PACÍFICO

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• Figura 23.10 Lagos del Pleistoceno en el oeste de Estados Unidos. El Lago Missoula era un lago p rog laciar, pero los demás eran p luviales.

Lago Salado es simplemente lo que queda de este gran lago. Hubo otro gran lago pluvial (Lago Manly) en el Valle de la Muerte, California, que es ahora el lugar m ás caluroso y seco de Norteamérica. En contraste con los lagos pluviales, que se forman principalmente lejos de los glaciares, los lagos proglaciares se forman por el agua proceden te de la fusión del hielo que se acumula en los márgenes de los glaciares. O.e

hecho, en muchos lagos proglaciares una de las orillas es el mismo frente de hielo, mientras qu e las otras son morrenas. El Lago Agassiz era un gran lago proglaciar que cubría cerca de 2 50.000 km 2 de Dakota del Norte, Manitoba, Saskatchewan y Ontarío . Siguió existiendo h asta que el hielo de su m argen norte se fundió , en cuyo mome nto fue capaz d e desaguar h acia el norte en la Bahía de Hudson. © Cengage Learning Paraninfo

CAPÍTULO 23

HJ STORIA D E LA V JD A Y D E LA TIE RRA E N EL CENOZOJC O

RECURSOS MINERALES DEL CENOZOICO os Estados Unidos son el tercer productor mundial de petróleo, contando con cerca del 1 7% de la producción mundial. Gran parte de esta producción proviene de reservas del Cenozoico de la llanura costera del Golfo y de la plataforma continental adyacente. En la llanura costera del Golfo, la mayoría del petróleo está en trampas estructurales relacionadas con domos de sal y otras estructuras. Hay varias cuencas del sur de California que también son importantes áreas de producción de petróleo. La Formación Green River, de Wyoming, Utah , y Colorado tienen grandes reservas de lutitas bituminosas y evaporitas. La diatomita es una roca sedimentaria compuesta de conchas microscópicas de diatomeas, que son plantas marinas y de agu a dulce unicelulares que forman esqueletos de sílice (Si0 2 • nH 2 0 ). Esta roca, también llamada tierra diatomácea, se utiliza principalmente para la purificación del gas y para filtrar líquidos como la melaza, zumos de fruta, agua y aguas residuales. Depósitos enormes de lignito de grado bajo y de carbón subbituminoso del norte de las Grandes Llanuras se están convirtiendo en recursos cada vez más importantes. Estos.depósitos de carbón son del Cretácico Superior al Paleogeno Inferior y son más extensos en las cuencas de W illiston y Powder River de Montana, Wyoming y Dakota del Norte y del Sur. Además de tener un bajo contenido de azufre, parte de este carbón está en capas de 30 a 60 m de grosor. La producción de oro de la costa del Pacífico, particularmente de California, proviene principalmente de gravas del Cenozoico. El oro se en cuentra en depósitos de placer, que se formaron como concentraciones de minerales separadas de los detritos de meteorización por procesos fluviales . También son importantes depósitos de otros minerales. Por ejemplo, los Estados Unidos tienen que importar casi todo el manganeso utilizado en la fabricación del acero. Los mayores depósitos de manganeso están en rocas cenozoicas de Rusia. Un depósito de m,olíbdeno de Colorado es el responsable de la producción de la mayor parte de este elemento en el mundo . La arena y la grava del Cenozoico, así como las evaporítas, las rocas de construcción y los depósitos de arcilla se extraen de áreas de todo el mundo. Los depósitos de arena y grava resultantes de la actividad glaciar son un recurso cuaternario valioso en muchas áreas glaciares. La m ayoría de la grava y de la arena del Pleistoceno se originaron como depósitos de llanu-

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ras de inundación, sedimentos o depósitos de esker. Gran parte de la arena y la grava de Estados Unidos se utiliza en la construcción y como base de las carreteras y relleno en la construcción de autopistas y vías férreas. La evaporación periódica de los lagos fluviales de la región de Death Valley, en California, durante el P leistoceno condujo a la concentración de muchos minerales evaporíticos, como el bórax. Durante los años 80 , el bórax se transportaba desde Death Valley con los famosos vagones de tren de 20 mulas. Otro recurso del Cuaternario es la turba, un gran recurso energético potencial que ha sido desarrollado en Canadá e Irlanda. Los terrenos de turba se formaron a partir de acumulaciones de plantas como resultado de las condiciones climáticas.

HISTORIA DE LA VIDA EN EL PALEOGENO Y NEOGENO a flora y la fauna de la Tierra siguieron evolucion ando durante la E ra Cenozoica a medida que fueron apareciendo cada vez m ás clases de plantas y animales conocidos. Y aunque en este capítulo hacemos m ás énfasis en la evolución de los mamíferos, deberíamos ser conscientes de otros acontecimientos importantes de la vida . Las plantas con flores continuaron dominando las comunidades de plantas terrestres, los grupos de aves actuales evolucionaron durante el Paleogeno y algunos invertebrados marinos siguieron diversificándose, dando lugar, con el tiempo, a la fauna marina de hoy en día. Los mamíferos coexistieron con los dinosaurios durante m ás de 100 millones de años, aunque el registro fósil del Mesozoico índica que no eran abundantes, n i diversos, ni muy grandes. Las extinciones a finales del Mesozoico eliminaron a los dinosaurios y a algunos de sus parientes, creando así oportunidades de adaptación que los m amíferos aprovecharon rápidamente. La «Edad de los mamíferos» , como se conoce comúnmente a la Era cenozoica, había comenzado.

Los invertebrados marinos

y el fitoplaneton El ecosistema marino del Cenozoico estaba poblado por aquellas plantas, anímales y organismos unicelulares que sobrevivieron a las extinciones del Mesozoico. Grupos de invertebrados del Cenozoico especialme nte prolíficos fueron los foraminíferos , los radiolarios, los corales, los briozoos, los moluscos y los ~quinoideos . En general, la

HI STOR IA DE LA V ID A E

comunidad de invertebrados marinos se hizo más provincial durante el Cenozoico debido al cambio de las corrientes oceánicas y a las diferencias de temperatura con la latitud. Sólo unas pocas especies de cada grupo principal de fitoplancton sobrevivieron en el Cenozoico. Los cocolitóforos , las diatomeas y los dinoflagelados se recuperaron de su reducción en número del Cretácico Superior. Las diatomeas fueron particularmente abundantes durante el Mioceno, probablemente debido al incremento de volcanismo durante esa época. Las cenizas volcánicas aumentaron la cantidad de sílice disuelta en el agua marina que las diatomeas utilizaron para construir sus esqueletos. Los foraminíferos fueron un componente importante de la comunidad de invertebrados marinos del Cenozoico. Aunque dominadas por formas relativamente pequeñas (• Figura 23.11), incluían algunas formas excepcionalmente grandes que vivían en las aguas cálidas del mar de Tethys. Las conchas de estos foraminíferos más grandes se acumularon y formaron gruesas rocas calizas , algunas de las cuales utilizaron los antiguos egipcios para construir las pirámides de Gizeh. Los corales, que habían cedido su papel de cons tructores a los rudistas durante el Cretácico Medio, volvieron a convertirse en los principales constructores de arrecifes durante el Cenozoico . Otros filtradores, como los briozoos y los crinoides, fueron también abundantes durante el Cenozoico. Es posible que los invertebrados marinos menos importantes del Cenozoico fueran los braquiópodos , con menos de 60 géneros supervivientes en la actualidad. Durante el Mesozoico, los bivalvos y los gasterópodos eran dos de los principales grupos de invertebrados

EL PA L EOGENO Y

EOGENO

683

marinos , y tenía~ una marcada apariencia moderna. Después de la extinción de los amonites y belemnites a finales del Cretácico, la fauna cefalópoda del Cenozoico consistía en nautíloideos y cefalópodos sin concha, como los calamares y los pulpos. Los equinoideos continuaron su expansión en el h ábitat infaunal y fueron particularmente prolíficos durante el Cenozoico. Durante esta época evolucionaron formas nuevas a partir de ancestros con forma de galleta.

Las aves del Paleogeno y Neogeno Los primeros miembros de muchos de los órdenes de aves actuales, incluidos búhos, h alcones, patos, pingüinos y buitres, evolucionaron durante el Paleogeno Inferior. Comenzando en la época del Mioceno , tuvo lugar un notable incremento en la variedad de aves cantoras, y h ace de 5 a 1O millones de años, muchos de los géneros de aves actuales ya existían. Incluso colibríes muy parecidos a los de hoy en día h abían evolucionado ya en el Oligoceno . Los pájaros se adaptaron a numerosos hábitats y continuaron diversificándose durante el Pleistoceno, pero desde entonces su diversidad ha disminuido ligeramente. Diversas variedades de aves grandes no voladoras existieron durante el Pleistoceno (del que hablaremos más adelante) y existen hoy en día , pero durante el p aleogeno y el Neogeno vivieron algunas aves depredadoras sorprendentes. Por ejemplo, el Diatryma, un ave no voladora de complexión robusta, que medía alrededor de 2 m de altura, vivió durante el Paleoceno y el Eoceno en N ortea mérica y Europa(• Figura 23.12). Se conocen alrededor de 25 especies de aves no voladoras de hasta 3 m de altura en Sudamérica, donde fueron los depredadores dominantes hasta que fueron reemplazados por grandes gatos y perros que migraron desde Norteamérica.

Diversificación de los mamíferos

(a)

(b)

• Figura 23.11 .

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·Foraminíferos de la Era Cenozoica (a) Cibicides americanus, una forma bentónica del Mioceno Inferior de Cal iforn ia. (b) Una forma planctónica, Globigerinoides fistu/osus, del Pl eistoceno, Pacífico Sur.

Entre los mamíferos vivos , los monotremas, como el ornitorrinco, ponen huevos, mientras que los marsupiales y los placentarios dan a luz a crías vivas. Los marsupiales nacen en una condición inmadura, casi embriónica, y continúan su desarrollo en la bolsa de la madre . Por el contrario, en los mamíferos placentarios, el amnios del huevo amniótico (véase la Figura 21.26) se ha unido a las paredes del útero , formando una placenta. Los nutrientes y el oxíge110 transportado desde lamadre al embrión a través de la placenta permiten a la cría desarrollars e de una forma mucho más completa antes del nacimiento.

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CA P Í T UL O 2 3

H I STOR I A DE L A V ID A Y DE L A T I E RR A EN EL CENOZO I CO

Oué haría

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Es usted un profesor de ciencias que, con una suerte sorprendentemente buena, recibe numerosos fósiles de mamíferos y plantas sin etiquetar de un generoso benefactor. Todos los fósiles provienen de rocas del Oligoceno y el Mioceno . No está muy interesado en la identificación de géneros y especies, pero quiere mostrar a sus alumnos diversas adaptaciones de los mamíferos con respecto a la dieta y a la velocidad. ¿Qué características de los cráneos, dientes y huesos le permitirían deducir qué animales eran herbívoros (pasteadores frente a ramoneadores) y cuáles carnívoros, y cuáles eran corredores veloces? Además, ¿podría utilizar las hojas fósiles para deducir algo sobre el clim a de la antigüedad?

• Figura 23.12 Restauración de Diatryma, un ave depredadora gra nde no vo ladora que medía más de 2 m de altura. Vivió durante el Paleoceno y el Eoceno en Norteamérica y Europa.

Un a prueba del éxito de los p lacentarios es que m ás del 90 % de todos los mamíferos, fósiles y vivos , son placentarios. Por el contrarío, a juzgar por el registro fósil , los m onotremas nunca han sido muy comunes y los únicos eje mplares vivos son los ornitorrincos y los oso s h ormigu eros con púas de la regió n australiana. Los m arsupiales h an tenido m ás éxito, al m enos en lo que concierne al número de esp ecies y a la distribución geográfica, p ero aun así h an quedado muy limitados a S udamérica y Australia. Aunque los primeros mam íferos ap arecieron durante el Triásico, la principal diversificación comenzó durante el Paleoceno y continuó a lo largo del C enozoico. Varios grupos de mamíferos del Paleoceno son considerados arcaicos, lo que significa qu e eran vestigios de la Era Mesozoica o que no dieron origen a ninguno de los m amíferos actuales (• Figura 23. 13) . Entre estos m amíferos estaban también los p rimeros roedores , conejos, p rima tes , carnívoros y m amíferos ungulados. Sin embargo, ni siquiera éstos han sido difere n ciados claramente de su s an cestros , y las diferen cias en tre h erbívoros y carn ívoros eran escasas. La m ayoría eran p equeños ; los m a-

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míferos grandes no aparecieron h asta el Paleoceno Superior y los primeros mam íferos terrestres gigantes n o hicieron su ap arición hasta el Eocen o(• Figura 23. 14) . La diversificación continu ó du rante el E oc eno, cu ando aparecieron varios tipos m ás de mamíferos, p ero si p udiéramos volver atrás y visitar esta época, probablemente n o reconoceríam os a m u chos de estos animales. Algunos nos resultarían vagamen te fa miliares , pero los ancestros de los caballos, camellos, rinocerontes y elefa ntes m os trarían p oco parecido con sus descendientes vivos . En la ép oca del Oligoceno, estaban presentes todos los grupos básicos de m am íferos existentes, es decir, los órdenes, p ero la diversificación prosiguió a m edida que aparecieron más fam ilias y gén eros conocidos. Los mam íferos del Mioce n o y del P liocen o eran principalmente m amíferos que p odríamos iden tificar fácilmen te, aunq u e había unos p ocos tip os inusuales (• Figura 23. 15 ).

Mamíferos del Cenozoico Los m amíferos surgieron a partir de unos reptiles conocidos como cinodontos duran te el Triásico Superior, por lo que dos tercios de su evolución se produjo durante la Era Mesozoica (véase el Capítulo 22). Sin embargo, desp u és de las extin ciones del Mesozoico, los mamífe ros em pezaron a diversificarse y pronto se convirtieron en los vertebrados terrestres más abundantes . Ahora, existen m ás de 4 .000 especies, que varían desde diminutas musarañas a gigantes como los elefantes y las ballenas. C uando la gente p ien sa en los mamíferos , lo h ace principalmente en las especies m ás grandes, como elefa n tes, caballos , ciervos, perros y gatos, p ero no se da n cu en ta de que la mayoría de los m amífe ros son pequeños

HISTORIA DE LA VIDA EN EL PALEOGENO Y · NEOGENO

685

• Figura 23.13 Los mamíferos arcaicos de la época del Paleoceno incluían animales como (1) el Protictis, un in cipiente carnívoro; (2) los insectívoros; (3) el Pti/odus, y (4) el Pantolambda, que medía alrededor de 1 m de altura.

• Figura 23.14 Los uintaterinos eran unos mamíferos del Eoceno del tamaño del rinoceronte con tres pares de protuberancias óseas en el cráneo y unos dientes caninos superiores en forma de sable.

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CAPITULO 23

H I STOR I A D E LA V IDA Y D E L A TI ERRA E N EL CENOZ OICO

• Figura 23.15

-----

Mural que muestra mamíferos del Plioceno de las praderas del oeste de Norteamérica. Incluye (1) el Amebeledon, un mastodo nte con co lm ill os en forma de pala; (2) el Teleocera s, un rinoceronte de patas cortas; (3) el Cranioceras, un mamífe ro ungulado con cuernos; (4) un roedor; (5) un conejo; (6) el Merycodus, un antilocapra extinto; (7) el Synthetoceras, un mamífero un gulado con un cuerno en el hocico ; y (8) el Pliohippus, un caba llo pasteador de un dedo.

y pesan m e nos de 1 kg. En realidad, con pocas excepciones, los roedores, insectívoros, conejos y murciélagos entran dentro de esta categoría y constituyen un 75% de todas las especies mamíferas . Estos animales se adapta- . ron a los microhábitats no aptos para mamíferos más grandes o, en el caso de los murciélagos, se convirtieron en los únicos mamíferos voladores. Teniendo esto e n cuenta, ahora prestaremos atención a algunos de los más

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grandes, esp ecialmente mamíferos ungulados, carnívoros , elefantes y ballenas.

Mamíferos ungulados . Ungulado es un término que se refiere a varios tipos de mamíferos con p ezuñas, pero especialmente a los pertenecientes a los órdenes de los Arti odáctilos y los Peris odáctilos. Alrededor d e 1 70 especies vivas de a ntílopes , camellos , jirafas, cier-

HI S TO R I A DE LA VID A E N EL PAL E OGENO Y NEOGENO

vos, cabras, pécarís, cerdos y otras son mamíferos ungulados de dedos pares o artiodáctilos, los ungulados vivos más comunes. Por el contrarío, sólo 16 especies de caballos, rinocerontes y tapires son perisodáctilos, o mamíferos ungulados de dedos impares. Como índica lo de dedos pares e impares, los artiodáctilos tienen dos o cuatro dedos mientras que los perisodáctilos tienen uno o tres(• Figura 23.16b). Todos los ungulados son herbívoros, pero algunos son pasteadores, lo que significa que se alimentan de hierba, y otros son ramoneadores, que se alimentan de hojas, brotes y ramitas tiernas de árboles y arbustos. Cuando la hierba crece a través del suelo, recoge diminutos pedazos de arena que son bastante abrasivos para los dientes, por eso los ungulados pasteadores desarrollaron molares de coronas altas resistentes a la abrasión (Figura 23 .16c). Por el contrarío, los ramoneadores nunca desarrollaron este tipo de molares.

687

Algunos ungulados son pequeños y dependen de la ocultación para evitar a los depredadores ; otros, como los rinocerontes, son tan grandes que sólo el tamaño es suficiente para desanimar a los depredadores, al m enos en el caso de los adultos. Pero muchos de los ungulados de tamaño más modesto son corredores veloces. Las adaptaciones para la carrera incluyen el alargamiento de algunos de los huesos de las extremidades, así como la reducción en el número d e elementos óseos, especialmente dedos. Además, las extremidades de los ungulados veloces son largas y delgadas (Figura 23. l 6a). Los viejos artiodáctilos del tamaño de conejos del Eoceno Inferior diferían poco de sus ancestros pero dieron origen a numerosas familias , varias de las cuales ahora están extinguidas(• Figura 23.17). Por ejemplo, los pequeños camellos de cuatro dedos aparecieron pronto en esta diversificación y eran comunes en N orteamérica cuando discurría el Pleistoceno. De h echo, la mayor par-

Perisodáctilos

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• Figura 23.16

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Tendencias evo lut ivas de los mamíferos con pezuñas. (a) Las extremidades largas y delgadas evo lucionaron cuando los huesos entre las muñecas y los dedos se hicieron más largos. (b) Los perisodáctilos tienen uno o tres d edos fu ncio nales, mientras que los artio d áctilos los dedos dos y cuatro. (c) Molares con la corona alta y cubiert os d e cemento (derecha), una adaptació n para pastar. Los dientes con corona baj a son t ípicos en muchos otros mamíferos, incluyendo los homb res y los cerd os, que comen una dieta vari ada.

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CAPITULO 23

HI S TORI A D E L A VID A Y D E L A TI E RR A E N EL CEN OZOICO

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• Figura 23.17 Relaciones entre los artiodáctilo s actuales y algunos de los ext intos. La mayoría d e los artiodáctilos son rumiantes, con la importante excepción de los cerdos y sus parientes, los pé caris y los hipopótamos. Los bóvidos, que incluyen doce nas de especies de ovejas, cabra s, antílopes y b isont es, son co n mucho los arti od áctil os más di versos y abundantes.

te de su evolución tuvo lugar en dicho continente y migraron durante el Plioceno a Sudamérica y a Asia, donde podemos verlos ahora. En realidad, los artiodáctilos existentes más comu nes son los bóvidos, repre sentados por e l ganado, las cabras, los bisontes y varias especies de antílopes. Aparecieron por primera vez en el registro fósil del Mioceno y continuaron diversificándose a lo largo del resto del Cenozoico. La mayor parte de la evolución bóvida tuvo lugar en Europa y en el norte de Asia, pero estas criaturas migraron al sur de Asia y a África, donde son más comunes hoy en día. Los perisodáctilos, caballos, rinocerontes, tapires, y los extintos titanotheres y chalicotheres están unidos por varias -características compartidas (véase la Figura 18.17). Es más, el registro fósil muestra que todos ellos evolucionaron de un antepasado común durante el Eóceno. Su diversidad se incrementó durante el Oligoceno, pero a partir de ahí han decrecido notablemente y

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ahora constituyen menos del 10% de la fauna mamífera con pezuñas del mundo. Los caballos tienen un registro fósil particularmente bueno , que muestra que el Equus actual evolucionó a partir de un diminuto antepasado del Eoceno (• Figura 23.18). La gran mayoría de su evolución tuvo lugar en Norteamérica. Los fósiles muestran varias tendencias, como un tamaño incrementado, alargamiento de las extremidades y el desarrollo de molares de corona alta, al convertirse los caballos en animales veloces que pastaban (Tabla 23.1 ). Sin embargo, hubo otra rama de caballos que llevó a pasteadores de tres dedos qu e se extinguieron durante el Pleistoceno.

Otros mamíferos: carnívoros, elefantes y ballenas. Durante el Paleoceno hicieron su aparición los miácidos, pequeños mamíferos carnívoros con extremidades cortas y fuertes. Estas pequeñas criaturas son los antepasados de todos los miembros posteriores del orden

HISTORI A D E LA VID A EN E L PALEOG EN O Y N EOGENO

689

• Figura 23.18

Equus (Pl eistoceno)

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1. J Pliohippus (Plioceno)

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Diagrama simp lificado que muestra alg unas de las te ndencias desde los primeros cab allos conocidos a los ca ba llos de un dedo y paste adores de hoy en día. Las tendencias most radas incluyen el incremento del ta.maño, la reducción del núm ero de dedos y el alargamiento de las pata s, y el desarrollo d e dientes de corona alta con su perficies de masticación comp lej as. Observemos que el Merychippus tiene tres dedos, m ientras que el Plioh ippus sólo tiene uno. Otra línea evolut iva de los ca ball os, no mostrada aquí, orig inó los ramoneadores de tres dedos ahora extintos.

Carnívora, que incluye , junto con otros, a los actuales perros, gatos, hienas, osos, comadrejas y focas. Todos ellos tienen dientes caninos bien desarrollados para morder y rasgar, y la mayoría desarrollaron también un par de dientes largos para raspar (• Figura 23. l 9a). Algunos de los fósiles de carnívoros más conocidos son los de los gatos dientes de sable, o como son llamados más comúnmente tigres dientes de sable (Figura 23. l 9b). Los elefantes (de la orden Proboscidea), los mamíferos terrestres más grandes, evolucionaron de antepasados del tamaño de cerdos durante el Eoceno. Y durante el Oligoceno, mostraron claramente una tendencia hacia el gran tamaño, un gran ho.cico (probóscide) y grandes colmillos. Los mastodontes con dientes adaptados para pas tar estaban presentes en el Mioceno, y durante el Plioceno los elefantes actuales y los mamuts se separaron a partir de un antepasado común. Duran te la mayor parte del Cenozoico, los elefantes estaban muy extendidos por los continentes del norte, pero ahora sólo existen dos especies, en el sur·de Asia y en África.

Tabla 23.1

Tendencias generales en la evolución del Cenozoico del caballo Equus actual 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

El tamaño se incrementa. Las patas y las pezuñas se hacen mayores, una adaptación para correr. Los dedos laterales quedan reduc idos a vestigios. Sólo el dedo número t res queda funciona l en el Equus. La espalda se estira y se fortalece. Los dientes in cisivos se hacen más anchos. La molarización de los premolares lleva a una fila continua de di entes para triturar la vegetación. Los dientes de masticación, molares y premolares, pasan a tener la corona alta y a estar cub iertos de cemento para triturar hierbas abrasivas. 8. Las superficies de masticación de los mo lares y premolares se hace n más complej as; t ambién es una adaptació n para la trituración d e hierbas abrasivas. 9. La parte front¡¡I de l cráneo y la mandíbula inferior se hacen más profundas para acomoda r los molares y premolares de corona alta. 10. La cara por d elante de los ojos se hace más larga para acomodar los dientes de coron¡i alta, 11. El cerebro se hace m ?yor y más complejo.

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CAPITULO 23

H l STO RI A D E LA V l DA Y DE LA T l ERRA E N EL CEN O ZOI CO

Dientes especializados en cortar

Dientes caninos

(a)

(b)

• Figura 23.19 (a) El crá neo y la mandíbula de los gatos muest ran los d ientes esp ecializados en cortar p resentes en los m amíferos carnívoros actuales. Observemos también los caninos alargados. (b) Un cie rto número de dientes de sab le del Cenozoico tiene ca ninos enormes. Éste es el d ientes d e sable del Oligoceno Euismilus.

Hemos m encionado brevemente a las ballenas en el Capítulo 18 en Fósiles: ¿Qué aprendemos de ellos?, mencionando que hasta hace poco no se conocía casi nada de su transición de antepasados terrestres a ballen as totalmente acuáticas. Aunque hay un cierto número de preguntas que permanecen sin respuesta, los fósiles disponibles en la actualidad indican que las ballenas aparecieron durante el Eoceno Inferior y que en el Eoceno Superior se diversificaron y se extendieron. Las ballenas del Eoceno todavía tenían extrem idades traseras vestigiales, sus dientes eran como los de sus antepasados terrestres, su orificio n asal no estaba en la parte superior de su cabeza y eran en sus proporciones bastante diferentes de las ballenas de hoy en día (• Figura 23.20). En el Oligo- · ceno evolucionaron los dos grupos de ballenas actuales, las ballenas con dientes y las ballenas con barbas.

FAUNA DEL PLEISTOCE~O

1

edicam os la mayoría de esta sección a la evolución de los primates, particularmente los homínidos, qu e incluyen a los humanos de hoy en día. Como orden, los primates evolucionaron en el Cretácico Sup erior, pero los que nos interesan aquí datan del Plioceno y del P leistoceno. Cómo ocurre con los mamíferos distintos de los primates, la mayoría del género actual evolucionó en el

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Pleistoceno. De hecho, tendríamos poca dificultad para reconocer a la mayoría de los mamíferos del Pleistocen o; sólo unos pocos tipos atípicos que persistieron de épocas anteriores están ahora extintos. Un buen ejemplo es el de los chalicotéridos, un grupo de mamíferos parecidos a los caballos con garras en su s p ies delanteros (véase la Figura 18.1 7). De la misma forma, reconoceríamos a la m ayoría de las aves del Pleistocen o, p ero algunas especies grandes terrestres se h an extinguido.

Mamíferos y aves Uno de los aspectos más notables de la fauna mamífera del Pleistoceno es que existieron especies muy grandes. Por ejemplo, en N orteam érica h abía m astodontes y mamu ts, bison tes gigantes, perezosos terrestres enormes, camellos gigantes y castores de unos 2 m de alto hasta los hombros (• Figura 23.21 ). Canguros de 3 m de alto, wombats del tamaño de rinocerontes, leones marsupiales del tamaño de leopardos y grandes ornitorrincos caracterizaban la fauna del Pleistoceno de Au stralia . En Eu ropa y en partes de Asia vivían osos cavernarios, elefantes y el ciervo gigante comúnmente conocido como alce irlandés, con una cornamenta de 3 ,35 m de amplitud. La tendencia evolutiva hacia estos cuerpos grandes quizá fue una adaptación a las temperaturas m ás frías d el Pleistoceno. Los animales grandes tienen proporcionalmente m enos área de superficie en comparación con su volume n y, por tanto , retien en el calor d e fo rma m ás efectiva que los animales más pequeños.

FAUNA DEL PLEISTOCENO

Pakicetus (Eoceno Inferior)

Protocetus (Eoceno Medio)

Basilosaurus (Eoceno Medio-Superior)

Toothed Whales

Baleen Whales (Actualidad)

Protocetus length: hasta alrededor de 6,5 m

Antepasado terrestre (Eoceno Inferior)

(a)

691

1

Basi/osaurus length: hasta alrededor de 20 m

(b)

• Figura 23.20 (a) Cladograma que muestra las relaciones entre algu nos fósiles de ba llenas vivas y sus antepasados terrestres. Observemos q ue el Pakicetus tiene extremidades ocultas bien desarrolladas, pero sólo permanecen vestigios en el Protocetus y en el Basilosaurus. (b) Restauración de un Protocetus y de un Basilosaurus. Aunque el Basi/osaurus era una ba llena t otalmente ~cuática, difiere considerablemente de las de hoy en día. Fuente: (a) Reimpreso con permiso de Mammalian Evolution in Major Features of Vertebrate Evolution, Short Course on Paleontolgoy, núm. 7, Dr. R. Prothero y R. M. Schoch (eds.).

Además de los mamíferos, hay otros animales vertebrados del Pleistoceno que eran de dimensiones impresionantes. Los moas gigantes de Nueva Zelanda y las aves elefante de Madagascar eran muy grandes, y Australia tenía aves gigantes de hasta 3 m de alto que pesaban cerca de 500 kg y lagartos de 6,4 m de longitud que pesaban 585 kg Los pozos de brea de Rancho La Brea , del sur de California, contienen los restos de al menos 200 tipos de anímales. Muchos de ellos son fósiles de grandes lobos, dientes de sable y otros mamíferos, pero algunos son restos de aves, especialmente aves de presa, y un buitre gigante con una amplitud de alas de 3 ,6 m.

La evolución de los primates Los Primates son difíciles de caracterizar como un orden porque carecen de las fuertes especializaciones encontradas en muchos otros órdenes de los mamíferos. Sin embargo, podemos señalar varias tendencias en su evolución que nos ayudarán a definir a los primates y que están relacionadas con su antecesor arbóreo, o habitante de los árboles , Incluyen cambios en el esqueleto y en el modo de locomoción; un incremento del tamaño del cerebro; un paso a menor número de dientes más pequeños y menos especializados y la evolución a una visión estereoscópíca y una mano prensil con un pulgar

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CA PITULO 23

HISTORIA DE LA VIDA Y D E LA TIE RRA E N EL CENOZO ICO

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(b)

• Figura 23.21 (a) Un mural de Charles R. Knight mostrando los mamíferos del Pl eistoceno Superior de Rancho La Brea, California. Hay un diente d e sable y un buitre gigante al frente. Observemos la manada de mamuts en la distancia. (b) Entre los diversos mamíferos del Plioceno y del Pleistoceno de Florida estaban los perezosos gigantes de 6 metros de longitud y los mamífe ros acorazados co nocidos como glyptodontes, que pesaban más de dos toneladas métricas. También eran com unes los caballos, los camellos, los elefantes, los carn ívoros y un cierto número de roedores.

opuesto. No todas estas tendencias se han reproducido en todos los grupos de primates, ni han evolucionado hasta el mismo punto en cada uno de ellos. De hecho, algunos primates han retenido ciertas características primitivas, mientras que otros muestran todas o casi todas estas tendencias. El orden de los primates se subdivide en dos subórdenes (Tabla 23 .2). Los prosimios, o primates menores, que incluyen los lemures, lorises, tarsiers y las musarañas; son el linaje más antiguo de primates, con un regis-

tro fósil que se extiende h asta el Paleoceno. En algún momento durante el Eoceno Superior, los antropoides, o primates superiores, que incluyen_a los monos, los gorilas y los humanos, evolucionaron a partir del linaje de los prosimios. En el Oligoceno, los antropoides eran un grupo bien establecido, habiendo evolucionado por aquella época tanto los monos del Viejo M undo (África, Asia) como los del Nuevo Mundo (América Central y del Sur). Los homínidos, el grupo que contiene a los gorilas y a los humanos, se separó de los monos del Viejo M undo en algún momento del M ioceno, pero todavía se debate el momento exacto. Sin embargo, está generalmente aceptado que los homínidos evolucionaron en África.

Tabla 23.2

Clasificación de los primates Orden Primat es: Lemu res, lorises, ta rsiers, monos, gorilas, humanos Suborden Prosimii: Lemures, lorises, tarsiers (primates inferiores) Suborden Anthropoidea: M onos, goril as, humanos (prim ates superiores) Sup erfamilia Hominoidea: Gorilas, humanos Familia Hominidae: Humanos

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Homínidos Los homínidos (familia Hominidae), la familia de primates que incluye a los humanos actuales y a sus antepasados extinguidos (Tabla 23.2), tienen un registro fósil que se extiende h acia atrás casi 7 millones de años. Hay varias características que los distinguen de otros hominoides. Los homínidos son bípedos, tienen una postura erguida, lo que está indicado por varias·modificaciones en su esqueleto (• Figura 23.22a, b). Además, muestran una tendencia hacia un cerebro grande e internamente

693

!'AUNA DE L PL E I STO C E NO

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Parietal

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• Figura 23.22

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• Figura activa 23.24

Comparación entre la locomoción cuadrúpeda y bípeda en los gorilas y los humanos. (a) En los gorilas, el hueso isquión es largo y. toda la pelvis está inclinada hacia la horizonta l. (a) En los humanos, el hueso isquión es más corto y la pelvis es vertical. (c-e) Es evidente el incremento del t amaño del cerebro y su o rganización al comparar los cerebros de (c) un mono del N uevo Mundo, (d) un. gran gorila y (e) un humano cont emporáneo.

reorganizado (Figura 23.22c-e). Otras características incluyen una cara reducida y unos dientes caninos también reducidos, alimentación omnívora, destreza manual incrementada y el uso de herramientas sofisticadas. Muchos antropólogos piensan que estas caracte rísticas homínidas evolucionaron en respuesta a cambios climáticos importantes que comenzaron durante el M ioceno y continuaron en el Plioceno. Durante esa época, las grandes sabanas reemplazaron a los bosques tropicales lluviosos africanos donde los primates inferiores y los monos del Viejo Mundo habían sido tan abundantes. Al expandirse las sabanas y los pastos, los homínidos hicieron su transición de la vida en los bosques a una vida en un entorno mixto de bosque y pasto.

En este momento no hay un consenso claro sobre la historia evolutiva del linaje de los homínidos. Esto se debe al registro fósil incompleto de los homínidos y a los nuevos descubrimientos, y también a que algunas especies seconocen sólo por especím en es parciales o fragm entos de huesos. Hay falta de acuerdo incluso en el número total de especies de homínidos. Una explicación exhaustiva de todas las especies propuestas de homínidos y de los distintos esquemas en competencia de su evolución está fuera del alcance de este capítulo. Sin embargo, vamos a resumir brevemente las especies generalmente aceptadas (• Figura 23.23 ) y a presentar algunas de las teorías actuales sobre la evolución de los homínidos. Recorde m os que aunque el registro fósil de la evolución de los homínidos

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CAPITULO 2 3

HISTORIA D E LA V I DA Y D E L A TIERRA E N EL CE N O Z O ICO

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Sahelanthropus tchadensis

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Orrorin tugenensis Ardipithecus ramidus kadabba Ardipithecus ramidus ramidus



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Australopithecus anamensis Australopithecus afarensis Austra/opithecus africanus Australopithecus boisei Australopithecus robustus Hamo habilis Hamo erectus

-

Hamo sapiens

• Figura 23.23 Los ra ngos geológicos para las especies general ment e aceptadas de homín idos.

no está completo, lo que hay está bien documentado. E s más, la interpretación de dicho registro fósil provoca el debate frecuentemente vigoroso y algunas veces enconado relacionado con nuestra historia evolutiva. Descubierto en el n orte del desierto de Djurab del Chad en julio de 2002, el viejo cráneo y los restos dentales de cerca de 7 millones de años del Sa h.elanthropus tchadensis h acen de él el homínido más antiguo conocido ya desenterrado y muy cercano al tiempo en que los humanos se separaron de nuestros parientes vivos más cercanos, los chimpancés (• Figura 23.24). Se h a presentado la hipótesis de que el Sahelanthropus tchadensis era bípedo, pero hasta que se encuentren huesos de sus piernas y pi es, es to sigue siendo una conjetura. El siguiente homínido más antiguo es el Orrorin tugenensis, cuyos fósiles se han datado como de 6 millones de años de antigüedad y consisten en trozos de mandíbula, dientes sueltos, un dedo, un brazo y huesos parciales de la parte superior de la pierna (Figura 23.23). Ac tualmente todavía está e n debate dónde exac tamente cuadra el Orrorin tugenensis en el linaje homínido. En algún momento entre los 5,8 y los 5,2 millones de años atrás, otro homínido, el Ardipithecus ramidus kadabba, vivía en el este de África. Aunque algunos paleoantropólogos piensan que tanto el Orrorin tugenensis como el Ardipithecus ramidus kadabba eran bípedos h a-

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• Figura 23.24 De scubierto en el Chad en 2002 y datado con cerca de 7 millones de años de ant ig üedad, este cráneo de Sahelanthropus tchadensis es actualmente el hom ínido más antiguo conocido (la rama de los primates que incl uye a los humanos actua les y a sus antep asados extinguidos).

F AUNA D E L PLEISTOCE N O

bituales y, por tanto, estaban en la línea directa de la evolución de los hu manos, otros no están tan seguros de la evidencia fósil y se reservan el juicio. Hasta que se encuentren y se a nalicen más evidencias fósiles, apoyar cualquier esquema evolutivo único de la evolución de los homínidos presentado aquí sería prematuro.

Australopitecos. Australopiteco es un nombre colectivo que se utiliza para todos los m iembros del género Australopithecus del Plioceno y el Pleistoceno. Actualmente h ay cinco especies reconocidas: A. ana mensis, A. afarensis, A. africanus, A. robustus y A. boisei. Muchos paleontólogos aceptan el esquema evolutivo en el que el A. anamensis, el australopiteco m ás antiguo

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conocido, es antepasado del A . afarensis, que a su vez es antepasado del A. africanus y del género Hamo ; así como de la rama lateral de los australopitecos represen tada por el A. robustus y el A. boisei. El australopiteco más antiguo conocido es el Australopithecus anamensis. Descubierta en Kanapoi, un lugar cerca del Lago Turkana, Ke nia, por Meave Leakey, del National Museums of Kenya, y sus coleg¡is, esta especie bípeda de 4,2 millones de años tiene muchas características en común con su pariente más joven, el Australopithecus afarensis, aunque es más primitiva en otras características, como sus dientes y su cráneo. E1Australopithecus afarensis (• Figura 23.25), que vivió de 3,9 a 3,0 millones de años atrás, era totalmente bí-

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• Figura 23.25 Recreación de un paisaje del Plioceno que muestra a miembros del Australopithecus afarensis reunie ndo y com iendo varias frutas y semillas.

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CAPITULO 23

HISTORI A DE LA V IDA Y DE LA TIERRA EN EL CE N O Z OICO

pedo y mostraba gran variabilidad en su tamaño y en su peso. Los miembros de esta especie medían de 1a1,5 m de alto y pesaban entre 29 y 45 kg. Tenían un volumen de cráneo de 380 a 450 centímetros cúbicos (ce), mayor que los 300 a 400 ce de un chimpancé pero bastante más pequeño que el de los humanos actuales (1.350 ce de media). El cráneo del A. afarensis m antenía muchas características de los gorilas,. incluyendo grandes protuberancias frontales y una mandíbula prominente, pero sus dientes eran intermedios entre los de los gorilas y los de los humanos. Los molares, muy esmaltados, eran probablemente una adaptación para m asticar frutas, semillas y raíces (Figura 23.25). Al A. afarensis le sucedió el Australopithecus africanus, que vivió de 3,0 a 2,3 millones de años atrás. Las diferencias entre estas dos especies eran relativamente menores , aunque el A. africanus era ligeramente más grande y con una cara más aplanada y tenía un cerebro algo más grande. Tanto el A. afarensis como el A. africanus difieren de las especies también llamadas robustas, el A. boisei (2,6 a 1,0 millones de años atrás) y el A. robustus (2,0 a 1,2 millones de años atrás), ninguna de las cuales tiene descendientes evohJ.tivos .

La mayoría de los científicos aceptan la idea de que los australopitec os robustos forman un linaje separado ele los demás australopitecos que se extinguió h ace un millón de años .

El linaje humano. E l primer miembro ele nuestro propio género Hamo es el Hamo habilis, que vivió de 2,5 a 1,6 millones de años atrás. El H. habilis evolucionó de los linajes A. afarensis y A. africanus y coexistió con el A. africanus cerca de 200.000 años (Figura 23.25) . El H. habilis tenía un cerebro más grande (70 0 cm 3 de media) que sus antepasados a ustralopitecos, pero también tenía dientes m ás pequeños. La transición evolutiva del H. habilis al H. erectus parece que ocurrió en poco tiempo, entre 1,8 y 1,6 millones de años atrás. En contraste con los australopitecos y el H. habilis, que eran desconocidos fuera ele África, el Hamo erectus era una especie muy extendida, que migró desde África durante el Pleistoceno (• Figura 23.26). Aunque el H. erectus desarrolló variaciones regionales e n su forma, la especie difiere de los humanos actuales en varios detalles. El tamaño de su cerebro, de 800 a 1.300 cm 3 , aunque mucho mayor que el del H. habilis, todavía era

• Figura 23.26 ----- - - - -

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Recreación de una escena del Pleistoceno en Eu ropa, donde los miembros del Horno erectus están utilizando fuego y herram ientas de p iedra. .

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FAUNA DE L PLEI S T OCENO

menor que la media del Hamo sapiens (1.350 cm 3 ) . El cráneo del H. erectus tenía paredes gruesas, su cara era enorme, tenía protuberancias frontales prominentes y sus dientes eran ligeramente más grandes que los de los humanos de hoy en día. El H . erectus era comparable en tamaño al de los humanos modernos, entre los 1,6 y 1,8 m de alto y pesaba entre 53 y 63 kg. El registro arqueológico indica que el H. erectus fabricaba herramientas. Es más , algunos sitios muestran evidencias de que sus miembros utilizaban el fuego y vivían en cuevas, una ventaja para aqu ellos que vivían en climas más septentrionales (Figura 23.27). Actualmente hay un debate acalorado sobre la transición del Hamo erectus a nuestra especie, el Hamo sapiens. Los paleoantropólogos están divididos en dos posturas. A un lado están aquellos que defienden el punto de vista «fuera de África», según el cual nuestros ancestros, los Hamo erectus, migraron de África en una época tan reciente como hace 100.000 años y habitaron Europa y Asia, conduciendo a la población homínidéj anterior a la extinción. La explicación alternativa, la hipótesis «multirregional», mantiene que los primeros humanos modernos no tuvieron un origen aislado en África, sino que establecieron poblaciones separadas por toda Eurasia. El contacto ocasional y el cruce entre estas poblaciones

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permitieron a nuestra especie mantener su cohesión general manteniendo las diferencias regionales que se ven en la gente de hoy en día. Independientemente de qué teoría demuestre ser la correcta, es bastante seguro que nuestra especie, el H. sapiens, evolucion ó del H. erectus. Es probable que los fósiles de humanos más famosos sean los de los Neandertales, que habitaron Europa y el Oriente Próximo de 200.000 ·a 30.000 años atrás (• Figura 23 .27). La diferencia más notable entre los N eandertales y los humanos actuales está en el cráneo. Los cráneos de los Neandertales eran largos y bajos, con protuberancias frontales grandes, una boca sobresaliente y un mentón débil y hundido. Su cerebro era ligeramente más grande de media que el nuestro y tenía una forma distinta. El cuerpo del Neandertal era más grande y musculoso que el nuestro, con extremidades más cortas, parecidas a las de la gente adaptada al frío de hoy en día. Basándonos en los especímenes de más de 100 sitios, ahora sabemos que los Neandertales no eran muy diferentes de nosotros, sólo más robustos. Los Neandertales europeos fueron los primeros humanos en trasladarse a lugares realmente fríos, soportando inviernos miserablemente largos y veranos cortos según se movían h acia el norte, a terrenos de tundra. Sus restos se encuentran principalmente en cuevas y en habitáculos de roca parecidos a cabañas, que también contienen un cierto número de he-

• Figura 23.27

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Evidencias arqueológicas indican que los Neandertales vivían en cuevas y participaban en enterramient os rituales, como muestra esta pintura de una cerem onia ritual como la ocurrida hace 60.000 años en Shanidar Cave, lrak.

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CAPITULO 23

HISTORI A D E LA V I DA Y DE LA TIER RA EN E L CENOZOICO

rramientas de piedra especializadas y de armas. Es más, las evidencias arqueológicas indican que los Neandertales normalmente cuidaban a sus heridos y enterraban a sus muertos, frecuentemente con artículos como herramientas, comida y quizá incluso flores (Figura 23.27). Hace cerca de 30.000 años, humanos que se parecían mucho a los europeos modernos se trasladaron a la región habitada por los Neandertales y los reemplazaron completamente. Los Cro-Magnones, el nombre dado a los sucesores de los Neandertales en Francia, vivieron de 35.000 a 10.000 años atrás; durante este período el desarrollo del arte y la tecnología sobrepasó con mucho cualquier cosa vista en el mundo hasta aquel momento. Utilizando pinturas hechas de óxidos de manganeso y hierro, la gente de Cro-Magnon pintó cientos de escenas en los techos y las paredes de las cuevas en Francia y España, donde muchas de ellas existen aún hoy en día. Con la aparición de los hombres del Cro-Magnon, la evolución de los humanos se convirtió en algo casi enteramente cultural en lugar de biológico. Desde la evolución de los Neandertales, hace cerca de 200.000 años, los humanos han pasado de la edad de' piedra a la tecnología que n os h a permitido visitar otros planetas con naves espaciales y hacer que los hombres pisen la Luna. Queda por ver cómo utilizaremos esta tecnología en el futuro y si continuaremos como una especie, evolucionaremos a otras especies o nos extinguiremos como muchos grupos lo han hecho antes que nosotros.

Extinciones durante el Pleistoceno Las extinciones se han producido de forma continua durante la historia ·de la vida, pero hay momentos de extinciones en masa donde la diversidad biótica de la Tierra desciende drásticamente, como al final de las eras Paleozoica y Mesozoica. En marcado contraste, las extinciones del Pleistoceno fueron bastante modestas, pero tuvieron un profundo efecto en el género de los mamíferos terrestres más grandes, aquellos que pesaban más de 40 kg, y en algunas de las aves voladoras más grandes. El golpe fue particularmente duro en Australia y en el continente americano. En Australia, 15 de los 16 géneros de grandes mamíferos del continente desaparecieron, Norteamérica perdió 33 de los 45 géneros de grandes mamíferos y en Sudamérica se extinguieron 4 6 de los 58 géneros de este tipo. En contraste, Europa perdió sólo 7 de los 23 géneros de este tipo y en África, al sur .del Sahara, sólo 2 de los 44 desaparecieron. Estos hechos llevan a hacernos tres preguntas: ( 1) ¿Qué causó las extinciones del P leistoceno? (2) ¿Por qué estas extinciones eliminaron principalmente grandes m amíferos? (3) ¿Por qué fueron las extinciones más severas en Australia y en América? No hay una explicación com-

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pletamente satisfactoria, pero hay dos hipótesis actualmente en debate. Una mantiene que los rápidos cambios climáticos al final del Pleistoceno causaron las extinciones, mientras que la otra, llamada matanza prehistórica, mantiene que los cazadores humanos fueron los responsables. Se produjeron rápidos cambios en el clima y en la vegetación en la mayoría de la superficie de la Tierra durante el final del Pleistoceno, al empezar a retroceder los glaciares. Las tundras de N orteamérica y del norte de Eurasia fueron reemplazadas por coníferas y bosques de hojas an chas al prevalecer condiciones más cálidas y húmedas. La flora de la región del Ártico cambió de la herbácea productiva que daba soporte a los grandes i;namíferos a otra de tundra relativamente árida y carente de agua que daba soporte a una fauna más escasa. La región del suroeste de Estados Unidos también cambió de un área húmeda con numerosos lagos, donde habitaban los dientes de sable, los perezosos gigantes y los mamuts a un entorno semiárido incapaz de dar soporte a una fauna diversa de grandes mamíferos. Es cierto que los rápidos cambios en el clima y en la vegetación pueden afectar a las poblaciones de animales, pero la hipótesis del clima presenta problemas. Para empezar, ¿por qué no migraron los grandes mamíferos a hábitats más benévolos al cambiar el clima y la vegetación? Después de todo, muchas otras especies de animales lo hicieron. Por ejemplo, el reno y el zorro ártico vivieron en el sur de Francia durante la última glaciación y migraron al Ártico cuando el clima se hizo más templado. El segundo problema es una aparente falta de correlación entre las extinciones y los primeros avances y retrocesos glaciares durante el Pleistoceno. Los cambios de clima anteriores no estuvieron marcados por episodios de extinciones en masa. Los que proponen la hipótesis de la matanza prehistórica dicen que las extinciones en masa de Norte y Sudamérica y Australia coinciden totalmente con la llegada de los humanos. Es posible que los cazadores tuvieran un tremendo impacto en la.s faunas de Norte y Sudamérica hace unos 11.000 años porque los animales no tenían experiencia previa con los humanos. Lo mismo ocurrió mucho antes en Australia poco después de que llegara la gen te, hace unos 40.000 años . No se produjeron extinciones a gran escala en África y en la mayoría de Europa porque los animales de estas regiones estaban muy familiarizados con los humanos. Un problema de esta hipótesis es que las evidencias arqueológicas indican que los primeros habitantes humanos de N orte y Sudamérica, así como de Australia, probablemente vivían en comunidades p equeñas y sep aradas, reuniendo comida y caza. ¿Cómo podrían unos pocos cazadores diezmar tantas especies de grandes m a míferos? Sin embargo, los humanos h a n causado grandes extinciones en islas oceánicas. Por ejemplo, en

RESUMEN DEL CAPfTULO

un período de unos 600 años después de su llegada a Nueva Zelanda, los humanos exterminaron varias especies del gran ave no voladora llamada moas. Un segundo problema es que los cazadores de hoy en día se concentran en animales más pequeños, más abundantes y menos peligrosos. Aparecen restos de caballos, renos y otros animales pequeños en muchos sitios prehistóricos de Europa, mientras que los restos de mamuts y rinocerontes lanudos escasean. Para terminar, aparecen pocos artefactos humanos entre los restos de los animales extintos de Norte y Sudamérica y hay pocas evidencias de que se cazaran estos

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animales. En contra de este argumento está la afirmación de que el impacto en la fauna anteriormente no cazada fue tan rápido que dejó pocas evidencias. La razón de las extinciones de los grandes mamíferos del Pleistoceno está todavía sin resolver y probablemente permanecerá así algún tiempo. Es posible que las extinciones fueran el resultado de una combinación de circunstancias diferentes . Las poblaciones que ya estaban bajo presión por los cambios climáticos quizá fueran más vulnerables a la caza, especialmente si los objetivos preferidos eran las hembras pequeñas y los animales más jóvenes.

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RECAPITULACION Resumen del capítulo La tectónica Cenozoica estaba concentrada en los cinturones Alpino-Himalayo y circum-Pacífico. Cada cinturón está compuesto por áreas más pequeñas de deformación llamadas orógenos. La evolución del Cenozoico de la Cordillera Norteamericana incluyó la deformación durante la orogenia Laramide, tectónica extensional que condujo a estructuras de cuencas y sierras, intensa actividad ígnea intrusiva y extrusiva , y levantamiento de bloques y erosión. Un modelo de la orogenia de Laramide implica una entrada casi horizontal de la placa en subducción por debajo de Norteamérica, lo que tiene como resultado bloqu es levantados fallados en el área de las Montañas Rocosas modernas. El levantamiento y la erosión del Cenozoico fueron el origen de la topografía de las montañas de los Apalaches. Al erosionarse los Apalaches, gran parte de los sedimentos se depositaron en la llanura costera Atlántica. • Grandes glaciares cubrieron cerca del 30% de la superficie terrestre de la Tierra durante el Pleistoceno.

Se reconocen cerca de 20 ciclos climáticos templado-

frío en el Pleistoceno por las evidencias encontradas en testigos de sondeos profundos en zonas marinas. Grandes partes de Norteamérica y de otros continentes del Hemisferio Norte estuvieron cubiertas por glaciares continentales varias veces durante el Pleistoceno. • Los recursos minerales del Cenozoico incluyen arena y grava, depósitos de placer de oro, algunos minerales evaporíticos como el bórax, y petróleo y gas natural. • Los grupos de invertebrados marinos que sobrevivieron a las extinciones del Mesozoico continuaron diversificándose, dando origen a la fauna de los mares de hoy en día. La fauna mamífera del Paleoceno estaba compuesta de vestigios del Mésozoico y varios órdenes nuevos. Durante esta época de diversificación mamífera se extinguieron varias especies, pero en el Eoceno estaban presentes la mayoría de los órdenes de mamíferos yivos . Los mamíferos placentarios parecidos a· las musarañas que evolucionaron durante el Cretácico Superior fueron los antecesores de los órdenes de mamíferos placentarios que evolucionaron durante el Cenozoico.

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CA PÍTULO 23

HI STOR I A D E LA V ID A Y DE LA T I ERR A EN EL C E N OZOICO

Entre las adaptaciones de los mamíferos ungulados (artiodáctilos y perisodáctilos ) tenemos las modificaciones en los dientes para pastar vegetación y cambios en sus extremidades para adquirir velocidad. La historia evolutiva de los caballos está particularmente bien documentada por fósiles, pero los científicos también saben mucho sobre la evolución de otros mamíferos ungulados, así como de los elefantes, las ballenas y algunos carnívoros. Los primates evolucionaron durante el Paleoceno. Hay varias pistas que nos ayudan a caracterizar a los primates y a diferenciarlos de otros órdenes de mamíferos, incluyendo un cambio en la estructura general del esqueleto y en el modo de locomoción, un incremento del tamafio del cerebro, la visión estereoscópica y la evolución de una mano prensil con un pulgar opuesto. Los primates están divididos en dos subórdenes : los prosimios y los antropoides. Los prosimios son el linaje primate más antiguo e incluyen a los lemures , lorises , tarsiers y a las musarafias arbóreas . Los antropoides incluyen a los monos del Nuevo y del Viejo Mundo, a los gorilas y a los homínidos , que son los humanos y sus antepasados extintos. El homínido más antiguo conocido es el Sahelanthropus tchadensis, que data de hace cerca de 7 millones de afios. Le siguió el Orrorin tugenensis hace 6 millones de afios y después dos subespecies de Ardipithecus de 5,8 y 4,4 millones de antigüedad, respectivamente. A estos primeros homínidos les siguieron los australopitecos, un

grupo totalmente bípedo que evolucionó en África hace 4,2 millones de afios. Actualmente hay cinco especies conocidas de australopitecos : Australopithecus anamensis, A. ajaren.sis, A. africanus, A. rohustus y A . boisei. El linaje humano comenzó hace unos 2,5 millones de años en África con la evolución del Homo habilis, que sobrevivió como especie hasta hace aproximadamente 1,6 millones de afios. El Homo erectus evolucionó del H. habilis hace aproximadamente 1,8 millones de afios y fue el primer homínido en migrar fuera de África . La transición del H. erectus al H. sapiens no está todavía resuelta. Actualmente no hay suficientes evidencias para determinar cuál de las dos hipótesis, la «fuera de África» o la «multirregional» es correcta. Los Neandertales habitaron Europa y el Oriente Próximo entre 200.000 y 30.000 afios atrás y no eran muy diferentes de nosotros , sólo más robustos y con una forma diferente del cráneo. Fabricaban herramientas especializadas y armas , aparentemente se hacían cargo de sus heridos y enterraban a sus muertos . Los Cro-Magnones fueron los sucesores de los Neandertales y vivieron de 3 5 .000 a 10.000 afios atrás. Eran cazadores nómadas muy habilidosos, formaban grupos de diversos tamafios y también fueron hábiles pintores de cuevas. Los humanos modernos sucedieron a los Cro-Magnones hace cerca de 10.000 afios y se han esparcido por todo el mundo.

Términos clave artiodáctilo (pág. 687) australopitecos (pág. 695) cordillera .de Norteamérica (pág. 669) Cro-Magnon (pág. 698) cuencas y sierras (pág. 673) homínido (pág. 692)

horno (pág. 696) mamífero marsupial (pág. 683) mamífero placentario (pág. 683) monotrema (pág. 683) Neandertal (pág. 697) orogenia Laramide (pág. 669)

pasteador (pág. 687) perisodáctilo (pág. 687) primate (pág. 691) ramoneador (pág. 687) ungulado (pág. 686)

Cuestiones de repaso 1.

La historia del Cenozoico de las Montafias Apalaches implica principalmente: a. _ _ movimiento a lo largo de una falla de transformación; b. _ _ levantamiento y erosión;

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c. _ _ intrusiones metamórficas e ígneas; d. _ _ levantamientos verticales durante la orogenía de Laramide; e. _ _pliegues superpuestos inducidos por compresión y fallas de empuje.

ACTI V ID A DES DE L A WOHLD WJDE WEB

2.

3.

Hay volcanismo en curso en la Cordillera de las Cascadas debido a: a. _ _la sedimentación de una llanura costera extensa; b. _ _ el origen de formaciones de hierro en bandas; c. _ _la presencia del mar epeírico de Tejas; d. _ _la subducción de la placa de Juan de Fuca; e. _ _ la formación de rifts a lo largo de la falla de San Andrés El linaje de primates más antiguo conocido es el de los: a. _ _prosimios; b. _ _ antropoides; c. _ _ homínidos; d. _ _pelicosaurios; e. _ _insectívoros.

¿Cuál de las siguientes características distinguen a los homínidos de otros hominoides?: a._ _ son bípedos; b. _ _ un cerebro grande e internamente reorganizado; c. _ _ una cara y unos dientes caninos reducidos; d. _ _uso de herramientas sofisticadas; e._ _ todas ellas.

11.

Explique cómo se diferencia la orogenia de Laramide de la mayoría de las orogenias en los bordes de placas convergentes.

12.

¿Qué tipo de evidencia indica que hubo glaciares generalizados durante el Pleistoceno?

13.

¿Cu áles son los tres grupos básicos de mamíferos y cómo se diferencian unos de otros?

¿Cuáles fy.eron los primeros homínidos en migrar fuera de Africa y de los que evolucionaron los hum anos actuales?: a. _ _Australopithecus robustus; b. _ _Ardipithecus ramidus; c. _ _Homo habilis; d. _ _Homo erectus; e._ _ Homo sapiens.

14.

Durante el Paleozoico, el este de Norteamérica experimentó una deformación considerable, mientras que durante el Mesozoico y el Cenozoico, la mayor parte de la deformación tuvo lugar en la parte oeste del continente. ¿Cuál es la razón de este cambio de patrón de la deformación?

15.

Res uma las evidencias en pro y en contra de la hipótesis de la matanza prehistórica.

La historia del Cenozoico de la Provincia de Cuencas y Sierras implica: a. _ _falla de bloques a gran escala; b. _ _levantamiento generalizado con poca deformación; c. _ _ sedimentación de carbonato en un mar tropical poco profundo; d._ _ erosión profunda por glaciares continentales; e. _ _ impacto de un meteorito y volcanismo.

16.

Resuma brevemente la historia geológica del Cenozoico en los Montes Apalaches.

17.

¿Cómo se han modificado los dientes de algunos ungulados para pastar?

18.

¿Cómo demuestra el registro fósil que animales tan diferentes como los caballos y los rinocerontes evolucionaron de un antepasado común? (Pista: véase también el Capítulo 18.)

El gran tamaño del cuerpo de los mamíferos durante

19.

¿Qué factores piensa que influirán en el curso futuro de la evolución humana? ¿Podremos controlar como especie la dirección que tome la evolución?

5.

Los animales ungulados con dientes adaptados para una dieta de hierba se conocen como: a. _ _ramoneadores; b. _ _monotremas; . c. _ _ miácidos; d. _ _pasteadores; e. _ _carnívoros.

8.

9.

Aunque probablemente hubo muchas etapas glaciares en el Pleistoceno en Norteamérica, las cuatro ahora reconocidas son: a. _ _ N ebraska-Kansas-Illinois-Wisconsin; b. _ _Athabascan-Ontarioan-Iowan-Pennsylvanian; c._ _ Mississippian-Cambrian-AlbanianYarmouthian; d. _ _ Aftonian-Ohioan-Kerituckyan-Lahontan; e. _ _Kewatin-Labradoran-Canadian-Missoulan.

Una gran área de coladas de lava solapados del noroeste de Estados Unidos es: a. _ _la Provincia de Cuencas y Sierras; b. _ _ el mar epérico de Texas; c. _ _los basaltos del Río Columbia; d. _ _la meseta del Colorado; e._ _la llanura costera del Golfo.

7.

b. _ _ depredación incrementada; c. _ _veranos más largos ; d. _ _ elevaciones más bajas; e. _ _ habitar en planicies cubiertas de hierba.

10.

4.

6.

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el Pleistoceno puede haber sido una adaptación para: a. _ _ temperaturas más frías;

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Soluciones

Cuestiones de repaso Capítulo 1 l. d; 2. e; 3. e; 4. d; 5. b; 6. d; 7. e; 8. e; 9. a; 10. b; 11. e

Capítulo 13 l. d; 2. b; 3. e; 4. d; 5. b; 6. a; 7. d; 8. e; 9. d

Capítulo 2

Capítulo 14 l. e; 2.c; 3. a;4.c; 5. d; 6. b; 7. d; 8. b; 9. a; 10. e

l. b; 2. e ; 3: b; 4. -c; 5. e; 6. e; 7. e; 8. a; 9. e; 10. a

Capítulo 3 l. b; 2. e; 3. a; 4. e; 5. b ; 6. a; 7. d ; 8. e; 9. e; 10. b

Capítulo 15 l. e; 2. b; 3. d;4. d; 5. d;6. e; 7. d; 8. c; 9. d; 10. b

Capítulo 4 l. c;2.e; 3. a;4.b;5.

Capítulo 16 l. a; 2. d; 3. b; 4. e; 5.

~

6. d; 7. e; 8. b; 9. a; 10. a

e;

6. a; 7. b; 8. a; 9. d; 10. d

Capítulo 5 l. e; 2. b; 3. a; 4. e; 5. d; 6. e ; 7. b; 8. e ; 9. a; 10. b

Capítulo 17

Capítulo 6 l. b; 2. a; 3. e; 4. b; 5. e; 6. b; 7. e; 8. e; 9. b; 10. a; 11. b ~ 12. e

Capítulo 18

Capítulo 7 l. e; 2. e; 3. d; 4. d; 5. d; 6. b; 7. e; 8. e; 9. e ; 10. e

Capítulo 19 l. a; 2. e ; 3. e;4. b; 5. a; 6. b; 7. e; 8.

Capítulo 8 l. d; 2. e; 3. d; 4. e; 5. a; 6. e; 7. b; 8. d; 9. e; 1O. e

Capítulo 20 l. b; 2. b; 3. e;4.d; 5. e; 6. b; 7. e; 8. c;9. e; 10. d

Capítulo 9 l. a; 2. e; 3. e; 4. b; 5. d; 6. a; 7. e; 8. a; 9. e; 10. e

Capítulo 21 l. d; 2. e; 3. a; 4.

Capítulo 10 l. b; 2. d; 3. a;4. e; 5. e; 6.

Capítulo 22 l . e; 2. e; 3. b; 4. e; 5. a; 6. a; 7. b; 8. e; 9. b; 10. e

e; 7. b;

Capítulo 11 l.b; 2. b; 3.b;4. e; 5. b; 6. e;

8. b;9. d; 10. a

l. e; 2. a; 3. d; 4. b; 5. a; 6. e; 7. b ; 8. d; 9. b; 10. d

e;

5.

e;

e;

9. b

6. e; 7. a; 8. d; 9. e; 10. e

Capítulo 23 7. e;

8. c;9. d; 10. e

Capítulo 12 l. a;2. e; 3. e;4. a; 5. d; 6.a; 7. e ; 8. b;9. b; 10. e © Cengage Learning Paraninfo

l. d; 2 . e; 3. e; 4. a; 5. b; 6. e ; 7. e; 8 . b; 9. e; 10. d

l. b; 2. d; 3. a; 4. e; 5. d; 6. d; 7. a; 8. a; 9. e; 10. a

Glosario Aa, lava en bloque (Aa) Corriente de lava con una superficie de bloques y fragmentos angulares y rugosos . Abanico aluvial (Alluvial Fan) Acumulación de materiales, principalmente arena y grava, depositada allí dond e una corriente fluye desde un valle m ontañoso hasta una llanura adyacente. Abanico submarino (Submarine Fan) Depósito sedimentario en forma de cono gue se acumula en el talud y en el pie de talud o elevación continental. Abrasión (Abrasión) Proceso mediante p or el cual las rocas se pulen por el impacto de los sedimentos que transportan el agua, los glaciares, las olas o el viento. Abrasión glaciar (Glacial Polish) Superficie de roca brillante y lisa formada por el movimiento de hielo cargado de sedimentos sobre la roca firme. Acantodio (Acanthodian ) Perteneciente a la clase de los acantodios, el primer pez con mandíbulas o estructura similar, de principios del Silúrico al Devónico. Acción de la congelación ( Frost Action) Desagregación de las rocas por la repetida congelación y descongelación del agua en grietas. Acción hidráulica (Hydraulic Action) Traslado de partículas sueltas por la fuerza del agua en movimiento. Ácido desoxirribonucleico (ADN) (Deoxyribonucleic Acid, DNA) Sustancia química de la cual se componen los cromosomas; material genético de todos los organismos. Acreción continental (Continental Accretion) Proceso por el cual los continen tes crecen debido a la adición de materiales de la corteza a lo largo de sus márgenes. Ac tividad de fluidos (Fluid Activity) Agente de metamorfismo en el que-el agua y el dióxido de carbono potencian el metamorfismo incrementando el índice de reacciones químicas. Agua subterránea (Groundwater) Agua subterránea almacenada en los espacios porosos del suelo, sedimentos y rocas. Alcance del viento (Fetch) Distancia que recorre el viento sobre una superficie de agua continua. Alelo (Allele) Forma alternativa de un gen sencillo que controla diferentes versiones de la misma característica. Aluvión (Alluvium) T érmino colectivo que engloba a todos los sedimentos detríticos transportados y depositados por una corriente de agua. Ambiente deposicional (Depositional Environment) C ualquier lugar, como por ejemplo, una llanura aluvial o una playa, donde los procesos físicos, biológicos y quí-

mic-05 producen un tipo característico de . depósito sedimentario. Anaeróbico (A naernbic) Referente a organismos que no necesitan oxígeno para respirar. Angiosperma (Angiosperm) Plantas vasculares que tienen flores y semillas, plantas de floración. Anomalía gravitatoria (Gravity A n onzaly) Cambio de la fuerza gravitatoria esperada; las anomalías pueden ser positivas o negati-

vas. Anomalía magnética (MagneticAnomaly) C ualquier desviación en el campo magnético de la Tierra, como por ejemplo, un cambio en la fuerza media. Anticlinal (Anticline) Pliegue convexo en e l que las rocas expuestas n1ás antiguas

coinciden con el núcleo del pliegue y todos los estratos se inclinan alejándose del eje. Arcilla p e lágica (Pelagic Clay) Sedimentos marrones o rojos de las profundidades marinas compuestos de partículas del tamafio de la arcilla. Arcilla rápida (Quick Clay) Depósito de arcilla que se licua espontáneamente y fluye como agua cuando es perturbada . Arco transcontinental (Transcontinental Arch) Área que se extiende desde Minnesota a Nuevo México que p ermaneció bajo el nivel del mar en form a de varias islas gran des durante la trasgresión C ámbrica del mar de Sauk. Arcosaurio (Archosaur) Término referente a los dinosaurios reptiles dominantes, reptiles voladores (Pterosauros), cocodrilos y pájaros. Arista (Arete) Cresta estrecha y dentada entre dos valles glaciares o circos adyacentes. Arrecife (Reef) Estructura en forma de montículo resistente a las olas compuesta de esqueletos de organismos. Arrecife orgánico (Organic Reef) Estructura calcárea resistente a las olas con un armazón formado de esqueletos de animales. Artiodáctilo (Artiodactyl) Mamíferos u ngulados con un número par de dedos, como cabras, antílopes y cerdos, miembros de la familia de los Artiodáctyla. Asimilación (Assimilation J Proceso por el cual el magma cambia de composición al reaccionar con la roca de caja. Asociación a renisca, lutita y carbonato

(Sandstone-Carbonate-Shale Assemblage) Asociación de rocas sedimentarias que se encuentran normalmente en los márgen es continentales pasivos. Astenosfe ra (Astlienosphe.-e) Parte del manto situada debajo de la litosfera; tiene un comportamiento plástico y fluye lentamente.

Átomo (At¿m) Unidad más pequ efia de la materia que retiene las características de un elemento. Aureola metamórfica (Aureole) Zona que rodea a un plutón en la que ha tenido lugar un metamorfismo de contact.o . Australophitecus (Australopithecin e ) Término referente· a varias especies extintas del género del Australopithecus que existieron durante las épocas del Plioceno y Pleistoceno. Autotrófico (Au totrophic ) Describe orga: nismos que sintetizan moléculas orgánicas a partir de materiales inorgánicos puros, como en la fotosíntesis. (Véase también H eterotrófico.) . Balance de sedimenta ción Ütoral (N earshore Sediment Budget) Balance.en tre las adiciones y las pérdidas de sedimentos en la zona del litoral. Balance glaciar (Glacial Budget) Equilibrio entre la expansión y la contracción de un glaciar en respuesta a la acumulación frente al desgaste. Báltica (Baltica) Uno de los seis grandes continentes paleozoicos; comprendía la p arte de Rusia al oeste de los Urales, Escandinavia, Polonia y el norte de Alemania. Barján (Barchan Dune) Duna de arena con forma de media luna con las puntas en la dirección del viento. Barra de bahía (Baymouth Bar) Lengua que ha crecido hasta cerrar una bahía desde mar abierto. Barra litoral (Spit) Saliente de una playa en forma de dedo en una masa de agua, por ejemplo, una bahía. Base de la ola (Wave Base) Profundidad correspondiente más o menos a la mitad de la longitud de onda por debajo de la cual las olas superficiales no afectan al agua . Ba tolito (B atholith) Plutón discordan te de . forma irregular con una superficie de al menos 100 km2 . Bentos (Benthos) Cualquier organismo que viva en los sedimentos del fondo de mares o lagos. Berma (Berm) Plataforma de sedimentos con una cara que da al mar profundamente inclinada depositada por las olas; algunas playas no tienen berma, mientras que otras pueden tener varias. Big Bang (Big Bang) Modelo de evolución del universo en el que un estado de calor denso fue seguido por expansión, enfriamiento y un estado menos denso. Bípe do (Bipedal) Caminar sobre dos piernas como medio de locomoción, como los humanos, aves y algunos dinosaurios. (Véase también Cuadrúpedo.) Bloque errático (Erratic) Fragmento de roca trasladado a cierta distancia de su ori-

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GLOSARIO

gen y depositado sobre roca firme de una composición diferente. Bloque hundido (Footwall Bloch) Bloque de roca situado bajo el plano de una fa. lla (Véase también Bloque colgado.) Bloque levantado (Hanging Wall Bloclt) Bloque de roca situado por encima del plano de una falla. (Véase también Bloque hun· dido.) Borde de placa convergente (Convergent Plate Boundary) Límite entre dos pla· cas que se mueven la una hacia la otra. Borde de placa divergente (Divergent Plate Boundary) Borde entre dos placas que se están separando. Borde de placas continente-continente

(Continental-Continental Plate Boundary) Borde de placa convergente a lo largo del cual colisionan dos placas litosféri· cas continentales. Borde de placas oceánica-continental ·

(Oceanic-Contin ental Plate Boundary) Borde de placa convergente a lo largo del cual la litosfera oceánica subduce por deba· jo de la litosfera continental. Borde de placas oceánica-oceánica (Ocanic-Oceanic Plate Boundary) Borde de placa convergente a lo largo del cual dos placas oceánicas se encuentran y una de ellas se subduce por debajo de la otra. Borde de placas transformante (Trnnsforin Plate Boundary) Borde de placas en el que las placas se deslizan pasando una al lado de la otra, sin que se produ~ca ni se destruya corteza terrestre. Brillo (Luster ) Apariencia de un mineral bajo el reflejo de la luz. El brillo es metálico o no metálico, aunque este último tiene va· rias subcategorías. Buzamiento (Dip ) Medida de la desvia· ción angular máxima de un plano inclinado con respecto al horizontal. Cabalgamiento (Thrust Fault) Tipo de falla inversa en la que el ángulo de buza· miento del plano es inferior a 45 grados. Cabo (Headland) Parte de la costa normal· mente delimitada por acantilados que se ex· tiende hacia el mar o hacia un lago. Cadena asísmica (A seism ic Ridge ) Arrecife o área extensa que se e1eva por encilna del fondo marino que carece de actividad sísmica. Caldera (Caldera) Depresión grande oval o circular de lados empinados que se forma normalmente cuando la cumbre de un volcán se desploma en una cámara de magma subyacente parcialmente vacía. Calor (H eat ) Uno de los agentes de meta· morfismo. Cámara magmática (M agm a Chamber J Reserva de magma dentro de la corteza inferior· o del manto superior de la Tierra. Canal interior del Cretácico (Cretaceous Interior S eaway) Brazo de mar del Cretácico Superior gue dividió Norteamérica

en dos grandes masas continentales. Cañón submarino (S1tbmarine Canyon ) Cañón de paredes empinadas que se des· arrolla principalmente en el talud continen· tal, aunque algunos se extienden hasta la plataforma continental.

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Capa (Bed) Capa individual de una roca , especialmente un sedimento o roca sedimentaria. (Véase también Estratos .) Capa de electrones (Electron Shell ) Los electrones giran alrededor del nCtcleo de un átomo a una distancia específica dentro de la capa de electrones. Capacidad de infiltración (Infiltration Capacity ) Índice máximo con el que el suelo o sedimento absorbe agua. Capas rojas (Red B eds) Rocas sedimenta· rias, principalmente arenisca y lutita, de co· lor rojo debido a la presencia de óxidos de hierro. Carbonato (Carbonate Mineral ) Mineral con el radical (C03 t 2, como calcita (CaC0 3 ) y dolomita [CaMg(C0 3 ),l. Carga de fondo (Bed Load) Parte de Ja carga de sedin1entos de una corriente, en su mayor parte arena y grava, transportada a lo largo de su lecho. Carga disuelta (Dissolved Load ) La parte de la carga de una corriente compuesta de iones en disolución. Carga en suspensión (Suspended Load) Las partículas más pequeñas (limo y arcilla) que lleva el agua corriente, que se mantienen suspendidas por la turbulencia. Carroñero ( Ca rn ivore-S cavenger) Ani· mal que depende de otros animales, vivos o muertos, para adquirir nutrientes. Caudal (Discharge) Volumen de agua de una corriente o rio al pasar por un punto espe· cífico en un intervalo dado de tiempo; se ex· presa en metros cúbicos por segundo (m 3/s) . Célula de convección térmica (Thermal Convection Ce ll ) Tipo de circulación de material en la astenosfera en la que el mate· ria! caliente se eleva, se mueve lateralmen· te, se enfría y se hunde, después se vuelve a calentar y continúa el ciclo. Célula eucariótica (Eultaryotic Cell ) Célula con estructuras internas como la mi· tocondria y un núcleo interno rodeado por una membrana que contiene los cron1osomas. (Véase también Célula procariótica.) Célula procariótica (Proltaryotic Cell ) Célula que carece de núcleo y de organelos como la mitocondria y los plástidos; las células de las bacterias y las cianobacterias. (Véase también Célula eucariótica.) Cementación (Cem entation ) Proceso en el cual los minerales se cristalizan en los espacios porosos de los sedimentos uniendo las partículas. Ceniza (Ash ) Materiales piroclásticos que miden menos de 2 mm. Cerro testigo (Butte, Bluff) Colina aisla· da en forma de pináculo y laderas empina· das que se forma cuando se abre una bre· cha en rocas de capa resistente permitiendo la erosión de rocas subyacentes menos re· sistentes. Chimenea hidrotermal submarina (Submarine Hydrothe nnal Vent) Grieta o fisura del fondo marino a través de la cual mana agua sobrecalentada. (Véase también Fumarola negra.) Chimenea volcánica (Volcanic Pip e) Conducto que conecta el cráter de ·un volcán con la cámara magmátiéa subyacente.

China (China ) Uno de los seis grandes continentes del Paleozoico; formado por el sureste ele Asia, incluida China, Indochina, parte de Tailandia y la península malaya. Ciclo h idrológico (Hydrologic Cycle) Continuo reciclado del agua de los océanos, a la atmósfera, a los continentes y de nuevo a los océ<mos; o de los océanos, a la atmós· fera y de nuevo a los océanos. Ciclo petrológico (R ock Cycle) Conjunto de procesos por los que pueden pasar los materiales de la Tierra cuando se transfor· man de un tipo de roca a otro. Ciclotema (Cyclothem) Secuencia de ro· cas sedimentarias que se repiten cíclica· mente resultante de períodos alternativos de sedimentación marina y no marina; con1únmente contienen capas de carbón. Cima submarina, monte submarino (Seamount) Montaña volcánica submarina que se eleva al menos 1 km por encima del fondo oceánico. Cinodonte (Cynodont ) Tipo de terápsido (reptil avanzado parecido a los mamíferos ) carnívoro; los ancestros ele los mamíferos se encuentran entre los cinodontes. Cintur ón circum-Pacífico (Circum-Pacific B elt ) Zona de actividad sísmica y volcánica y de formación de montañas que ro· dea prácticamente la cuenca del océano Pacífico. Cinturón de rocas verdes (Greenstone B elt ) Asociación lin eal o en forma de vai· na de rocas sedimentarias e ígneas particulannente común en terrenos arcaicos. Cinturón mediterráneo (Mediterranean Belt) Zona de actividad volcánica y sísmi· ca que se extiende a través de la región mediterránea del sur de Europa y hacia el este hasta l ndonesia. Cinturón móvil (M obile B elt) Área alargada de deformación situada generalm ente en los márgenes de un cratón, como por ejemplo el cinturón móvil de los Apalaches. Cinturón móvil de Franklin (Franldin Mobile Belt) Cinturón de deformación de Norteamérica situado más al norte; prin· cipalmente en Groenlandia y las islas árti· cas canadienses.

Cinturón móvil de la Cordillera (Cordilleran Mobile B elt) Amplia región de deformación a lo largo del margen oeste ele Norteamérica limitada al oeste por el océano Pacífico y al este por las Grandes llanu· ras. Cinturón móvil de los Apalaches (Appalac hian M obile B elt ) Cinturón móvil a lo largo del margen este de Norteamérica que se extiende desde Newfoundland hasta Georgia. Cinturón móvil de Ouachita (Ouachita M obile B elt ) Área de deformación a lo largo del margen sur del cratón de Nortea· mérica. Circo glaciar ( Cirqu e J Depresión en forma de cuenco y con paredes empinadas si· tuada en la ladera de una montaña en la parte superior de un valle glaciar. Cladística ( Cladistics) Tipo de análisis de organismos en el que se agrupan basándose en características derivadas y no primitivas.

GL OS AR I O

Cladograma (Cladogram) Diagrama que muestra las probables relaciones de evolución entre los miembros de un ciado , un grupo de organismos incluyendo su ancestro común más reciente.

Colada de barro (Mudflow) Flujo compues to en su mayor parte de pa rtículas del tama!'\o de la arcilla y el limo y hasta un 30% de agua que se mu eve en sentido descendente bajo la influ encia de la gravedad. Colada de lava (Lava Flor ) Co rriente de lava qu e fluye sobre la superficie de la Tierra.

Compactación (Compaction ) Reducci ón del volumen de un depósito sedimentario como resu ltado de su propio peso y del peso de cualqu ier sedim ento adicional depositado encim a. Compresi ón (Compression) Esfu erzo que se produce cuando las rocas son sometidas a fu erzas externas convergen tes . Compuesto (Compound ) Cualquier sustancia resultante de la unión de dos o más elementos dife rentes, (por ejemplo, agua, HP y cuarzo, Si 0 2) . Cono de depresión (Cone Of Depression) Depres ión en forma de cono alrededor de un pozo donde el agua se bombea desde un acuífero más rápidamente de lo que puede reemplazarse. Cono d e escorias (Cinder Cone ) Volcán pequeño de laderas empinadas compuesto de materiales piroclásticos semejantes a las cenizas qu e se acumulan alrededor de una chimenea. Cordada (Chordate ) Animales del tipo Chordata; todos tienen un notocordio , cordón nervioso hueco dorsal y hendiduras faríngeas en algún momento del ciclo de su vida. Cordillera norteamérica (North American Cordillera) Compleja región montañosa al oeste de Norteamérica que se extiende desde Alaska a la parte cen tral de Méjico. Correlación (Correlation) Demostración de la continuidad física de unidades rocosas o unidades bioestratigráficas, o demostración de la equivalencia de tiempo como en la correlación estratigráfica temporal Corriente anastomosada (Braided Stream) Flujo de agua con múltiples canales que se dividen y se vuelven a unir Corriente de resaca (Rip Current) Corriente superficial estrec ha que desemboca en el mar a través de la zona de rompiente. Corriente de turbidez (1i.irbidity Current) Mezcla de agua y sedimentos, más densa que el agua marina normal, que fluye pendiente abajo hasta las profundidades del fondo oceánico. Corriente gradada (Graded Stream ) Corriente que tiene un perfil de equilibrio en el que existe un delicado balance entre gradiente, caudal, velocidad de flujo, características del cauce y carga de sedimentos , de manera que dentro de su c.a uce no se produce ni erosió n ni sedimentación significativa . Corriente litoral (Longshore Current ) Corriente resultante de la refracción de las olas entre la zona de rompiente y una playa que fluye paralela a la costa.

Corriente m eandriforme (Meandering Stream) Corriente que tiene un único cauce si nuoso con curvas muy cerradas. C orriente sobreimpuesta (Superposed Stream) Corrien te que una vez fluyó en una superfici e más alta y qu e eros ionó en sen tid o descendente hacia rocas res istentes mie ntras seguía manteniendo su c urso.

C orteza (Crust ) Capa más externa de la Tierra; parte superior de la litosfera que está separada del manto por la discontinui dad de Moho ; dividida en corteza contin ental y oceánica. C osta de emersión (Emergent COSAT) Costa en la qu e la tierra se ha elevado con respecto al nivel del mar. Costa de inmersión (Submergent COSAT) Costa a lo largo de la cual el nivel del mar se eleva con respecto a la tierra o esta última se hund e. Costa, línea de costa (Shoreline) Área situada entre la marea baja y el nivel más alto del terreno afectado por olas de tormenta. Cráter (Crater) Depresión de oval a circular situada en la cumbre de un volcán resultante de la erup ción de lava, materi ales piroclásticos y gases. Cratón (Craton) N úcleo estab le de un continente compuesto de un esc udo de rocas precámbricas y una pl ataforma de rocas antiguas. C resta (Crest) Parte más alta de una ola. Cristal (Cristal) Sólido producido de forma natural a partir de un elemento o comp uesto con una estructura interna específica que se man ifies ta en·el exterior con caras pl anas, vértices y aristas. C ristalizació n sa lina (Salt Cl'ystal Growth) Proceso de meteorización mecánica en el que los cristales de sa l que crecen en las grietas y los poros disgregan las rocas.

C ro-magnon (Cro-Magnon) Raza de horno sapiens que vivió principalmente en Europa de 35.000 a 10.000 años atrás. Cromosoma (Chromosome ) Molécula helicoidal de doble hebra de ácido desoxirribonucleico; los segmentos específicos de los cromosomas son los genes . Crosopterigios (Crossopterygian) Tipo específico de pez de aletas lobuladas que tenía pulmones; los ancestros de los anfibios se encontraban entre los crosopterigios . Cuadrúpedo (Quadrupedal) Término que se refiere a la locomoción sob re los cuatro miembros, como los perros y los caballos. (Véase también Bípedo.) Cuenca de drenaje (Drainage Basitr) Área de la superficie drenada por una co rriente o río y sus afluentes . Cuenca estructural o cubeta (Basin) Estructura circular en el que todos los estratos se inc linan hacia den tro en dirección a un punto central y en el que los es tratos expuestos más recientes están en el centro. Cueva (Cave ) Cavidad subterránea natural generalmente conec tada con la superficie y lo suficientemente grande como para que entre una persona. Cuña elástica (Clastic Wedge) Acumulación de sedimentos detríticos que se han

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erosionado de un área elevada y se han depositado a su lado. (Por ejemplo, el delta de Catskill. ) Datación absoluta (Absolute Dating) Uti lización de diversa s técnicas de datación por descomposición radioactiva para asignar a las rocas una edad en af\os. (Véase también Datación relativa.) Datación por m edio de los anillos de los árboles o dendrocronología (TI·ee Ring Dating) Proceso por el cual se determina la edad de un árbol o madera de una es tructura contando e.! número de anillo s de crecimiento anual. Datación por rastros de fisión (Fission Tracl< Dating) Proceso de datación absoluta en el que pequ eños rastros lineales (ras tros de fisión ) resultantes de la desintegración alfa se cuentan en cristales min era les. Datación relativa (Relative Dating) Proceso para determinar la edad de un suceso comparándolo con otros sucesos; se sitúan los acontecimientos geológicos en su orden cronológico correcto, pero no se tiene en consideración cuándo sucedieron realmen te. (Véase también Datación absoluta.) Decantación de crista les (Crystal Settling) Separac ión y concentración física de minera les en la parte inferi or de una cámara magmática o plutón por la decantación de cristales y el asentamiento gravitacional. Deflación (Deflation) Arrastre y dispersión por el viento de sedimentos y suelo. Deformación (Deformation) Térm ino gene ral para cualquier cambio de form a, volu men, o a_mbos, de rocas en respuesta a. la tensión; incluye pli egues y fracturas. Deformación (Strain ) Resultado de un (OSfuerzo. Deformación elástica (Elastic Strain) Tipo de deformac ión en el qu e el material vuelve a su form a original cuando cesa el · esfuerzo. Deformación pl ástica (Plastic Strain) Deformación permanente de un só lid o sin fracturación. Degradación del suelo (Soil Degradatioti) Proceso que lleva a una pérdida de productividad del suelo; puede implicar erosión, polución quími ca o compactación. Delta (Delta) Depósito aluvial qu e se fo rma allí donde una corriente o río desemboca en el mar o en un lago. Delta de Catskill (Catshill Delta) C uña elástica devónica depositada al lado de las tierras altas que se fo rmaron durante la orogenia de Acádica. Delta de Queenston (Queenston Delta ) Cuña elástica res ultado de la erosión de las tierras altas formada durante la orogenia Tacónica. Densidad (Density) La masa de un objeto por unidad de volumen; normalmente, se expresa en gramos por centím etro cú bico (g/cm 3 ). Depósito de flujo piroclástico (Pyroclastic Sheet Deposit) Amplio depósito en forma de lámina de materiales piroelásticos félsicos que han surgido. a través de fi suras.

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GLOS 1\R I O

Deriva continental (Continental Drift) Teoría que afirma que los continentes estaban unidos en una masa continental única que se fragmen tó en varias masas (continentes) que se movieron independientemente unos respecto a otros. Derrubio glaciar (Glacial Drift) Término colectivo para designar a todos los sedimentos· depositados directamente por el hielo glaciar (till) y por corrientes de agua provenientes del deshielo (aluvión). Derrubios glaciares estratificados (Stratified Drift) Depósitos glaciares que muestran estratificación y selección. Descomposición radiactiva (Radioactive Decay) Cambio espontáneo de un átomo a otro de un elemento diferente mediante la emisión de una partícula de su núcleo (descomposición alfa y beta) o mediante la captura de electrones. Descompresión (Pressurn Release) Proceso de meteorización mecánica en el que las rocas que se han formado bajo presión se expanden al ser expuestas en la superficie. Desertización (Desertification) Expansión de los desiertos en tierras anteriormente productivas . Desgasificación (Oiitgassing) Proceso por el cual los gases liberados del interior de la Tierra por el·volcanismo formaron la atmósfera. Desierto (Desert) C ualquier área que reciba menos de 25 cm de lluvia por año y que tenga un índice de evaporación alto. Desierto de sombra pluviométrica (Rainshadow Desert) Desierto situado en la ladera de sotavento de una cadena montañosa debido a que las precipitaciones caen principalmente en el lado de barlovento. Deslizamiento (Slide) Proceso gravitacional que implica el movimiento de material a lo largo de una o más superficies de desliza1niento.

Deslizamiento basal (Basal Slip) Movimiento de un glaciar al desplazarse sobre su superficie subyacen te. Deslizamiento de rocas (Roch Slide) Proceso gravitacional rápido en el que las rocas se mueven en sentido descenden te a lo largo de una su perficie más o menos plana. Desplome, d eslizamiento rotacional (Slwnp ) Proceso gravitacional que tiene lugar a lo largo de una superficie de deslizamiento curvada y que da como resultado la rotación h acia atrás de la masa desprendida. Desprendimiento de rocas (Rochfall) Tipo de proceso gravitacional extremadamente rápido en que las rocas caen libremente. Detri tívoro (S edim en t-Deposit Feeder) Animal que ingiere sedimentos y extrae nutrientes de ellos. D iaclasa Ooint) Fractura a lo largo de la cual no se ha producido ningún movimiento o donde el movimiento es perpendicular a la superficie de la fractura. Dique (Dihe) Plutón discordante tabular o en forma de lámina. Dique natural (Natural Levee) Montículo de aluviones arenosos depositados a lo

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largo de los márgenes de un cauce durante las inundaciones. D irección (Strilw) Dirección de una línea formada por la intersección de un p lano inclinado y un plano horizontal. Discontinuidad (Discontim1ity) Límite a partir del cual la dirección o la velocidad de la onda sísmica cambian abruptamente, como por ejemplo, el límite entre el núcleo y el manto. Discontinuidad de Mohorovicic (Moho)

[Moliorovicic Discontinuity (Molio )] Límite entre el manto y la corteza terrestre. Discontinuidad estratigráfica (Vnconformity) Discontinuidad e n el registro geológico representada por una superficie de erosión o no sedimentación que separa los estratos más recientes de las rocas más antiguas. (Véase tanibi.én Discordan cia litológica, Discordancia erosiva y D iscordancia angular. ) Discordancia angular (Angular V11co1iformity) Discordancia bajo la cual rocas más antiguas buzan en un ángulo diferen te (normalmente más pronunciado) del ele los estratos superiores . (Véase también D iscordancia erosiva y Litológica.) Discordancia erosiva o disconformidad (Disconformity) Discordancia por encima y por debajo de la cual las capas de la roca son paralelas. (Véase también Disconform idad y Discordancia litológica.) Disociación fotoquímica (Plwtocliemical Dissociation) P roceso por el cual las moléculas de la parte superior de la atmósfera resultan afectadas por la radiación ultravioleta liberando oxígeno (0 2 ) e hidrógeno (H J D isolución (Solution) Reacción en la que los iones de una sustan cia se disocian en un líquido y la sustancia sólida se disuelve. Disyunción columnar (Columnar ]ointing) Fenómeno en el que se forman columnas limitadas por fracturas en algunas rocas ígneas cuando se enfrían y contraen.

Divisoria (Divide ) Área topográficamente alta que separa cuencas de drenaje adyacentes. Dolina (Sinhhole) Depresión en el terreno que se forma por la disolución de las rocas de carbonato subyacentes o por el colapso del techo de una cueva. Domo de exfoliación (Exfoliation Dome) Domo de roca gran de y redondeado que se forma cuando se separan capas concéntricas ele roca de la superficie de una masa rocosa. Domo de lava (Lava Dome) Montafia protuberante de laderas empinadas formada por m ag111a viscoso en n1ovim ie n to ascen -

dente a través de un conducto volcánico. Domo estructural (Dome) Estructura geológica circular en la que todas las capas de roca se inclinan alejándose de un punto central y las rocas expuestas más antiguas están en el centro del domo. Dorsa l o ceánica (Oceanic Ridge) Sistema d e m onta ñas submarino compue st o

principalmente de basalto que se encuentra en todas las cuencas oceánicas.

Drumlin (Drmnlin) Colina alargada de till formada por el movimiento de un glaciar continental o por las corrientes. Duna (Dune) Montículo o cresta de arena depositada por el '~ento . Duna longitudinal o seif (Longitudinal Dune) Acumulación alargada de arena generalmente paralela a la dirección del viento imperante. Duna parabólica (Parabolic Dune) Duna de arena con forma de media luna con las puntas contra el viento. Duna transversal (Transverse Diine) Una cresta de arena cuyo eje largo se d ispone perpendicular a la dirección del viento. Dureza (Hardness) Términ o utilizado para expresar la resistencia a la abrasión de un mineral Ectotermo (Ectotherm) Animales vertebrados de sangre fría, como anfib ios o reptiles; un animal que depende del calor externo para regular la temperatura del cuerpo. (Véase también Endotermo.) Efecto de Coriolis (Coriolis Effect) Aparente desviación de un objeto en movimiento de su curso previsto debido a la rotac ión de la Tierra . Los vien tos y las corrientes oceánicas se desvían en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte y al contrario en el hemisferio sur. Electrón (Electi-ón) Partícula de carga negativa de muy poca masa que rodea el núcleo de un átomo . Elemen to (Ele11ient) Sustancia compuesta de átom os con las mismas propiedades; los átomos de un elemento pueden cambiar a átomos de otro ele mento mediante descomposición rad ioactiva, pero no pueden cambiar por medios químicos ordin arios. Elemento n a tivo (Native Element) M ineral compuesto de un único elemento, como el oro. Emplazami ento (S toping) Proceso por el cual el magma ascendente se para y engloba partes de la roca de caja. Endosimbiosis (Endosymbiosis) Relación simbiótica en la que un organismo simbionte vive permanentemente dentro ele otro organismo. Se cree que los organclos de las células, como los plástidos y la mitocondria son resultado de la endosimbiosis. Endotermo (Endotlwrm) Anim ales vertebrados de sangre caliente, como los mamíferos y las aves , que mantienen su temperatura corporal dentro de unos límites reducidos mediante procesos internos. (Véase Ectotermo.) Energía geotérmica (Geothermal Energy) Energía que proviene del vapor y del agua calien te atrapados en la corteza terrestre. Enlace (Bonding) Mecanismo por el cual los átomos se unen a otros átomos. Enlace covale nte (Covalent Bond) Enlace químico formado por el uso compartido de electrones entre los átomos. Enlace iónico (Ionic Bond) Enlace químico que se produce como resultado de la atracción entre iones con carga positiva e iones con carga negativa.

GLOSARIO

Epicentro (Epicen ter) Punto en la superfic ie de la Tierra situado directamente sobre la vertical del hipocentro de un terre moto. Equilibrio puntual (Punctuated Equilibrium) Concepto que sostiene que una nueva especie evoluciona rápidamente, quizá en unos pocos miles de años , y después permanece prácticamente igual durante los varios millones de años de su existencia. (Véase también Gradualismo fil éti co. ) Erosión (Ernsion ) Traslado de material es meteorizados desde su área de origen por corri entes de agua, vien to, glaciares y olas. Erupción fisura! (Fissure Eruption) Erupción volcánica en la que la lava o los materiales piroclásticos surgen a través de una fisura estrecha y larga (grieta) o de un grupo ele fisuras. Esca la de intensidad de Mercalli modificada (Modifie d M ercalli Intensity S cale) Escala con valores del 1 al XII utilizada para clasificar los terremotos basándose en los daños. Escala de magnitud de Richter (Richte r Magnitude S cale ) Escala ab ie rta qu e mide la cantidad ele energía liberada durante un terremoto. Escala de tiempo geológica (Geologic Time Scale) Tabla organizada de manera qu e la designación de la parte más antigua del tiempo geológi co aparece en la parte inferior seguida hacia arriba progres ivamente por designaciones de tiempo más recientes. Escorrentía (Runoff) Flujo superficial de corrientes y ríos. Escudo (Shield ) Área extensa de rocas antiguas expuestas en un continente; la parte expuesta ele un cratón. Escudo canadiense (Canadian Shield ) Parte expuesta del cratón norteamericano. Esfuerzo (Stress) Fuerza por unidad de área aplicada a un material como, por ejemplo , una roca. Esfuerzo de cizalla (Shear Stress ) Resul tado de fuerzas que actúan en parale lo pero en direcciones opuestas; esto da como resultado una deformación debido al desp lazamien to de capas adyacentes a lo largo de planos muy próximos. Esker (Ester) Cordón alargado y sinuoso de arenas estratificadas depositadas por una corriente ele agua en un túnel bajo e l hi elo estancado. Especiación alopátrica (Allopatric Speciation) Modelo de evolución de una especie nueva a partir de una pequ eña parte aislada geográficamente el e una población madre más grande. Especie (Species) Población de individuos similares que, en la naturaleza, pueden reproducirse entre sí y ciar lugar a crías férti les. Estratificación cruzada (Cross-Bedding ) Tipo ele estratificación en el que las capas están depositadas en ángu lo con la superficie sobre la que se acumulan, como en las dunas de arena. Estratificación gradada (Graded Bedding ) Capa sedimentaria en la que una única capa muestra una disminución gradua l en el

tamaño ele las partículas, de gruesas en la base a fina s en la parte superior. Estratigrafía secuencial (Sequen ce Stratigraphy) Estudio de las relaciones ele las rocas dentro de una estructura estratigráfica temporal de facies relacionadas limitada por discordancias generalizadas. Estratos [Strata (Singular, Stratum)] Referente a las capas de las rocas sedimentarias. Estromatolito (Stromatolite ) Estructura sedimentari a biogénica, especialmente en rocas calizas , producida por la acumulación de sedimentos en ca pas pegajosas de bacterias en proceso de fotosíntes is. Estructura análoga (Analogous Structure) Parte del cuerpo, como las alas de los insectos y de las aves , qu e sirve para una misma función pero difiere en cuanto a estructura y desarrollo. (Véase también Estructura homóloga. ) Estructura geológica (Geologic Structure) Cualquier característica de las rocas que sea resultado ele una deformación, como pliegues, diaclasas y fall as . Estructura homóloga (Homologous Stmc ture) Parte del c uerpo ele difere ntes organismos qu e tiene una estructura similar, relaciones parecidas con otras estructuras y un desarrollo simi lar, pero que no süve necesariamente para la misma función; por ejemplo, los miembros delanteros de las ballenas, los perros y los murciélagos. (Véase también Estructura análoga .) Estructura sedimentaria (Sedimentary Structure) Característica de una roca sedimentaria formada en el momento de la sedim entación o poco después , como por ejemplo, la estratificación cruzada , las madrigueras de animales o las grietas de desecación. Estructura vestigial (Vestigial Stmcture ) Estructura de un organismo que ya no tiene ninguna función , o qu é si la tiene es limitada, como por ejemp lo, las garras de los perros y la s muelas del juicio en los humanos. Evaporita (Evaporite) Roca sedimen taria, como la sa l de roca, formada por la precipitación química inorgánica de minerales por la evaporación de agua. Evolución convergente (C onvergent Evolution) Desarrollo de características similares en dos o más grupos de organismos vagamente relacionados como resultado ele la adaptación a un modo de vida parecido. (Véase también Evolución paralela.) Evolución divergente (Divergent Evolution ) Diversificación de una especie en dos o más espec ies descendientes. Evolución en mosaico (Mosaic Evolution ) Concepto que sostiene que no todas las partes ele un organismo evolucionan al mismo ritmo, existiendo así organismos con características conservadas ele su cond ición ancestral , así como rasgos evolucionados recientemente. Evolución orgánica (Organic Evolution ) Véase Teoría de la evolución. Evolución paralela (Parnllel Evolu tion ) Desarrollo de características similares en dos o más líneas de descendencia emparen-

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tadas pero separadas como consecuencia de adaptaciones parecidas. (Véase también Evolución convergente.) Exfoliación (Cleavage) Ruptura a lo largo de los planos internos de debilidad de los cristales de minerales. Expansión oceánica, expansión de los fondos oceánicos (S eaf/.oor Spreading) Teoría que sostiene que el fondo del mar se aleja de las dorsales en expansión y, finalmente , se consume en zonas ele subducción. Expansión y contracción térmica (Tiiermal Expansion and Contraction) Tipo de m eteorización mecánica en la que el vo lumen de las rocas cambia en respuesta al calentamiento y enfriamiento. Extinción en masa (Mass Extin ction) Índic e de extinción muy acelerado que provoca un marcado descenso en biodiversidad. Facies metamórficas (M etamorphic Facies) Grupo de rocas ~etamórficas caracterizadas por determinados minerales que se formaron bajo las mismas coAdiciones de presión y temperatura. Facies sedimentaria (Sedimentary Facies) Características de una unidad ele roca sedimentaria que la hace reconocible di ferenciándola de rocas sedimentarias de la misma edad o ele una edad aproximada. Falla (Fault ) Fractura a lo largo de la cual las rocas de lados opuestos se han desplazado en paralelo a la superficie ele la misma. Falla con desplazamiento vertical (DipSlip Faiilt) Falla en la que todo movimi ento es paralelo a la inclinación del plano de la fall a. (Véase también Falla normal y Falla inversa. ) Falla de desplazamiento horizontal (Strihe-Slip Faiilt ) Fall a que implica el movimiento horizontal de bloques de roca en los lados opuestos ele un plano de fa ll a. Falla de desplazamiento oblicuo (Obliqtte-Slip Fattlt) Falla que muestra una combinación de movimientos, hacia arriba o abajo y latera lmente . Falla inversa (Reverse Fault) Falla co n des plazamiento vertical en la que el bloqu e superior se ha desplazado hacia arriba en relación al bloque inferior. (Véase también Falla normal. ) Falla normal (Normal Fault) Fa ll a con despl aza miento vertical en la que el bloqu e superior se ha desplazado hacia abajo en relación al bloque inferior. (Véase también Falla inversa .) Falla transformante (Transfo rm Fault ) Fall a en la que un tipo de movimiento se transforma en otro; normalmente, desplaza dorsal es oceánicas; en tierra se conoce como falla con desplazamiento vertica l lateral, como por ejemplo, la falla ele San Andrés. Fango (Ooze) Sedimento de los fondo s ma. rinos compuesto principalmente de conch as de anima les marinos y plantas. Fauna de Ediacara (Ediacamn Faimas ) Nombre ele tocia la fauna del Proterozoico con fó sil es animales similares a los de la fau n a de Ediacara de Australia.

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GLOSARIO

Filtradores (Suspension Feede1-) Animal que consume animales y plantas microscópicos o nutrientes disueltos en el agua. Fiordo (Fiord) Brazo de mar que se extiende hacia una depresión glaciar erosionada por debajo del nivel del mar Firn (Firn) Nieve granular que se forma al fundirse parcialmente la nieve y volverse a congelar; material de transición entre nieve y hielo glaciar. Flora de glossopteris (Glossopteris Flora) Asociación de plantas del Paleozoico Superior encontradas únicamente en los continentes del hemisferio sur y en la India; llamadas así por su género más conocido, G lossopteris. Flujo de derrubios (Debris Flor) Tipo de proceso gravitacional en el que una masa viscosa de suelo, fragmentos de rocas y agua se mueve pendiente abajo; el flujo de derrubios tiene partículas más grandes que los fluj os de lodo y contiene menos agua . Flujo de tierras (Eartliflow) Proceso gravitacional que implica el movimiento pendiente abajo de suelo saturado de agua Flujo plástico (Plastic Flor) El flujo que tiene lugar e n respuesta a la presión y que provoca deformación sin fracturas. Formación de hierro bandeado (Banded Iron Forntation, BIF) . Rocas sedimentarias compuestas de finas bandas alternativas de sílice (sflex) y minerales de hierro (en su mayoría hematites y magnetita.) Fosa oceánica o trinchera oceánica (Oceanic Trench) Morfología larga y estrecha restringida a los márgenes continentales activos y en la cual se produce la subducción. Fósil (Fósil ) Restos o rastros de organismos prehistóricos que han quedado preservados en las rocas. (Véase también Organismo fósil y Rastro fosilizado.) Fósil guía (Cuide Fósil) Fósil fácilmente identificado con una amplia distribución geográfica y un ámbito geológico corto útil para determinar la edad relativa de las rocas en diferentes áreas. Fotosíntesis (Photosynthesis) Proceso metabólico en el que el agua y el dióxido de carbono se tran sforman en moléculas orgánicas utilizando la energía radiante del sol capturada por células poseedoras de clorofila. Fractura (Fracture) G rieta en la roca causada por la aplicación de una presión intensa. Frente de la playa (Beach FACE) Área inclinada de una playa expuesta a las olas. F uente termal (Hot Spring) Fuente en la que la temperatura del agua es más caliente que la temperatura del cuerpo humano (37º C) Fuerza de cizalla (Sliear Strength) Fuerzas de resistencia que ayudan a mantener la estabilidad de una pendiente. Fumarola negra (Blach Smoker) T ipo de chimenea hidrotermal submarina que emite una columna de agua caliente teñida por los minera les disueltos. Geiser (Geyser) Manantial caliente que periódicamente expulsa agua caliente y vapor.

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Gen (Gene) Segmento específico de un cromosoma que constituye la unidad básica de la herencia. (Véase tarnbi.én Alelo.) Geología (Geology) Ciencia que se dedica al estudio de los materiales de la Tierra (minerales y rocas), los procesos (internos y superficiales) y la historia de la Tierra . Gimnosperma (Gymnosperm) Planta con semilla sin flores. Glaciar (Glaciar) Masa de hielo sobre la superficie terrestre que se mueve por flujo plástico y deslizamiento basal. G laciar continental (Continental Glaciar) Glaciar que cubre un área extensa (al menos 50.000 km 2) y que no está confinado por la topografía; también se denomina casquete polar. Glacia r de meseta (Ice Cap ) Masa de hielo glaciar en forma de domo que cubre menos de 50.000 km 2. Glaciar de valle (Valley Glaciar) Glaciar confinado en el valle de una montaña o en un sistema de valles interconectado. Gondwan a (Gondwana) Importante continente del Paleozoico formado por América del sur, África, Australia, l nd ia y partes del sur de Europa, Arabia y Florida. Gradie nte (Gradient) Pendiente sobre la que fluye un río o corriente expresada en m/km . Gradiente geotermal (Geotliennal Gradient) La temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad ; tiene una media de 25ºC/km cerca ele la superficie, pero varía de un área a otra .

Gradualismo filético (Phyletic Gradualism) Concepto que sostiene que una especie evoluciona de forma gradual y continua a. medida que da origen a n uevas especies. (Véase también Equilibrio puntual.) Grieta de desecación (Mud Crack) Grieta en sedimentos ricos en arcilla que se forma cuando se secan y se contraen. Guyot, montaña submarina (Guyot) Montaña marina de origen volcánico con una cima plana que se eleva más de 1 km por encima del fon do del mar. Herbívoro (Herbivore) Animal que depende directamente de las plantas como fuente de nutrientes. Herbívoro p asteador (Grazer) Animal que se alimenta de vegetación baja, especialmente hierba. (Véase también Herbívoro ramoneador.) Herbívoro ramoneador (Browser) Animal que se alimenta de brotes tiernos, ramitas y bojas. (Véase también Herbívoro pasteador. ) Herencia de caraeterístiCas adquiridas (Inheritance OfAcqufred Chamcteristics) Mecanismo propuesto por JeanBaptiste de Lamarck para la evolución; sostiene que las características adquiridas durante la vida de un individuo pueden heredarlas sus descendientes. Heterotrófico (Hete.-ot.-ophic) Organismo que depende de moléculas orgánicas preformadas de su entorno para conseguir nutrien tes. (Véase también Autotrófico.) Hidrólisis (Hydmlysis) Reacción química entre iones de hidrógeno (H+) e hidroxilo (Off) del agua y los iones de un mineral.

Hidroterma l (Hidmtennal) Término que se refiere al agua caliente por ejemplo de fuentes termales y géiseres. Hielo glaciar (Glacial Ice) Agua en estado sólido dentro de un glaciar; se forma como nieve, se funde parcialmente, se vuelve a congelar y se compacta, de modo que primero se transforma en firn y después en hielo glaciar. Hipocentro o foco (Focus) Lugar en el interior de la Tierra donde se origina un terremoto y se libera la energía. Hipótesis (Hipótesis) Explicación provi sional para alguna observación sujeta a continuas pruebas. Si resulta bien apoyada por evidencias, una hipótesis puede llamarse teoría. Homínido (Hominid) Familia de primates bípedos que incluye al Australopithecus y al Horno. Horno (Homo) Género de los homínidos que incluye al Horno sapie ns y a sus ancestros el Horno erectus y el Horno habilis. Horizonte del s uelo (Soil Horizon) Capa de suelo definida que difiere de otras capas de suelo en textura, estructura, composición y color. Horn (Horn) Pico en forma de pirámide con paredes empinadas formado por la erosión de al menos tres circos glaciares. H uevo amniótico (Atnniote Egg) Hu evo en el que el embrión se desarrolla en una cavidad llena de líquido llamada amnios . El huevo también contiene un saco vitelino y un saco de deshechos llamado alantoides. Inconformidad o d iscordancia litológica (Nonconforniity) Discordancia en la que rocas sedimentarias estratificadas cubren una superficie de erosión sobre rocas metamórficas o ígneas. (Véase también Discordancia y Discordancia erosiva. ) Índice de explosividacl volcá nica (IEV) (Volcanic Explosivity Index, VEI) Escala semicuantitativa para describir el tamaño de una erupción volcánica basada en una evaluación de criterios, como el volumen de material expulsado de manera explosiva y la altura de la nube ele erupción. Intensidad (lntensity) Medida subjetiva del tipo de daño producido por un terremoto, así como la reacción de la gente. Inversión magnética (Magnetic Reversal) Fenómeno que implica la inversión completa de los polos magnéticos. Ion (Ion) Átomo con carga eléctrica producido al añadir o qu itar electrones de la capa de electrón más externa. Isla barrera (Bar.-ier Island) Isla de arena larga y estrecha paralela a la línea de costa pero separada ele ella por una laguna . Isostasia (Isostasy) Véase Principio ele isostasia.

Kame (Kame ) Colina cónica de arenas estratificadas depositadas originalmente en una depresión en la superficie de un glaciar. Kazakhstan (Kazahltstania) Uno de los seis grandes continentes del Paleozoico; un continente de forma triangular situado en Kazakhstan. Laberintodonte (Labyl"intlwdont) Cualquiera de los anfibios del Devónico al Triá-

G LOSAR!O

sico caracterizados por tener dien tes con esmalte plegado de una manera compleja. Lacolito (Laccolitli) Plutón concordante con una geometría parecida a un champiñón. Lago de media luna (Oxbow Lalw ) Meandro aislado lleno de agua . Lah a r (Laliai-) Colada de barro compuesto de materiales piroclásticos como la ceniza. Laterita (Laterite) Suelo rojo , rico en hierro, alu minio, o ambos , resultado ele una intensa me teorización química en la zona intertropical. Laurasia (Laurasia) Continente del hemisferio norte del Paleozoico superior formado por Norteamérica, Groenlandia, Eu ropa y Asia . Laurentia (Laurentia) Continente del Proterozoico y del Paleozoico Medio e In fe rior compues to por Norteamérica, Groenlandia, partes de Escocia y, quizá, parte del escudo báltico de Escandinavia. Lava (L<wa) Magma desgasificado que alcanza la superficie de la Tierra. Lava almohadillada (Pillow Lava) Masas protuberantes de basalto, con forma de almohada, qu e se forman cuando la lava se e nfría rápidamen te bajo el agua. Litificación (Litliification) Proceso de conversión de los sedimentos en rocas sedimentarias por medio de la compactación y la cementación . Litosfera (Litliospliei-e)· Parte exterior, rígida de la Tierra formada por el manto su perior, la corteza oceánica y la corteza conti nental. Llanura abisal (Abyssal Plain) Extensa plan icie del fondo oceánico adyacente al talud con tin ental de un margen continental pasivo. Llanura de aluvión (Outwasli Plain) Sedimen tos depositados por el agua fundida que se desprende del final de un glac iar continental. Llanura de inundación (Floodplain) Área llana y baja adyacen te a un cauce que queda parcial o completam ente cubierta cua ndo un río o corriente se desborda. Loess (Loess ) Depósito de limo y arcilla llevado por el viento. Magma (Magma) Material rocoso fundido que se genera en el interior de la Tierra. Magm a félsico (Felsic Magma) Magma con más de un 65 % de sílice y una cantidad considera ble de sodio, potasio y aluminio, pero poco calcio , hierro y magnesio. (Véase también Magma intermedio y Magma máfico.) Magma intermedio (Intermediate Magma) Magma con un contenido de síli ce de entre un 53% y un 65 % y una composición global intermedia entre magma fé lsico y máfico. Magma máfico (Mafic Magma) Magma que contiene entre un 45 % y un 52% de sílice y, proporcional mente, más ca lcio, hi erro y magnesio que el magma félsico y el magma intermedio. Magnitud (Magnitude ) Cantidad tota l de energía liberada por un terremoto en su

punto de origen. (Véase también. Escala de magnitud de Richter. ) Mamífero marsu p ia l (Marsupial Mammal) Mamíferos con bolsa, como los canguros y los wombats, que dan a lu z a sus crías en un estado muy inmaduro. Mamífero placentario (Placenta! Mammal) Todos los mamíferos que poseen una placenta para alimentar al embrión en desarrollo, a diferencia de los mamíferos ponedores de huevos (monotremas ) y los mamíferos con bolsa (marsupiales). M anantial o fuente (Spring) Lugar por donde el agua subterránea emerge o fluye del suelo. M anto (Mantle) Capa gruesa situada entre el núcleo y la corteza terrestre. Mar de Sundance (Sundance Sea) Mar interior extenso que existió en el oeste de Norteamérica durante el período del Jurásico Medio. Mar epeírico (Epefric Sea ) Mar ancho y poco profundo que cu bre parte de un continente, como por ejemplo, el mar de Sauk. Mar epeírico de Tejas (Tejas Epeiric Sea) Ma r del Cenozo ico mu y limitado a las llanuras de la cos ta Atlántica y de l Golfo, a la cos ta de Ca li forn ia y al vall e del Mississippi . M area (Tide) Fluctuación regular de la superficie del mar en respuesta a la atracción gravitacional de la luna y el sol. Margen continental (Continental Margin) Área que -separa la parte de un continente que se encuen tra por debajo del nivel del mar del fondo su bmarino. M argen continental activo (Active Continental lVIargin) Margen conti nental con actividad volcánica y sísmica al borde de una placa continenta l donde subduce la litosfera oceán ica. (Véase también Margen continental pasivo. ) Margen continental pasivo (Passive Continental Margin ) Margen continental dentro de una placa tectón ica, como en la costa este de Norteamérica, donde se produce poca ac tivid ad sísmica y ninguna actividad volcánica; Caracterizado por una amplia plataforma continental y un pie de talud o elevación continental-. Masa atómica (Atontic Mass) Número de protones más neutrones en el núcleo de un átom o.

Materiales piroclásticos (Pyroclastic Ma terials) Sustancias fragme ntales, como la ceniza, expulsadas de manera explosiva por un volcán. Meandro encajado (Incised Meander) Cañón de meandro profundo cortado en la roca firme por un río o corri e nte. Meiosis (Meiosis) División ce lular que produce las célu las sexua les o gametos, esperma y óvulos en los anima les y polen y óvulos en las plantas, en la que el número de cromosomas se reduce a la mitad. (Véase también Mitosis. ) M esa (Mesa) Superficie remanente de erosión con una cima llana limitada por todos sus lados por pend ientes pronunciadas. Meseta ·b asáltica (Basalt Plateau) Meseta fo rmada por coladas de lava superpuestos

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horizontales o casi horizontales que surgen por fisuras. Metamorfismo de contacto (Contact Metamorpliism) Metamorfis.mo de la roca de caja adyacente a un plutón. Metamorfismo dinámico (Dynamic Metamorpliisni) Metamorfismo en zonas de fallas donde las rocas están sujetas a una presión dife rencial alta. Me tamorfi smo regional (Regional Meta morpliism) Metamorfismo qu e se produce sobre un área extensa como resultado de temperaturas altas, un a tremenda presión y la actividad química de fluidos en el interior de la corteza. Meteorización (Weatliering) Ruptura física y alteración química de las rocas y de los min era les en la superficie terrestre o cerca de ell a. Meteorización diferencial (Differential Weatliering) Me teorización que se produce sobre las rocas a ritmos diferentes, dando lugar a una superficie desigual. Me teorización esferoidal (Splieroidal Weatliering) Tipo de meteorización química en la que los vértices y aristas de las rocas se meteorizan más rápidamente que las su perficies planas , dando lugar a formas esféricas. Meteorización mecánica o física (Meclia nical Weatliering) Desagregación de rocas mediante procesos físicos que da como resultado fragmen tos más pequeñas que retienen la composición de la roca madre . Meteorización química (Cliemical Weatliering) Descomposición de las rocas por la alteración química de la roca madre. Método científico (Scientific Metliod) Acercamiento lógico y metódico que imp lica la reunión de datos, fo rmulación y comprobac ión de hipótesis y propuesta de id eas. Mezcla de magmas (Magma Mixing) Proceso en el que magmas de diferente composición se mezclan para dar lugar a una composición modificada de los magma s in iciales. Mineral (Mineral ) Sólido, generalmente inorgánico, natura l, con estructura interna ordenada, que tiene propiedades físicas características y una composición química defi nida. Mineral índice (Index Mineral) Minera l qu e se fo rma dentro de unos valores de presión y temperatura específico s durante el metamorfismo. M inerales formadores de rocas (RochForming Mineral ) Mineral común de las rocas que es importante en su identificación y clas ificac ión. Mitosis (Mitosis) División celular que da como resu ltado dos células que tienen el mi smo número de cromosomas que la cé lula madre; tiene lugar en todas las células excepto en las sexuales. (Véase también Meiosis). Mon ómero (Monomer) Molécula orgán ica relativa mente sencilla, como por ejem plo, un am inoácido, que puede unirse a otros nionómeros para formar polímeros más comp lejos, como las proteínas.

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Monotrema (M on otrem e) Mamíferos gue ponen huevos; incluye solamente al ornitorrinco y al oso hormiguero con púas de la región de Australia. Monte isla (Inselberg) Restos de erosión aislados de lados empinados que se elevan por encima de una llanura desértica. Morrena central (M edial Moraine) Morrena que se produce en la zona central de un glaciar; se forma cuando dos morrenas laterales se unen. Morrena de fondo (Ground Moraine ) Capa de sedimentos gue libera el hielo al fundirs e cuando el final de un glaciar retrocede. Morrena de retroceso (R ecessional M oraine) Morrena final gue se forma cuando el final de un glaciar retrocede, después se estabiliza y se deposita una cresta o montículo de tilL (Véase también Morrena final y Morrena terminal. ) Morrena lateral (Lateral Moraine ) Montículo de sedimentos depositados a lo largo del margen de un valle glaciar. Morrena terminal (End Moraine) Pila o cresta de derrubios depositados al final de un glaciar. (Véase también Morrena terminal y Morrena de retroceso.) Morrena terminal (Terminal Moraine ) Morrena final formada por una cresta o montón de derrubios que marcan el punto más alejado de un glaciar. (Véase también Morrena final y Morrena de retroceso.) Movimiento complejo (Complex Movement) Combinación de diferentes tipos de movimientos de masas donde ninguno de los tipos es dominante; normalmente implica deslizamiento y flujo. Movimiento lento de masas (Slow Mass Movenient ) Movimiento de masas que avanza a un ritmo imperceptible y gue normalmente sólo se detecta por los efectos de su movimiento. Movimiento rápido de masas (Rapid Mass Movem ent) Cualquier tipo de proceso gravitacional que implique un desplazamiento visible de material en sentido descendente. Mutación (M utation ) Cambio en los genes de los organismos; produce algunas de las variaciones sobre las que actúa la selección natural. Neanderthal (N eandertal) Tipo de humano que vivió en Oriente próximo y Europa de 200.000 a 30.000 años atrás; puede ser una subespecie de Horno (Horno sapiens neanderthalensis) o una especie diferente (Horno neanderthalensis). Necton (Newton ) Organ is mos que nadan activamente, como peces, ball enas y calamares. (Véase también Plancton ). Neutrón (Neutron ) Partícula eléctricamente neutra que se encuentra en el núcleo de un átomo. N ivel de base (Base Leve l) Nivel por debajo del cual no puede erosionar un río o corriente; el nivel del mar es el nivel base final. No vascular (N onvascular ) Plantas que carecen de tejidos especializados para transportar fluidos.

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Nube ardiente (Nu ée Ardente) Nub e densa en rápido movimiento de gases y materiales piroclásticos expulsado_s por un volcán. Núcleo (Core) Parte interior de la Tierra que comienza a una profundidad de 2.900 km compuesta, probablemente, de hierro y níquel. Núcleo (Nucleus) Parte central de un átomo compuesta de protones y neutrones Número atómico (A tomic Number) Número de protones en el núcleo de un átomo. Océano Japeto (Iapetus Ocean) Océano del Paleozoico situado entre Norteamérica y Europa que se cerró cuando los continentes colisionaron durante del Paleozoico Superior. Océano Panthalassa (Pantl~alassa Ocean) Océano del Paleozoico Superior guc rodeaba Pangea. Ofiolita (Ophiolite) Secuencia de rocas ígneas que representan un fragmento de la litosfera oceánica; compuesta de peridotita cubierta sucesivamente de gabro, diques de basalto en capas y lavas almohadilladas. Ola (Wave) Ondulación en la superficie de una extensión de agua, que hace que la superficie del agua se eleve y caiga. Oleada glaciar (Glacial Surge) Época de flujo muy acelerado en un glaciar; normalmente, da como resultado el desplazamiento del final de un glaciar en varios kilómetros. Onda de Love (onda L) [Love Wave (L Wave)} Onda superficial en la que las partículas individuales de material se mueven solamente hacia delante y hacia atrás en un plano horizontal perpendicular a la dirección del movimiento de la onda. Onda de Rayleigh (onda R) [Rayleigh W ave (R -Wave)J Onda superficial en la que partículas individuales de material se mueven en una trayectoria elíptica dentro de un plano vertical orientado en la dirección del movimiento de la onda. Onda S (S -W ave) Onda de cizalla gue mueve las partículas en perpendicular a la dirección de propagación, produciendo por tanto esfuerzo de cizalla en el material que atraviesa; también conocida como onda secundaria; las ondas S sólo atraviesan sólidos. Ondas P (P -W ave ) Onda de compresión; es la onda sísmica más rápida y puede viajar a través de sólidos, líquidos y gases; también se llama onda primaria. Organismo fósil (Body Fossil) Restos de un organismo, como huesos, dientes, conchas y, raramente, partes blandas. (Véase también Rastro fosilizado.) Organismo multicelular (Multice lled O rganism ) Organismo compuesto de muchas células a diferencia de la célula única; posee células especializadas para realizar funciones específicas. Ornitisquios (Ornithischia) Uno de los dos órdenes de dinosaurios, caracterizado por una pelvis similar a la de las aves; incluye a ornitópodos, estegosaurios, anquilosaurios, paqúicefalosaurios y ceratópsidos. (Véase también Saurisquios.)

Orogenia (Orogen y) Formación de montañas que supone una deformación, normalmente acompañada de actividad ígnea y engrosamiento de la corteza. Orogenia acadiense (A cadian Orogen y) Episodio de deformación de Devónico en el norte del cinturón móvil de los Apalaches como consecuencia de la colisión de Báltica con Laurentia. Orogenia alleghánica-hercínica (H ercynian-Alleghenian Orogen y) Acontecimiento orogénico del período Carbonífero al Pérmico durante el cual se deformaron el cinturón móvil de los Apalaches al este de Norteamérica y el cinturón móvil hercínico o varisco del sur de Europa. Orogenia caledónica ( Caledoni an Orogeny) Episodio de deformación SilúricoDevónico a lo largo del margen noroeste de Báltica cuando colisionó con Laurentia. Oro genia de Antier (Antier Orogeny) Deformación del Devónico Superior al Carbonífero que afectó al cinturón móvil de la Cordillera desde Nevada a Alberta, Canadá. Orogenia de la Cordillera (Cordilleran Orogen y) Episodio de deformación gue afectó al margen oeste de Norteamérica del período Jurásico al Cenozoico Inferior.; dividido en tres fases distintas llamadas orogenia de Nevádica, Sevier y Laramide. Orogenia Laramide (Laramide Orogeny) Fase de la orogenia de la cordillera del Cretácico Superior al Cenozoico Inferior; responsable de muchas de las características estructurales de las montañas Rocosas actuales. Orogenia Nevádica (N evadan Orogen y) Fase de la orogenia de la cordillera del J másico Superior al Cretácico; afectó de un modo más importante a la parte oeste del cinturón móvil de la Cordillera. Orogenia Ouachita ( Ouachita O rogeny) Período de formación de montañas que tuvo lugar en el cinturón móvil de Ouachita durante el período Carbonífero. Orogenia Sevier (S evier Orogeny) Fase del Cretácico de la orogenia de la Cordillera que afectó a la plataforma continental y a las áreas de talud del cinturón móvil de la Cordillera. Orogenia Sonoma (Sonoma O rogen y) Orogenia Pérmico-Triásica provocada por la colisión de un arco insular con el margen suroeste de Norteamérica. Orogenia Tacónica (Taconic Orogen y) Episodio de formación de montañas del período Ordovícico que provocó la deformación del cinturón móvil de los Apalaches. Orógeno (Origen ) Parte lineal de la corteza terrestre que fue o está siendo deformada durante una orogenia; parte de un cinturón orogénico. Osteíctios, peces óseos (Bony Fish ) Peces con un esgueleto interno de hueso; del orden de los Osteíctios .. Ostracodermo (Ostracodenn) Pez caracterizado por tener una coraza ósea pero ni mandíbula ni dientes; apareció durante el Cámbrico Superior, haciendo que sean los vertebrados más antiguos que se conocen.

GLOSARIO

Oxidación (Oxidation) Reacción del oxígeno con otros átomos para formar óxidos o, si hay agua presente, hidróxidos. Pahoehoe, lava cordada (Palioelioe) Tipo de colada de lava que tiene una superficie cordada y suave. Paleomagnetis~o (Paleomagnetism) Magnetismo residual de las rocas que se estudia para determinar la intensidad y dirección del antiguo campo magnético de la Tierra. Paleontología (Paleontology) Utilización de los fósiles para estudiar la historia de la vida y las relaciones entre los distintos organismos. Pangea (Pangaea) Nombre que propuso Alfred \N'egener para un supercontinente formado por todas las masas continentales de la Tierra a finales de la era Paleozoica. Pavimento desértico (Desert Pavement) Superficie en forma de mosaico de guijarros muy ajustados, adoquines y rocas alisadas que encontramos en muchas regiones ári-

das; se produce como resultado de la erosión por el viento de la arena y partículas más pequeñas. Pedalfer (Pedalfer) Suelo formado en regiones húmedas con un horizonte A rico en materiales orgánicos y con arcillas ricas en aluminio y óxidos de hierro en el horizonte B. Pedimento (Pediment) Superficie de erosión de bajo relieve que desciende suavemente desde la base de un sistema montañoso.

Pedocal (Pedocal) Suelo característico de regiones áridas y semiáridas que posee un horizonte A fino y un horizonte B rico en carbonato cálcico. Pelicosaurio (Pelycosattr) Reptiles del período Carbonífero al Pérmico que tenían algunas características de los mamíferos; muchas especies tenían grandes aletas en el lomo. Perfil sísmico (Seismic Profiling) Método por el cual ondas fuertes generadas en una fuente de energía penetran las capas situadas debajo de los fondos oceánicos. Parte de la energía se refleja desde diversas capas a la superficie, haciendo posible determinar la naturaleza de las capas. Periodo de semidesintegración o vida media (Half-Life) Tiempo necesario para que la mitad del número original de átomos radioactivos de un elemento se descompongan en un elemento hijo estable; por ejemplo, la vida media del potasio 40 es de l. 3 00 millones de años. Perisodáctilos (Perissodacty) Orden de mamíferos ungulados de dedos impares que incluye a los actuales caballos, rinocerontes y tapires. Permafrost (Pennafrost) Terreno que est¡í permanentemente congelado. Permeabilidad (Permeability) Capacidad de un material para transmitir fluidos. Peso específico ( Specific Gravity) Proporción del peso de una sustancia, especialmente de un mineral, con respecto a un vo-

lumen igual de agua a 4º C.

Pez cartilaginoso (Carti laginous Fisli) Tiburones , rayas y sus parientes extintos que tienen un esqueleto interno de cartílago. Pie de talud o elevación continental (Continental Rise) Parte ligeramente inclinada del margen continental situada entre el talud continental y la llanura abisal. Pitón volcánico (Volcanic Neck) Remanente de la erosión del material que se ha solidificado en una chimenea volcánica. Placa (Plate) Segmento individual de la litosfera que se mueve sobre la astenosfera. Placodermo (Placodenn) Pez del Silúrico Superior al Pérmico con placas en la piel, mandíbulas y coraza ósea, especialmente en la cabeza y el área de los hombros. Plancton (Planhton) Organismos acuáticos que flotan pasivamente, como el fitoplancton (plantas) y el zooplancton (animales ). (Véase tambi.én Necton.) Planeta joviano Uovian Planet) Cualquiera de los cuatro planetas (Júpiter, Saturno , Urano y Neptuno) que se parecen a Júpiter. Todos son grandes y tienen densidades bajas, lo que indica que están compuestos en su mayor parte de gases ligeros, como hidrógeno y helio, y compuestos congelados, como amoniaco y metano. Planeta terrestre (Terrestrial Planet) Cualquiera de los cuatro planetas más internos (Mercurio, Venus, Tierra y Marte). Son todos pequeños y tienen densidades de media alta, lo que indica que están compuestos de roca y elementos metálicos. Plano de falla (Fault Plane) Superficie de una falla que es más o menos .plana. Planta vascular sin semillas, helecho (Seedless Vascular Plant) Planta con tejidos especializados para transportar fluidos y nutrientes que se reproduce por esporas en lugar de semillas, como los helechos y los juncos. Plataforma (Platfonn) Parte de un cratón que se encuentra enterrada debajo de rocas sedimentarias horizontales o ligeramente deformadas. Plataforma continental (Continental Shelf) Parte muy ligeramente inclinada del margen continental situada er{tre la línea de costa y el talud continental. Plataforma litoral (Wave Cttt Platfonn) Superficie biselada que se inclina ligeramente hacia el mar; formada por la erosión . y la retirada de un acantilado. Playa (Beach) Depósito de sedimentos que se extiende hacia tierra desde la zona de marea baja hasta un cambio en la topografía o donde cmníence una vegetación permanente.

Playa alta o trasplaya (Backshore) Parte de una playa normalmente seca que sólo se cubre de agua debido a olas tormentosas o mareas especialmente altas. Playa árida (Playa) Lecho de lago seco que se encuentra en los desiertos. Playa baja, zona intermareal o anteplaya (Foreshore) Parte de una playa cubierta de agua con la marea alta pero expuesta durante la marea baja. Pliegue (Fold) Tipo de estructura geológica en la que las características planas de las

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capas de la roca, como la estratificación y la foliación, se han curvado. Pliegue monoclinal (Monocline) Pliegue o flexión en capas rocosas horizontales o buzando uniforn1e1nente. Plutón (Plttton) Cuerpo ígneo intrusivo que se forma cuando el magma se enfría y cristaliza dentro de la corteza, por ejemplo, un batolito o sil\. Plutón concordante (Concordant Plttton) Cuerpo ígneo intrusivo cuyos límites son paralelos a las capas de la roca de caja (Véase también Plutón discordante.) Plutón discordante (Discordant Pluton) Plutón con límites que cortan las capas de la roca de caja. (Véase tarnhién Plutón concordante.) Point bar o barra de meandro (Point Bar) Conjunto de sedimentos depositados sobre el lado ligeramente inclinado de la curva de un meandro. Polímero (Polymer) Molécula orgánica relativamente compleja, como los ácidos nuc leicos y las proteínas, formada por la unión de monómeros. (Véase también Monómero.) Porosidad (Porosity) Porcentaje del volumen total de poros de un material. Pozo de agua (Water Well) Pozo cavado o perforado en la zona de saturación. Presión diferencial (Differential Pressttre) Presión que no se aplica de igual forma a todos los lados de una roca. Presión litostática (Lithostatic Pressure) Presión ejercida sobre las rocas por el peso de las rocas superpuestas. Primate (Primate) Cualquiera de los mamíferos perteneciente al orden de los Primates; incluye a los prosimios (lémures y társidos ), monos, simios v humanos. Principio de continuidad lateral (Principie of Lateral Continttity) Principio que sostiene que las capas de roca se extienden hacia el exterior en todas direcciones hasta que terminan. Principio de inclusión (Principie of Inclusions) Principio que sostiene que las inclusiones o fragmentos de una roca son más antiguos que la unidad rocosa que los contiene; por ejemplo, las inclusiones de granito en arenisca son más antiguas que la arenisca. Principio de intersección (Principie of _ Cross-Ctttting Relationsliips) Principio que sostiene que una falla o intrusión ígnea debe ser más reciente que la roca que intruye o corta. Principio de isostasia (Principie of lsostasy) Concepto teórico que sostiene que la corteza terrestre está "flotando" en una capa subyacente densa. (Véase Rebote isostático.) Principio de la horizontalidad original

(Principie of Original Horizontality) De acuerdo a este principio, los sedimentos se depositan en capas horizontales o casi horizontales. Principio de sucesión faunística (Principle of Fossil Sttccession ) Principio que sostiene que los fósiles, y especialme.nte grupos o asociaciones de fósiles, se suceden

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GLOSARIO

unos a otros a través del tiempo en un orden regular y predecible. Principio de superposición (Principie of Superposition) Principio que sostiene que en una secuencia vertical de rocas sedimentarias no deformadas, puede determinarse la edad de las rocas por su posición en la secuencia, siendo la más antigua la de la parte inferior seguida sucesivamente por capas más recientes. Principio del uniformismo (Principie of Uniformitarianism) Principio que sostiene que podemos interpretar acontecimientos pasados comprendiendo los procesos actuales, basándose en la idea de que los procesos naturales siempre han funcionado del mismo modo. Procesos gravitacionales (Mass Wasting) Movimiento descendente de los materiales de la Tierra bajo la influencia de la gravedad. Productor primario (Prima1y Producer) Organismo de Ul)a cadena alimenticia, como una bacteria o una planta verde, que fabrica sus propias moléculas orgánicas y del que dependen otros miembros de la cadena para su sustento. (Véase también Autotrófico.) Protón (Proton) Partícula de carga positiva que se encuentra en el núcleo de un · átomo. Protorothyrid (Protorothyrid) Categoría agrupada libremente de pequeños reptiles tipo lagarto. Provincia de cuenca y sierra (Basin and Range Province) Área de fallas del período Cenozoico con centro en Nevada pero que se extiende a los estados adyacentes y al norte de Méjico. Punto caliente (Hot Spot) Zona localizada de fusión debajo de la litosfera; detectada en la superficie por el volcanismo. Punto de Curie (Cut-ie Point) Temperatura a la cual los minerales con hierro que se encuentren en un magma o lava en proceso de enfriamiento adquieren su magnetismo. Rastro fosilizado (Trace Fósil) Cualquier indicación de actividad orgánica prehistórica, como rastros, huellas y nidos , preservada en las rocas. (Véase también Orgatiismo fósil. ) Rebote isostático (Isostatic Rebound) Fenómeno en el cual la descarga en la corteza hace que ésta se eleve hasta alcanzar un equilibrio. Recurso (Resource) Concentración de material sólido, líquido o gaseoso natural dentro o sobre la corteza terrestre en cantidad y calidad que hace económica su extracción . Red de drenaje (Drainage Pattern) Distribución espacial de los canales de un sistema de drenaje. Reflexión (Refl.ection) Regreso a la superficie de parte de la energía de una onda sísmica cuando se encuentra un lfmite ·que separa materiales de diferente densidad o elasticidad. Refracción (Refrnction) Cambio én dirección y velocidad de una onda sísmica

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cuando viaja de un material a otro de diferente densidad o elasticidad. Refracción de las olas (Wave Refraction) Las olas se curvan de manera que se mueven en paralelo a la costa. Registro geológico (Geologic Record) Registro de acontecimientos biológicos y físicos prehistóricos preservados en las rocas. Regolito (Regolith) Capa de roca no consolidada, fragmentos de minerales y suelo que cubre la mayor parte de la superficie terrestre. Regresión marina (Marine Regresión) Retirada del mar de un continente o área costera dando como resultado la emersión de terreno a medida que baja el nivel del mar o la tierra se eleva con respecto al nivel del mar. Reptación (Creep ) Tipo generalizado de proceso gravitacional en el que el suelo o la roca se mueve pendiente abajo lentamente. Reserva (Reserve ) Parte de la base de recursos que se puede extraer económicamente. Rift continental (Midcontinent Rift) Fosa del Proterozoico Superior situada en Laurentia en la que se acumularon rocas sedimentarias y volcánicas. Rizadura (Ripple Marlt) Estructura en forma de ola (ondulada) que se produce en sedimentos elásticos, especialmente arena, debido a corrientes de agua y viento unidireccionales o a corrientes de agua oscilantes. Roca (Roch) Agregado sólido de uno o más minerales, como la caliza y el granito, o agregado consolidado de fragmentos de roca, como el conglomerado, o materiales no cristalinos, como el carbón y la obsidiana. Roca carbonática (Carbonate Roch) Cualquier roca, como por ejemplo la caliza y la dolomía, formada en su mayor parte por carbonatos. Roca de caja (Country Roch) Cualquier roca preexistente en la que haya penetrado un plutón o que haya sido alterada por algún tipo de metamorfismo. Roca ígnea (Igneous Roch) Roca formada por el enfriamiento y cristalización de magma o lava, o por la consolidación de materiales piroclásticos. Roca madre (Parent Material) Material que se meteoriza química y mecánicamente para dar lugar a suelo y sedimentos. Roca metamórfica (Metamorphic Rocl<) Cualquier roca que haya cambiado su condición original debido al calor, la presión y la actividad química de fluidos, como el mármol y la pizarra. Roca p lutónica (ígnea intrusiva) [Plutonic (Intrusive Igneous) Roch] Roca ígnea que se forma a partir del magma que se ha solidificado en el interior de la corteza. Roca sedimentaria (Seditnentary Roch) Roca compuesta de sedimento litificado, como la caliza y la arenisca. Roca sedimentaria bioqu ímica (Biochemical Sedim.enta1y Roch) Roca sedimentar_ia producida por las actividades químicas de-los organismos. (Véase también Roca sedimentaria química.)

Roca sedimentaria detrítica (Detrital Sedimentary Roch) Roca sedimentaria compuesta de partículas sólidas (clastos) de rocas preexistentes. Roca sedimentaria química (Cheinical Sedimentary Roch) Roca sedimentaria formada por minerales disueltos durante la meteorización química y más tarde precipitados a partir del agua del mar, de un lago, o extraídos por disolución por algún organismo. (Véase también Roca sedimentaria bioquímica.) Roca volcánica (ígnea extrusiva) [Volcanic (Extrusive Igneous) Roch] Roca ígnea que se forma cuando el magma sale a la superficie de la Tierra donde se enfría y cristaliza, o cuando los materiales piroclásticos se consolidan. Rocosas ancestrales (Ancestral Rochies) Elevación del Paleozoico Superior en la parte suroeste del cratón norteamericano. Rompiente (Breaher) Ola que se hace más pronunciada al entrar en aguas poco profundas hasta que su cresta cae en picado Saurisquios (Saurischia) Orden de dinosaurios caracterizado por tener una pelvis como la de los lagartos; incluye a los terópodos, los prosaurópodos y los saurópodos. (Véase también Ornitisquios.) Secuencia cratónica (Cratonic Sequence ) Secuencia generalizada de rocas sedimentarias limitadas por encima y por debajo por discordancias, depositada durante ún ciclo transgresivo-regresivo de un mar epeírico. Secuencia de Absaroka (Absaroha Sequence) Rocas sedimentarias que se extienden desde el Carbonífero Superior hasta el Jurásico Inferior limitadas por encima y por debajo por discordancias; depositadas durante un ciclo de trasgresión-regresión del mar de Absaroka. Secu en cia de Kaskaskia (Kashaslda Sequence) Secuencia generalizada de rocas sedimentarias del Devónico y el Carbonífero, limitadas por encima y por debajo por discordancias, depositada durante un ciclo transgresivo-regresivo del mar de Kaskaskia. Secuencia de Sauk (Sault Sequence) Asociación generalizada de rocas sedimentarias limitadas por encima y por debajo por discordancias depositada durante un ciclo transgresivo-regresivo del mar de Sauk del Proterozoico Superior al Ordovícico Inferior. Secuencia de Tippecanoe (Tippecanoe Sequence) Conjunto de rocas sedimentarias, limitadas por encima y por debajo por discordancias, depositado durante un ciclo transgresivo-regresivo del mar de Tippecanoe del Ordovícico al Devónico Inferior. Sedimento (Sediment) Agregado suelto de sólidos derivado de rocas preexistentes por medio de la meteorización, o sólidos precipitados de una disolución por procesos químicos inorgánicos o extraídos de una disolución por organismos. Selección artificial (Artificial Selection) Práctica de criar plantas y animales de manera selectiva para conseguir las características deseadas. Selección natural (Natural Selection) Mecanismo que explica la reproducción y

GLOSARIO

supervivencia diferencial entre los miembros de una especie; es el mecanismo propuesto por Darwin y Wallace para explicar la evolución. Seno (Trough) Punto más bajo entre las crestas de las olas. Series de cristalización de Bowen (Bowen 's Reaction Series) Serie de minerales que forman una secuencia específica al enfriars e el magma o lava; originalmente se propuso para explicar el origen del magma félsico e intermedio a partir del magma máfico. S iberia (Liberia) Uno de los seis grandes continentes del Paleozoico; comprendía la parte de Rusia al este de los montes Orales y la parte de Asia al norte de Kazakhstan y al sur de Mongolia. Sierra de las Cascadas (Cascade Range) Cadena montañosa con varios volcanes activos en el norte de California, Oregón, Washington y al sur de la Columbia Británica, en Canadá. Silicato (Silicate) Mineral que contiene sílice, por ejemplo, el cuarzo (Si02) . Silicato ferromagnesiano (Ferrotnagnesian Silicate) Silicato que contiene hierro, magnesio, o ambos. (Véase también Silicato no ferromagnesiano .) Silicato no ferromagnesiano (Nonferromagnesian Silicate) Silicato que no tiene ni hierro ni magnesio. (Véase también Silicato ferromagnesiano.) Sílice (Silica) Compuesto de silicio y oxígeno. Sill (Sill) Intrusión concordante tabular o en forma de lámina. Sinclinal (Syncline) Pliegue en forma de arco descendente en el que las rocas expuestas más recientes coinciden con el eje del pliegue y todos los estratos se inclinan hacia el eje. Síntesis moderna (Modern Síntesis) Combinación de ideas de los científicos con respecto a la evolución que incluye la teoría de la herencia de los cromosomas, la mutaciones como origen de la variación y el gradualismo, pero que rechaza la idea de características adquiridas. Sismógrafo (Seismograph) Instrumento que detecta, registra y mide las diversas ondas producidas por los terremotos. Sismología (Seismology) Estudio de los terremotos. Sistema (System) Combinación de partes relacionadas que interactúan de una manera organizada; los sistemas de la Tierra son la atmósfera, la hidrosfera, la biosfera y la litosfera. Sistema artesiano (Artesian System) Sistema de agua subterránea con alta presión hidrostática que hace que el agua se eleve por encima del nivel del acuífero. Sólido cristalino (Crystalline Solid) Sólido en el que los átomos constituyentes están dispuestos en una estructura regular tridimensional. Solifluxión (Solif/.uction) Proceso gravitacional que implica el movimiento descendente lento de materiales superficiales saturados de agua; especialmente el flujo en

elevaciones o latitudes altas donde dicho flujo está debajo del suelo congelado. S tock (Stoch) Plutón discordante de forma irregula con un área de superficie menor a 100 km 2 . Suelo (Soil) Regolito formado por materiales meteorizados, agua, aire y humus que puede sustentar vegetación. Tabla de agua (Water Table) Superficie que separa la zona de aireación de la zona saturada. Talud (Talus ) Acumulación de fragmentos angulares gruesos en la base de una pendiente. Talud continental (Continental Slope ) Parte inclinada relativamente pronunciada del margen continental situada entre la plataforma continental y la elevación continental o una fosa oceánica. Técnica de datación del carbono 14 (Carbon 14 Dating Technique) Técnica de datación absoluta que se basa en la proporción de 14C y 12C en una sustancia orgánica; resulta útil para datar hasta 70.000 años atrás. Temblor volcánico (Volcanic Tremor) Movimiento del suelo que puede durar desde unos minutos hasta varias horas provocado por el movimiento del magma debajo de la superficie, en contraposición con las sacudidas repentinas que producen la mayoría de los terremotos. Tensión (Tension) Un tipo de esfuerzo en la que las fuerzas actúan en direcciones opuestas pero a lo largo de la misma línea, tendiendo, por lo tanto, a estirar un objeto. Teoría (Theory) Explicación de un fenómeno natural que tiene un gran conjunto de pruebas que la apoyan. Para ser científica, una teoría debe ser comprobable, por ejemplo, la teoría de la tectónica de placas. Teoría de la evolución (Theory Of Evolution) Teoría que sostiene que todos los organismos están relacionados y que descienden, con modificaciones, de organismos que vivieron en el pasado. Teoría de la nebulosa solar (Solar Nebula Theory) Teoría de la evolución del sistema solar a partir de una nube de gas en rotación. Teoría de la tectónica de placas (Plate Tectonic Tiieory) Teoría que sostiene que los grandes segmentos de la parte externa de la Tierra (placas litosféricas) se mueven unos con respecto a otros. Teoría de Milankovith (Milanlwvitch Tiieory) Explicación de las variaciones cíclicas del clima y el comienzo de las eras glaciares como resultado de irregularidades en la órbita y rotación de la Tierra. Teoría del rebote elástico (Elastic Rebound Theory) Explicación para la súbita liberación de energía que provoca los terremotos cuando las rocas sometidas a un esfuerzo s.e fracturan y vuelven a su condición inicial sin deformar. Terápsido (Therapsid) Mamífero del Pérmico al Triásico similar a los reptiles; losancestros de los mamíferos se encuentran entre un grupo de terápsidos conocidos como cinodontes.

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Terraza fluvial (Stream Terrace ) Restos de erosión de una llanura de inundación formada cuando una corriente estaba fl uyendo a un nivel más alto. Terraza marin a (Marine Terrace) Plataforma litoral que ha quedado por encima del nivel del mar. Terremoto (Earthqualte) Vibraciones provocadas por la súbita liberación de energía, normalmente como resultado del desplazamiento de rocas en las fallas. Terreno acrecionario o terrane (Terrane) Bloque de roca con características diferentes a las de las rocas que lo rodean. Probablemente, los terranes son montes submarinos, .dorsales oceánicas y otras características del fondo marino que se acrecionaron a los continentes durante las orogenias. Tetraedro de silicio (Silica Tetrahedmn) Unidad estructural de todos los silicatos; consiste en un átomo de silicio y cuatro de oxígeno coordinados tetraédricamente. Textura afanítica (Aphanitic Textura) Textura de las rocas ígneas en la que los granos de minerales individuales son demasiado pequeños para ser vistos sin aumento; es resultado del rápido enfriamiento del magma y, generalmente, indica un origen extrusivo. Textura fanerítica (Phaneritic Textiira) Textura de roca ígnea en la que los minerales son fácilmente visibles sin necesidad de aumento. Textura foliada (Foliated Textura) Textura de las rocas metamórficas en la que los minerales alargados y planos se alinean de forma paralela. Textura no foliada (Nonfoliated Textura) Textura metamórfica en la que no se aprecia ninguna orientación preferente de los minerales. Textura piroclástica (fragme nta!) [Pyroclastic (Fragmental) Textura] Textura fragmenta! característica de las rocas ígneas compuesta c\e materiales piroclásticos. Textura porfídica (Porphyritic Textum) Textura ígnea con minerales de tamaños marcadamente diferentes. Till (Hill) Todo sedimento depositado directamente por el hielo glaciar. Tómb ola (Tombolo) Tipo de barra litoral que se extiende desde la costa y conecta el continente con una isla. Topografía cárstica (Karst Topograpliy) Paisaje que consiste en numerosas cuevas, dolinas y valles formados por la disolución de rocas como calizas y dolomías. Transgresión marina (Marine Tran sgression) Invasión por el mar de un área costera o de un continente como resultado de una elevación del nivel del mar o el hundimiento del terreno. Tren de valle (Valley Train) Depósito largo y estrecho de acumulación de derrubios estratificados, confinado dentro de un valle glaciar. Tsunami (Tsunami) Gran ola marina provocada normalmente por un terremoto, pero que también puede producirse como resultado de derrumbamientos submarinos y erupciones volcánicas.

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GLOSARIO

Tubo de lava (Lava Tttbe) Túnel situado por debajo de la superficie solidificada de un fluj o de lava a través del cual flu ye la lava; también , el espacio hu eco que queda cuando la lava de un tubo se agota. Ungulado (Ungiilate) Término que se refiere a los mamíferos con pezuñas , especialmente a los pertenecientes a los órde nes de los Artiodáctilos y los Perisodáctilos. Unidad bioestratigráfica (Biostratigra phic Unit) Conjunto de rocas sedimentarias definidas por su conteni do fó si l. Unidad de tiempo (Time Unit) Cualquiera de las unidades , como eón, era, período, época y edad, utilizadas para referirnos a interva los específicos de tiempo geológico. Unidad estratigráfica de tiempo (Time Stratigraphic Unit) Conjunto de estratos qu e fu e depositado durante un intervalo de tiempo geológico específico; por ejemplo, el Sistema Devónico (una unidad estratigráfica de tiempo) fue depositado durante el período Devónico. Unidad litoestratigráfíca (Litlwstratigraphic Unit) Conjunto de rocas, por ejemplo, una formación, definido únicamente por sus atributos físicos. Valle (Valley) Depresión linea l limitada por áreas más altas, como crestas o montañas . Valle colgado (Hanging Valley) Va lle glaciar tributario cuyo suelo está a un nivel más alto que el del valle glaciar principa l. Valle glaciar en forma de U (U-Sliaped Glacial Troiigh) Valle con pared es verticales o inclinadas y una base amplia bastante llana formado por el movimiento de un glaciar a través de un valle fluvial.

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Vascular (Vascular) Pl antas terrestres que tienen tejidos es pecializados para transportar fluidos. Velocidad (Velocity) Medida de distancia recorrida por unidad de tiempo, como por ejemplo, la velocidad de flujo de un río o corriente. Ventifacto (Veritifact) Piedra con una su perficie pulida, con marcas y face tas causa: das por la ab rasión del viento. Vertebrado (Vertebrate) Animal que posee una columna vertebral segmentada, como los peces, anfibios, reptil es, aves y mamíferos. Vesícula (Vesicle) Agujero o cavidad pequeña form ada por el gas atrapado en la lava en proceso de enfriamiento. Viscosidad (Viscositv) Resistencia de un fluido a fluir. , Volcán (Volcano) Colina o montaña formada alrededor de una chimenea como resu ltado de una erupción de lava y de materiales piroclásticos. Volcán compuesto (estratovolcán) [Composite Volcano (Stratovolcano)J Volcán compuesto de coladas de lava y capas piroclásticas, normalmente de composición intermedia. Volcán en escuc\o (Sliield Volcano) Volcán en form a de domo co n un perfil redon deado y bajo formado principalmente por coladas de lava basálti ca superpuestos. Volcanismo (Volcani.~m) Procesos por los cuales el magma y su s gases asociados as cienden a través de la corteza y salen a la superficie o a la atmósfera. Zona de ablación (Zone of Wastage) Parte de un glaciar dond e las pérdidas por fu -

sión , la sublimación y el desprendi miento de icebergs supera la tasa el e acumulación. Zona de acumulación (Zone of Accmnulatiori) Parte de un gla ciar donde el suministro excede a las pérdidas y la superficie del glaciar está perennemen te cubi erta de nieve. También se refiere al horizonte B del suelo donde el material fino arra strado o soluble disuelto del horizonte A se acumula en ma sas irregul ares . Zona de aireación (Zone of Aeration) Zona situada encima de la tabla de agua que contiene aire y agua dentro de los espacios porosos de suelo, sedimentos o rocas. Zona de saturación (Zone of Saturation) Area situada debajo de la tabla de agua en la qu e todos los espacios porosos es tán llenos de agua. Zona de sombra de las ondas P (P-Wave Sliadow Zone) Area situada entre los 103 y 143 grados de di stancia del hipocentro de un terremoto donde los sismógrafos registra n poca energía de una onda P. Zona de sombra de las ondas S (S-Wave Sliadow Zone) Aqu ellas zonas a más de J 03 grados de distancia del hipoce ntro de un terremoto donde no se registran las ondas S. Zona económica exclusiva (ZEE ) (Exclusive Economic Zone, EEZ) Area de 3 7 1 km hacia el mar desde la costa de los Estados Unidos y sus posesiones sobre la que los Estados Unidos rec lama los dere" chos so bre todos los recursos. Zona metamórfica (Metamorplzic Zone) Región entre líneas de igual intensidad metamórfica, conocidas como isogradas.

Índice A Abanicos aluviales, 337-339, 426, 427, 468 submarinos, 248 , 249, 250 Aberfan, \>Vales, 318, 319, 320 Abrasión

acantilados y, 448 corriente de agua y, 331 erosión glacial y, 392, 393 erosión por el viento y, 412-415 transporte y, 164 Absaroka, 571 Acanaladuras, 161, 346 Acantilados, 450-458, 449 Acantodio, 604 Acción hidráulica, 33 1, 448 Ácido carbónico, 155, 363 Ácido desoxirribonucleico (ADN), 504, 506, 515 Acreción, 530 Actividad de fluidos 186- 191 , 202 hidrotermal, 58, 202, 376-379 Acuicludo, 357-362 Acuífero de las High Plains, 369-37 1 Acuíferos, 357-359, 369-37 1 Agua. Véase tmnbién Agua subterránea; Océanos; Corrrientes de agua arcillas y, 309, 3 12 del mar, 85, 163, 202, 242, 252-262, 370-371, 385, 435, 457 desprendimientos de rocas y, 305 en suspensión, 358-359

estabilidad de vertiente, 304 experiencia humana y, 11 -12 metamorfismo y, 186, 188 meteorización química y, 154-156 procesos gravitacionales y, 299-304, 316, 318 suelos saturados de agua, 220-222, 22 1, 301 , 3 13 superficial, 3 16 Aguamarina, 106-107 Aguas subterráneas

absorción de agua, 356-358 calidad del, 374-375 como recurso, 356, 369-370 contaminación del, 356, 369, 373-374 corrientes y, 329, 356, 358 desiertos y, 423-426 efecto de la humanidad en, 369-375 erosión y, 33 1, 362-369 glaciares y, 385-388 hidroterma l, 376-379 hundimiento, 369-373 incursiones de agua salada y, 369-373, 37 1 movimiento de, 356, 358-359, 359 pozos de agua y, 359-36 1 precipitación y, 327, 356, 358, 360, 373 sistemas artesianos, 36 1-362, 362

tabla de agua, 358, 369-370 Alcance del viento, 440 Alpes, 52, 268, 289, 385 Alteración hidrotermal, 190 Aluminio, 86-89 , 151, 163 Aluvión, 332 Alvin, 245 , 253 Ámbar, 66, 67 Ambiente de depósito determinación del, 171 -1 76 facies sedimentarias y, 170-1 7 1

fósiles y, 173-176, 517 rocas s~dimentarias y, 171-176 tipos de, 164- 166, 332-333 Amonoideos, 638 Amplitud de onda, 439-443 Anaeróbico, 5 50

Andesita, 50-53 , 104, 105, 106, 288 Anfibolita, 194, 201 Angiosperma, 640 Anticlinal, 273, 274, 275 Antracita, 170, 176, 197 Antropoides, 692 Aragonito, 80, 8 5 Árboles filogenéticos, 51 O, 511 Arcillas, 158-159, 164, 168, 176, 301 , 305, 307-3 13, 358, 401 , 411 pelágicas, 258, 258, 259 rápidas, 305 , 309, 312 Arcosas, 167-168 Arcosaurio, 64 I Archaeopteryx, 6 5 1 Archidislwdon meridionalis, 498 Arenisca, 167, 170, 17 1, 175, 177, 190, 358, 428, 423,474 Arranque, 392, 395, 399 Arrecifes barrera, 256, 256, 250 caliza y, 171- 172, 256 costas y, 435 de coral, 171-172, 244, 259 definición de, 259 entornos en complejos de arrecifes, 25 7

evolución de, 256 marginales, 256, 259 tipos de, 2 56-257, 256-25 7 Arte, 424-425 Atmósfera circulación de, 4 19, 420, 420, 436 corriente de agua y, 326 c o stas y, 435 de planetas, 16-17 meteorización química, 154

meteorización y, 22, 150 origen de, 1 5 sistema de la Tierra y, 4, 5, 6 teoría de la tectónica de placas y, 19 volcanes y, 123 Atolones, 256, 256, 259 Átomos, 67, 67-73, 97, 484 Augita, 77, 82-84 Aureolas, 189, 190 Australopitecos, 695 Autotrófico, 550 Aves, 510-521

B Bajada, 426, 42 7 Báltica, 5 64 Barra(s) de bahía, 443, 446, 447 de meandro, 334, 334-335 flechas , 446 Basalto(s) clasificación de, 105, 105 coladas de lava, 130-137 como roca ígnea, 85, 104- 1Oí

composición de, 8 7 corteza oceánica y, 236, 246, 289

del río Columbia, 109, 138 desiertos y, 428 dorsales oceánicas y, 48, 252 lava almohadilla y, 126-127 meteorización química y, l 5 7 playas y, 443-446 Base de la ola, 439-441, 440 Batolito(s) caracterís ticas de, 109, 110

datación relativa y, 47 1-475 de Idaho, 113 de la Cordillera de la Costa, 113, de Sierra Nevada, ~2, 11 O, 112 emplazamiento de, 114, 115 montañas y, 284

Bauxita, 163 Bentos, 591 Bermas, 443-444, 444, 453 Biosfera energía marea) y, 4 3 7 extinciones en masa, 5 12 meteorización y, 22, 150 sistema de la Tierra y, 4 , 5 , 6

teoría de la tectónica de placas y, 19 volcanes y, 123 Biotita, 76-8 1, 82, 83-84, 92-106 Biozonas, 493, 493, 151-156 Bípedo, 643 Bombas (materiales piroclásticos), 128, 129, 130 Bordes continentales, 45-52 Bordes de placas convergentes actividad ígnea y, 22, 107, 144 antiguos, 51-52 astenosfera y, 20 continentales, 49-52, 288-289 de placas litosféricas oceánicos y continentales, 49-52, 288 deformación y, 49, 268 ejemplos de, 48 fallas y, 280 litosfera y, 20, 49-52 magma y, 49-50, 97- 100 menas de metal y, 58 metamorfismo regional y, 19 1 metamorfismo y, 49, 186, 201 , 201, 202 montañas y, 49- 52, 274, 279, 284, 285 oceánicos, 49- 51 , 51 , 285 recursos naturales y, 5 8

teoría de la tectónica de placas y, 49-52 terremotos y, 49-50, 21 1, 2 12, 268 volcanes y, 94-95, 105-106, 139-144, 268 Bordes transformantes

definición ele, 52 deformación y, 268 ejemplos de, 48, 53 falla de San Andrés y, 48 fallas de transformación y, 52-53 fallas y, 280 litosfera y astenosfera y, 19 terremotos y, 52-53, 2 11 , 268 Bordes de placas divergentes actividad ígnea y, 86, 100, 144 deformación y, 268 desarrollo de, 4 5-48, 49 dorsales oceánicas y, 48, 252 ejemplos de, 48, 49 fallas y, 280 litosfera y astenosfera y, 20 menas de metal y, 58 metamorfismo y, 202

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Í N DI CE

recursos naturales y, 58 terremotos y, 48 , 211, 212 , 268 volcanes y, 94, 142-144 , 268-284 Bordes de placas litosféricas oceánicas , 48-50, 51 ,

285 y continentales, 45-48, 50-51 , 51, 201 , 201, 202

Bordes laterales (diques), 337-338, 341 Braquiópodos , 593 Brecha(s) de falla, 278, 282 sedimentarias, 166 , 166-167, 167 volcánica, l 07

Brillo, 71 , 8 1 metálico, 71, 81 no metálico, 81

Buzamiento, 273, 272-276, 278, 280

e Cabalgamientos, 246, 279, 283 , 284-2 85 , 286 , 288-289 Calcita, 80, 81, 82- 86, 135, 155, 168 Caldera(s), l 30-134 Caliche, 1 59 Caliza(s) arrecifes y, 172, 2 5 6 Burren, región de Irlanda y, 366-367, 366-367 carbonato, 80 como facies sedimentarias, 170, 1 70-1 71 como recu rso, 176 como roca sedimentaria, 168 compactación y cementación, 165

de Muav, 176 de Santa Genoveva, 356 distribución de, 363 , 363 manantiales y, 360 mármol y, 197, 196-198

metamorfismo de contacto y, 189 meteorización y, 366, 428

oolíticas, 168, 169 porosidad de la, 3 5 7 Calor, 186- 191 , 201-202 , 472 . Cámaras magmáticas, 97, 101 , 130, 246 Cañones, 349 submarinos, 248 , 249

Caolinita, 163 Capacidad de infiltración, 327-328 Capas, 17 1-172, 172, 492 de fondo , 335-336 de roca plegadas y, 177, 268 , 268, 270-277, 274,275, 285 de techo , 335 -3 36 frontales, 335 -3 36 guía, 480-48 1, 481 Carbón, 62 , 63 , 62-73 , 73, 235 , 489-490 12, 68 , 489-490 13, 68 , 466, 489-490 14, 68, 489-490, 490 14 (mediante técnica) , 466 bituminoso, 169, 170, 176 como capa clave, 480 como recurso energético, l 0-11 como roca sedimentaria bioquímica, 169, 169

diaclasas y, 2 77 metamorfismo y, 200 rocas y, 85 , 94-95 Carbonatita, 13 5 Carbonización, 519 Carga de fondo , 33 1, 332, 41 1 disuelta, 331 en suspensión, 331 , 411 Carnotita, 177-178 Casquetes polares, 389-392, 389, 396 Castillo Goodrich , Inglaterra, 592 Cataratas, 344 , 346 Cauces distribuidores, 336 Cavernas , 368

Célula(s)

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de convección, 18 , 18 de convección térmica, 41-43, 56 , 56-57 eucarióticas, 5 51 procarió ticas, 550

sexuales, 504-507, 507 Cementación, 164-166 Chert es tratificado, 169, 169 Chimeneas hidrotermales, 58, 250 , 253 hidrotermales submarinas, 250, 252, 253,

260-261 litorales, 450, 450 volcánicas, 109-1 10 Cianita, 185 , 203 Ciclo de las rocas, 21 , 2 1- 23 , 23 , 150 de Wilson , 45 , 45 del carbón, 7, 12, 489 , 490 hidrológico, 327 , 328 , 356, 386 Ciclotema, 5 72 Cinodonto, 652 Cinturón Apalachiano, 573 Circum-Pacífico, 142, /42, 143, 211 , 213 , 226 , 285 , 285 , 288 Mediterráneo , 143 , 143, 144 móvil, 563 móvil de la Cordillera, 563 , 573 móvil de los Apalaches,%3 móvil Franklin, 563 móvil Ouachita, 563 orogénico Alpino-Hirnalayo, 285, 285 orogénico Caledónico-H ercínico, 573 orogénico circum-Pacífico, 667 orogénico de Samfrau, 5 78 Cinturones

de presión ele aire, 419-422 de rocas verdes, 534 móviles, 562 Circo(s) glaciares, 394-395 , 397 Cladística, 510-512 Cladogramas, 5 l 0-511, 5 11 , 521 Clasificación

de de de de de

basalto, 104- 105, 105 granito , 104, 105 , /06 , 107 proceso gravitacional, 304, 307 rocas ígneas, 104, 104, 105-1 07 , 107, 108 rocas metamórficas, 192-197

de rocas sedimentarias , 165-166

de sedimento, 163- 164 esquema de clasificación de Linneo, 513-517 evolución y, 513 -515

Clastos, 166 Clima acontecimientos climáticos a corto plazo,

403-404 circulación oceánica y, 260 efecto invernadero y, 384 flu ctuaciones en , 384 flujo ele tierras y, 309

formación del suelo, 15 9, 160, 161 organismos y, 59 procesos gravitacionales y, 300 sistema de la Tierra y, 7, 41 O teoría de Milankovitch y, 403 tiempo geológico y, 464-466 topografía cárstica y, 363-36 5 Cobalto , 88, 260, 26 1 Cobre, 58, 58-59, 7 1, 80, 88, 94 , 113, 190-191, 202-203 Cocolitofóridos, 639 Colada aa, 125 de barro, 124 , 127, 134-135 , 305 , 309, 309, 42 3, 519 de lava , 125 , 128 Coladas de lava bordes de placas divergentes y, 49, .144 corteza oceánica y, 246

datación relativa y, 47 1-473 , 473 , 479 , 490 definición de, 9 5 dorsales oceánicas y, 252 enfriami ento y, 102 inversiones magné ticas y, 40 , 40-4 1 magma como, 95

metamorfismo ele contacto y, 189-19 0, l 90 peligro de, 125-127 , 12 7 planetas y, 46-4 7, 46-47 rocas ígneas y, 94, 104-106 temperatura de, 96 , 96 volcanismo y, 122, 124-125 Cometas, 13- 15 Compactación, 165 Compresión, 269, 270 , 271 , 275, 279 , 284 Conc has, 165, 255 , 259 , 443 , 445 Conglomerado, 16 7, 166-1 68 , 358 Cono(s) de ascensión, 3 71

de depresión, 360-361 , 361 , 37 1 de escoria, 132, 132, 134, 134 de salpicadura, 126 Constancia de ángulos interfaciales , 72-73 Continentes . Véase tanihién continentes específicos continentes flotantes y, 289

deformac ión y, 26 8 extensión del fondo oceánico y, 41

formación de, 1 5 supercon tinentes , 32-35, 45 teoría de la tectónica de placas y, 19 Coquina, 168, 16 8 Corales , 173, 5 17 cuerno, 174

rugosos tabulados , 599 Corneanas, 196-197 Corona del Imperio Qoyas de la Corona Britán ica), 74 Correlación de la superficie inferior, 48 3 Corrientes agua subterránea y, 329, 356 , 359

anastomosadas, 332, 333, 398 ángulo ele pendiente, 299-300, 305 como siste mas dinámicos, 327 de deriva , 434, 434 , 435 , 441-443

de hielo, 391 de resaca, 440-442 , 442 de turbidez, 172, 172 , 248 , 249 del Golfo , 260, 436 desarrollo de, 347 , 34 7 desiertos y, 423 desplomes y, 306 glaciares y, 386, 392-39 4 gradadas, 346, 346, 349 litorales , 440-44 6, 44 7 mareales, 248 , 438 meandriformes, 333 , 332-334, 33 4, 347-349, 349, 350 oceánicas , 59, 150, 168, 260-261 , 441-442 playas y, 44 3 que desaparecen, 364-365 rocas sedimentarias y, 150, 176 sobreimpuestas , 349, 350 subec uatorial, 260 Corrientes de agua. Véase tan-ih-ién Corrientes abanicos aluviales y, 337 ciclo hidrológico y, 327 , 328 control de flujo y, 337-339, 343-344 cuencas y patrones de drenaje, 343-344 deltas y, 33 5-336, 337 depósitos de llanuras de inundación y, 334-335 descarga de, 329- 330 desiertos y, 327, 33 1, 423 -426 erosión y, 150, 161 , 326, 331-332, 42 3 escorrentía por cauce y laminar, 329

flujo de, 327-328 gradiente de, 329, 32 9, 345 introducción, 326

Marte y, 326 montañas y, 285 nivel de base y, 344-346

f N D JC E

procesos gravitacionales y, 331

composición química del, 72 -73

sedimentación por, 327, 332-337, 40 1

cristales, 7 1, 72 , 73, 83, 106-107 dureza, 82-84 estructura del, 77 granito y, 66, 106, 151-1 52 la corteza de la Tierra y, 8 5 magma y, 99 metamorfismo y, 19 1

transporte y, 164, 326, 331 -332, 4 11 , 423 valles y, 346, 347, 347-349 velocidad de, 329, 330, 332 Corteza. Véase tmnhién Corteza continenta l; Corteza oceánica capas de roca plegadas y, 2 73 como una capa de la Tierra, 14-19, 236 clcn1cntos e n , 73-74, 75

glaciares y, 385 minerales en, 76, 8 5 , 95 recursos en, 86-87

teoría de la tectónica de placas y, 19 Corteza continental composición de, 184 continentes flotantes y, 289 corteza oceánica comparada con, 236, 242, 289 densidad de, 19 márgenes continentales y, 24 7 magma y, 100-10 l

principio de isostasia y, 289-291 rebote isostático y, 291, 291 rocas ígneas y, 105-106, 184 Corteza oceánica anomalías magnéticas y, 4 1 41 -43, 4 3, 44 bordes de placas divergen tes y, 48 chimeneas hidrotermales submarinas y, 253-254 composición de, 19, 104, 246, 246 continental comparada con, 236, 242, 289 dorsales oceánicas y, 246, 246, 252-253 extensión del fondo oceánico y, 4 1 inversiones magnéticas y, 40 lavas almohadilladas y, 246 márgenes contine ntales y, 24 7 magma y, 99-101 , 101 muestreo de sedimentos, 244-24 7 perfil sísmico, 244 teoría de la tectónica de placas y, 19 1

volcanismo y, 123

Cortinas (cuevas), 356 Costa del Golfo de Estados Unidos, 11 4, 437, 448, 453 , 456-457 Costa este de Estados Unidos, 457 Costas áreas de costa y, 435, 452-457 balance de sedimentación litoral, 450-452 corrientes de deriva, 434, 434-435, 441-442 de emersión, 457, 457 de erosión, 4 5 6-4 5 7 de inmersión, 457, 457 deriva contine ntal y, 34

erosión y, 448-45 0, 45 3-456 facies sedimen tarias y, J 70-1 7 J introducción, 434 mareas y, 434-438 olas y, 434 , 434-441 sedimentación, 172, 33 5, 443-448 transporte y, 164 tsunami y, 222

Cráteres (volcanes), 130, 132 Cratón, 530, 562 Crisis salina Mesiniense, 667 Crisotilo, 186, 186 Cristal natu ral, J02 Cristales, 72, 7 1-73, 8 1, 83, 83, 157 volcánicos, 104, 107, 108

sedimentación de tran sición, 164- 166, 332 -333 tiempo geológico y, 466-471

viento y, 41 5-4 19 Depresiones de deflación, 4 13, 415 glaciales, 400-40 1, 401, 402 Derrubio glaciar, 3 9 5 Desarrollo sostenible, 11 Descarga, 329-33 1, 346

m eteorización y, 1 58

playas y, 443-445 suelos y, 159 Cuellos volcánicos, 109-11 O Cuencas. Véase ta11ibién cuencas oceánicas de drenaje, 343, 344-346 de Michigan, 277 del desierto, 343 trasarco, 50, 286, 287 y sierras, 6 7 3 Cuevas, 365-369, 45 0 litorales, 450, 450 Cuñas de hielo, 152, 152, 305 , 395, 423

D Datación métodos de datación absoluta y, 175, 484-491 , 488 métodos de datación relativa y, 471-480, 479, 490 por rastros de fisión , 489, 4 89 técnicas de datación radiométrica, 24, 42,

464-466, 4 7 1, 4 79' 486-488, 490 Deflación , 413, 418 Deformación, 269, 268-271 , 387. Véase también Biizaniiento; Dirección bordes de placas convergentes y, 49, 268 capas de roca plegadas y, 177, 268 , 268-278 deslizam ientos y, 307

diaclasas, 277-2 78 Eón Arcáico, 268 estructuras geológicas y, 273-283

introducción , 268

mon tañas y, 188, 268, 274, 284, 29 1 .

Degradación del suelo, 16 1-1 62 Deltas, 173, 335-338, 337, 338, 426 dominados por las corrientes, 336 do minados por las m areas, 336

dominados por las olas, 336 Dendrocronología, 490, 491 Densidad· de las cortezas continental y oceáníca, 289 de las rocas, 84, 2 14, 229, 236, 483 de los minerales, 84 del manto, 233-234 del núcleo, 232-233 Depósito(s) abanicos aluviales y, 337-339 agua subterránea y, 363-369, 368 corrientes litorales y, 443, 446, 44 7 datación relativa y, 47 5 de placer, 176, 235, 26 1 glaciares de valle y, 388 glaciares y, 164, 333, 385 -395, 398-40 2

Cristalización salina, 153

índices de, 5 0 9- 51 O

Crocidolita, 186-1 87 Cro-Magnon, 698 Cromosomas, 504-507 Crosopterigio, 606 Crown Butte, Montana, 111 C uadrúpedo, 643 Cuarcita, 157, 196 -197, 197

líneas de costa y, 172, 335, 443-448 llanuras abisales y, 250 llanuras de inundación y, 334-335, 336 meteorización y, 151, 164 olas y, 439 piroclásticos en láminas, 137, 139 playas y, 444-445. 451

Cuarzo como rec urso mineral, 9 5 como silicato no ferromagnesiano, 77, 77 -80

por corriente de agua, 326, 332-337, 40 1 proceso de , 1 51 rebote isostático y, 29 1, 2 91 rocas sedimentarias detríticas y, 16 8

como sílice, 76-77

rupturas de plataforma y, 24 7

color del, 8 1, 194

Descompo sición

alfa, 4 84, 48 5 beta, 484, 48 5 radiactiva, 6 7, 236, 484-485 , 48 5, 4 86 Desertificación , 410 Desfiladeros, 346 Desgasificación, 546 Desiertos accidentes geográficos de , 4 26-428

características de, 422-423 , 426 corriente de agua y, 326, 330 de sombra pluviométrica, 421 , 4 21, 422 defi nición de, 420 desertificación y, 41 O desiertos de sombra pluviométrica, 42 1, 4 2 1-422 distribución de, 4 19 -422, 4 2 1 dunas y, 41 5 , 4 17, 415-422 meteorización y, 423, 428 , 468-469 sistemas artesianos y, 36 1 suelos y, 159, 4 10, 423 vegetación, 4 10, 420-423, 422 vcntifactos y, 41 2 Deslizam iento(s), 298, 305-313 , 30 7, 308 , 309 -31 0, 312 basal, 387-392 de lodo, 298 de rocas/bloques, 306-309, 307, 308 Desplomes, 30 1, 3 05, 3 0 7, 30 7, 310-3 11 Desprendimientos, 305, 305 . de rocas, 299, 301 , 305, 306, 3 15-316 Detritívoro, 591 Detritos , 166

fallas, 278-283 fracturas y, 268 , 268-272 glaciares y, 38 5-386

presiones dirigidas, 188 tipos de, 268, 2 72

717

Diaclasas, 277-278, 279, 304-305 . V éase tam bién Diaclasas en coltunna; Diaclasas·en capas en laja, 152 Diamante(s) brillo y, 81 como elemento nativo , 73, 80 co mo gemas, 66-6 7 com o recurso mineral, 9, 86 1 176

Cullinan , 74 dureza de, 82-84 el interior de la Tierra y, 23 5 enlaces covalentes y, 69-7 1, 70 estructura cristalina de, 71 -72

exfoliación de, 82, 82 Joyas de la Corona Británica y, 74 poten cia de, 8 3 Primera Estrella de África, 74 sintéticos, 71

valor de, 235 , 235 Diatomeas, 639

Diatomita, 682 Dino!lagelados, 639 Dinosaurios, 641 Diorita, 10 5, 104-106 Dióxido de silicio, 518-51 9 Diques, 4 53-455 bordes de placas divergentes y, 49 como rocas ígneas intrusivas, 109

corteza oceánica y, 48, 144, 246 metamorfismo de contacto y, 189- 190 naturales, 33 5, 336 Dirección, 272, 2 73, 275, 278, 280 de la inclinación, 161 Disconformidad, 475 , 476, 4 79 , 480 Discordancias, 4 75, 475-478, 479 Disociación fotoquímica, 546 Disolución (m eteorización química), 154 , 36 0 ,

363, 366 Disyunción columnar, 1 13, 113 , 126, 129, 278

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718

Í ND I CE

Divisoria, 343 , 343 continental, 343 DNA (ácido desoxirribonucleico), 504 , 506, 5 15 Dolinas, 363, 364-365 Dolomía, 80, 85, 169, 190, 198, 357 Dolomita, 80-86, 135, 169, 19 1 Domos, 2 76-278 de exfoliación, 152, 153 de lava, 96, 132, 133, 136-137, 144 de sal, 114, 115 Dorsal Atlántico-Pacífico, 252 Gorda, 260-26 1 India, 143 Jan Mayen, 254 J ua n de Fuca, 253, 262 Walvis, 254 Dorsal mesoatlántica ano malías magnéticas y, 5 6

bordes de placas divergentes y, 48, 49, 144 como sistema de dorsales oceánicas, 39-42 deriva continental y, 34

descubrimiento de la, 252 lava almohadillada, 240 volcanes y, 143-144 Dorsales oceánicas. Véase también Dorsal 1nesoatlántica anomalías m agnéticas y, 41 , 41 , 4 3 asísmicas y, 254

bordes de placas divergentes y, 144, 252 corteza oceánica y, 246, 246, 2S2-2S3 descubrimiento de, 41 extensión del fondo oceánico y, 41 fallas transformares y, S2-53 fracturas y, 4S , 253-254, 254 montafias y, 2S2, 283 volcanismo y, 144-14S, 253, 284 Drenaje, 316-320, 426, 4S2 dendrítico, 343-344 desordenado, 344, 344, 395 enrejado, 344, 344 interno, 426 radial, 344, 344 rectangular, 344, 344 Drumlins, 398-401 Dunas, 4 1S-422, 4 17, 444, 446-448, 4S2 barján , 416, 417, 418 barjanoides, 41 6, 41 7, 418 estrella, 418, 41 8 longitudinales, 416, 41 7 parabólicas, 4 I 8, 41 8 transversales, 4 16-418, 417 Dureza, de los minerales, 84

E Ecosondas, 244, 244, 250-253 Ectotenno, 64 7 Edad de Hielo. Véase Época del Pleistoceno Edades de hielo, 34S, 384-388, 402-404 Efecto de Coriolis, 260, 260n, 26 1, 419, 420 invernadero, 6, ll -12, 384, 45 2 piezoeléctrico, 83 Elasticidad, 2 14, 230, 234 Electrones, 67, 68, 68-7 1, 484 Elemento(s), 67-69, 73-74 hijo, 485 nativos, 73, 76

padre, 485 Elevación continental, 247, 248, 249, 2SO, 2Sl Eliminación de residuos, 373-374· Embalses, 3 45 , 337-346 Endoesqueleto, 590 Endosimbiosis, SS2 Endotermo, 647 Energía cinética, 331

geotérmica, 3 77-3 79

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hidroeléctrica, 326, 436-437, 436-43 7 potencial, 3 3 1 solar, 403, 419, 436 Enlace, 68-72 covalente, 70, 68-71 de Van der \"laals, 69, 70, 7 1 iónico, 70, 69-71 Eón Arcaico, 529 Proterozoico, 529

Epicentro, ele terremotos, 211, 212 , 213-220, 2 16 Época del Pleistoceno arte en las rocas y, 4 24 desiertos y, 423 glaciares, 247, 366, 385, 388-389, 393-39S, 402 ,4 19 nivel del mar, 247-248, 344-346, 394, 4S7 técnica de datación por carbono, 16 , 489 Era Cenozoica corrientes sobreimpuestas, 349 mamíferos y, 60

paleogeografía y, 3 3 teoría de la tectónica de placas y, 33 tiempo geológico y, 480 Era Mesozoica corrientes sobreimpuestas y, 349 de riva con ti nental y, 35 extinciones e n masa y, 512 mamíferos, 520 paleogeografía y, 33 teoría de la tectónica de placas y, 33 tiempo geológico y, 480-481 Era Paleozoica deriva conti nental y, 32, 36-37 glaciares y, 36-37 tiempo geológico y, 480-48 1 Erosión

agua subterránea y, 33 1, 363, 36S-369 arcos y, I SI , 151 , 4SO, 450 cañones submarinos y, 248 capas de roca plegadas y, 273, 275 , 276, 277 corriente de agua y, 150, 16 1, 326, 33 1-332, 393-395 de volcanes, 112-113 debilitamiento y, 300, 300, 30S, 309, 310, 310 definición de, 150 degradación del suelo y, 16 1-162 desiertos y, 423, 426, 428, 468 desplomes y, 306 diferencial, 1S 1, 284 discontinuidad estratigráfica y, 4 7S-4 78 discordancia y, 4 7 S en láminas, 16 1, 329 erosión diferencial, 151 , 284 erosión en láminas, 16 1, 329 fallas y, 278 formación del suelo y, 16 1 glaciares de valle y, 388-389, 393-395, 396, 396, 397 glaciares y, I SO, 385-388, 392-395, 396-397, 396-397 islas barrera y, 446-448, 454, 454 lateral, 347, 347, 349, 428 líneas de costa y, 448-450, 453, 454, 46S montañas y, 283-284, 291 olas y, 2S4, 31 0-311, 311 , 339, 439, 443, 448-450, 449 playas y, 443, 445, 448, 450, 453 , 455 plutones y, !09, 111 , 29 1 por acanaladuras, 161 , 16 1 procesos gravitacionales y, 3 15 remontante, 347, 3 47 rocas sedimentarias y, 164 terrazas fluviales y, 347-349 valles y, 346-3SO vege tación y, 346 viento y, 150, 16 1, 412-4 13, 4 14, 4 14, 468 Erupciones volcánicas bordes de placas convergentes y, 50 como mecanismo desencadenante, 304

erupciones de tipo hawaiano, 130 erupciones notables, 123 e;i.q>eriencia humana y, 10- 11

longitud/tamafio de, 139-140 olas y, 439 placas y, 18-19, 32 predicción de, 8, 141, 14 2 sistema de la Tierra y, 123-124 uniformismo y, 24-25 Escala de dureza de Mohs, 84 de intensidad de Mercalli modificada, 2 17, 217, 21 8

de magnitud de Richter, 140, 218-220, 21 9 de magnitud del momento sísmico, 21 9 de tiempo geológico, 24, 24 Escoria, 107, 108 Escorrentía, 301 , 327, 337, 346, 349, 3S9, 423 Escudo(s), 184, 18 5, 530 canadiense, l 8S, 39 5 Esfalerita, 82, 82 Esfuerzo, 269, 269-270, 277, 284 , 387 en cizalla, 269, 270, 277 Eskers, 401, 401 , 402 Esmeraldas, 6 7, 107 Especiación, S07-509 alopátrica, 508, S08-509 Especie, 500, S07-508 Espectómetro de masas, 48S Espeleotemas, 369 Espigones, 443, 44S , 4 55 Espolones truncados, 394, 394 Esquistosidad, 192- 194 Estalactitas, 369, 369 Estalagmitas, 369, 369, 466 Estallido, 152 Estaño, S8, 176, 191, 203 Estratificación cruzada, 172 , 172-1 76, 175, 176, 41 6 en gradas, 172, 172, 248 Estratigrafía, 483 , 492-494 secuencial, 571

Estratos, 17 1, 172, 471 Estratotipos, 494 Estratovolcanes, 133-1 36 Estrellas, l3 Estriaciones glaciales, 36, 3 7, 392, 393 Estromatolito, S49 Estuarios, 456, 457 Evaporitas como recurso, 176 como rocas sedimentarias químicas, 168-1 70,

169 Evolución conceptos erróneos en torno a, 50 1, 509 convergente, 5 10, S09-5 l 2 de arrecifes, 2 56 desarrollo de teorías, 503-504 divergente, S09, 509 e n mosaico, 5 l l

especiación y, 508, 507-S09 evidencias en apoyo de, 512-5 21 extinción y, 501 , 512 fósiles y, SOi , Sl2, Sl 7, 52 1 genética y, 504-SOS introducción, 500-50 1 orgánica, teoría de la, 23-2S paralela, 509, 510 sistema de la Tierra y, 7 teoría de la nebulosa solar y, 14 teoría de la tectónica de placas y, 19-23, 32, 58, 61 tiempo geológico y, 24-25 variaciones y, 503-507, S l 2, 5 17 visión moderna de la, S07-Sl2 Exfoliación, de minerales, 72, 82, 82-84 Exoesqueleto, S90 Expansión y con tracción térmica, 153. Explosión Cámbrica, S89 Extinción

Í N DI CE

de fondo , 512

topografía de, 242 , 244 , 250, 25 4, 457

mas iva del Pérmico, 600 Extinciones en masa

definición de, 512 Era Mesozoica, 512 Era Paleozoica, 512 Período Pérmico, 7

Foraminíferos, 25 8, 259 Formación

de hierro bandeado (BIF), 543 Formaciones, 176, 176, 4 92 , 492 de hierro bandeado (BI F), 178 de hierro bandeado, 53 5 Fosa(s) Tonga, 211

F

oceánicas, 42 , 49-50 , 52 , 53 , 211 1 241 , 247 ,

Facies de a re na, 17 1 de carbonato, 170 , 17 1 de esquisto azul , 20 1- 202 de esquisto verde, 207

tectónic a s , 284, 284

248-255 , 28 5, 287

ele granulita, 201 de lodo, 170, J 7 1

me tam órfi cas, 200-20 1, 201 sedime ntarias , 170-171 Falla de San Andrés bordes de placas transformante y, 45, 226 como falla transformante , 53 , 54 , 279 -282 metamorfismo y, 191 precursores de terremotos y, 224

te rremotos y, 209 , 226-22 7, 226-227 vac íos

s ísmicos)~

225 , 225

vistas de, 226, 28 1 Fallas. Véase también Falla de San Andrés con desplazamiento horizontal, 279-282, 283 con desplazamiento oblicuo, 28 1-282, 283 de cabalgamiento, 246, 279 , 283 , 284-289 definición de, 2 78 deformación , 2 78, 282-2 84 desplomes y, 307 Great Glen , 281, 282 inversas, 279, 283 meta morfismo dinámico y, 191 norma les, 279-280, 283-284 olas y, 439 porosidad y, 3 5 7 rifting antiguo y, 48 sistemas artesianos y, 36 1 te rremotos y, 210, 21 3, 220 , 280 tipos de, 278 -282, 280, 28 1, 283 tra mpas de pe tróleo y de gas natural, 177 transformante , 52-53 , 53 , 2 54 , 279-282 Feldespatos, 80 , 82, 82, 8 5, 88, 95, 19 1, 194 de potasio , 80, 82, 8 5, 99, 106, 15 2 , 154 plagioclase, 82, 85, 99 , 104-106, 152 , 154, 194 Filita, 192, 194 Filogenia, 512 Filtrador, 591 Fiordos, 394, 396, 457 Firn , 386 Fisu ras, 132, 220, 305 Eldgja , 109 Flujo(s), 305, 309-315. Véase también Flujos de lava , Coladas de barro de calor, 48, 25 1 de canal, 329 de cenizas, 127 de escombros, 305 , 309 lamina r, 327, 329-33 1, 423 pl ástico, 387, 388, 391 , 400 turbulento, 327 Fluorita , 8 1, 82, 82, 84 Fondo oceánico. Véase ta·m bién Cuencas oceánicas; Océanos corrientes de resaca y, 442

ejemplos de , 245, 245 , 250-252 frac turas en, 253-254, 254 glacia res y, 394 introducción, 242 márgenes continentales, 100- 101 , 242 , 24 7, 247-250 olas y, 4 39 organismos, 244

recursos , 242, 259-262 sedimentos, 42, 43 , 52 , 242

Fosfatización, 261 Fosfato, 75, 80 , 89 Fosforita, 262 Fósiles ambiente de depósito y, 174-1 76, 509 , 51 7 caliza y, 168, 168 cladísticas y, 511 correlación y 4 83 Darwin y, 512 datación relativa y, 471-475 de transición, 520-521 definición de, 24 , 173, 517 deriva continental y, 34- 38, 38, 40, 59 dinosaurios y, 173 , 5 18 evolu ción y, 7, 501 , 512-513 , 51 7, 520-521 1

extensión del fondo oceánico y, 42 extinciones y, 51 2 geología histórica y, 7

guía, 481 , 483 , 483 rocas sedimentarias y, l 71, 1 72, l 7 6 secuencia de, 517 , 520 , 520 unidades bíoestratigráficas, 4 92 Fosilización , 517 -51 9, 51 8-5 19 Fracturas bordes de placas transformante y, 52 cuevas y, 368 de los minerales. 82-84 deformación y, Z68 , 268 , 270, 270 del terreno, 22 3 diaclasas y, 277-278 dorsales oceánicas y, 48, 2 53-25 4, 254 emplazamientos y, l 14, 11 5 fondo oceánico y, 25 4 , 254 manantiales y, 360 m eteorización y, 153-1 54 , 15 6 , 156-1 57 porosidad y, 357, 3 57 procesos gravitacionales y, 303 sistemas artesianos y, 36 1. terremotos y, 210 , 229 , 254 trampas de petróleo y de gas natural, 1 77 Frente de la playa, 443, 446 Fuego, 221, 302 Fuentes termales, 141 , 376, 376 , 377 Fuerza electromagnética, 13 en cizalla, 299, 299 , 302, 3 16 nuclear débil, 13 nuclear fuerte , 13 Fumarolas, 376 negras, 85, 252 , 254 Fusulínidos, 600

G Gabro, 52, 104, JOS , 105-107, 144, 236, 246, 252, 289 Galena, 72, 80 , 8 1, 82, 84 Gas natural anticlinales y, 2 76 como reCurso, 9 , l l 86 deformación y, 268 fallas y, 177 plataforma continental y, 259 -260 rocas sedimentarias y, 151 , 176- 17 8 Gases, 6 7 nobles , 60, 7 1 volcánicos, 123-125 , J24 1

719

Géiseres, 376-377, 378 Geíse rita , 3 77 Gelifracción , 152 Gemas, 66-6 7, 71 Genes , 50 1, 504-507 Genética, 504-505 Geo logía benellcios del estudio de, 25 definici ón de, 6 experiencia humana y, 8- 12 , 298 fís ica, 6 teorías y, 8 Gimnosperma, 6 16 , 640 Glaciación, 40 1-404 Glaciar e n forma de U, 394, 394 , 396 , 396-397 Glaciar ele Bering, Alas ka, 384 , 39 1 de Harvard , Alas ka, 382 de Hubbard , Alaska, 392 Kutiah , Paquistán, 39 2 Piamonte, 389 Sas ka tchewan, Canadá, 389 Glaciares agua contenida en , 326-3 27 , 385-386 arci llas rápidas y, 309 balan ce glacia r, 389-3 92 , 398 características de, 385-388 ciclo hidrológico y, 385 -386 continentales, 389, 389, 390-395 , 398 -401 de salida, 39 1 de valle, 388, 388 -396 , 396-39 7, 397-40 1 definici ón de, 38 5 deriva coniine ntal y, 34, 36-37 , 3 7, 40 distribución de, 38 5-386, 403 Época del Pleistoceno, 247 , 366, 385 , 389, 394 , 395, 402, 419 Era Paleozoica, 36 erosión y, 150, 38 5-386, 392-395, 396-39 7, 396-39 7 estancados, 39 0, 4 01 formación de, 386, 387, 402-403 Gondwana y, 36, 3 7 introducción , 384-38 5 rnonta ñas y, 285 movimien to de, 385 , 390-39 1 n ivel del mar y, 38 5 redes de dre naje y, 344 sedime ntació n y, 164, 332, 385, 395, 399-40·1 sedimento y, 38 5-388 , 391-392 , 393 , 39 5, 40 1 selección y, 3 9 5, 40 l sistema de la Tierra y, 4-6· tipos de, 388 -389 transporte y, 38 5-388, 392-395 Glauconi ta, 487 Glomm- C ha!lenger, 245 Gnci~ 194, 196, 229 Gondwana , 563 defini ción de, 32 fósiles y, 37-38 , 38 glacia res y, 36, 3 7 sec ue ncia s de rocas y, 35 , 36 teoría de la tec tónica de placas y, 3 5 Gradiente de una corriente de agua, 329, 329, 345 geotérmico, 99, 99, 187, 235-236 Gradualismo filético , 508, 508 Gráficos Tiempo-Distancia, 215, 216 · Grafito, 70, 70, 73, 80, 84-85, 203 Gra nates, 67 , 8 1, 82, 185 , 188, 203 Granitización , 114 Granito clasificación del, 100, 104, 106, como roca ígnea , 8 5, 94, 114 composición del, 87 corteza continental y, 289 cuarzo y, 66, 106, 152 magm a y, 100- 101 meteorización y, 150, 151 , 153 , 15 8 migmatitas y, 196 Gra n odiorita, 106

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720

ÍNDI CE

Grava como partículas sedimentarias , 163-168, 164 como recurso, 86, 17 6 corriente de agua y, 332

derrubio glaciar estratificado y, 395 movimiento glaciar y, 39 5 sedimentación glaciar y, 385 Gravedad agua subterránea y, 3 59 anomalías gravitatorias, 289-290, 290

Intensidad, 21 7 Intersecciones , 472 , 429 Inundación de, 340-3 41 , 326, 337-3 41 Inversiones magnéticas, 40 , 40-43, 55

Iones , 71, 76, 154-156, 188-189 lsógrada, 200 Isostasia, principio de, 290-2 9 1 Isótopos, 68 , 69, 466, 484 , 488-489 radiactivos, 68 , 484

como fuerza del universo, 13

corriente de agu a y, 326, 349 estabilidad de vertiente y, 299 , 300 gravedad específica, 84 horizontalidad original y, 4 7 1-4 72 mareas y, 435-438 pavimento desértico, 413-415 planetas y, 14 procesos gravitacionales y, 299, 300 rupturas de platafo rma y, 24 7 Gravimetro, 289 Grietas, 39 1, 391 , 392 Grietas de desecación, 173, 174 Grupos (unidades estratigráficas ), 493-494 Guano, 26 1 Guyots, 254, 255

Hádico, 529 Haluros, 75, 81, 85 Harina de roca, 392 Hematites, 84, 156, 165 , 178 H erbívoro, 59 1 Herencia de características adquiridas, 501-505 H eterotrófico, 550 Hiato, 475, 475 Hidrocarb uros , 177-178 Hidrólisis, 156 Hidrosfera. Véase también Precipitación, Agua corriente de agua y, 326, 327 costas y, 434-4 35 glaciares y, 385-386 meteorización y, 150 sistema de la Tierra y, 4, 5

teoría de la tectónica de placas y, 19-22 volcanes y, 123-1 24 Hidróxidos, 75, 80 Hielo glacial, 387, 387, 39 1, 452 marino, 38 4-385 Hilo , Hawai, tsunami, 222, 223 Himalaya, 48 , 51, 52 , 268, 28 8, 288, 289 , 385 Hipocentro, de un terremoto, 211

Hipótesis, 8 del ciclo supercontinental, 45 Historia geológica, 6, 7 Horizontalidad original, 272, 272 , 471-472 , 472 , 478-479 Horizontes del suelo, 159, 159 Hornblenda, 77, 84, 194 Horns, 394, 395 Horsts, 284, 284 Huevo amniótico, 61 O Humus, 158- 16 1 Hundimiento , 369-372, 372, 373 Huracanes , 434, 454-455, 455 Hutton , James, 467, 472, 476, 484

1 Icebergs , 385, 402 lctiosaurios, 650 Inclinación, 300, 391 Inclusiones, 101 , 101 , 11 4, 473, 474 , 478-4 79 Inconformidad, 477 , 478, 479, 480 Índice de explosividad volcánica (VE!), 140, 140 Inselbergs, 428

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Lutita de Burgess , 593 Lutitas bituminosas, 682 Lyell , C harles, 467, 484 Lystrosaurus, 3 8, 3 8 Llanura del Norte de Europa, 419 Llanuras

abisales, 249 , 250, 251 , 254 de aluvión, 400-40 1, 401 , 412 , 4 19 de aluvión marcadas, 401

J Japeto, 565 Jaspe, 169 Júpiter, 15-1 7, 17, 4 7

de inundación, 33 2, 334- 335 , 336 erosionadas por el hielo, 3 9 5 Lluvia ácida, 6

M K Kames, 401,401,402 Kaskaskia, 5 71 Kerógeno, 177 Kobe, Japón, terremoto, 211 Komatitas, 535

L H

características de, 13-1 5 volcanísmo y, 47, 47, 124

La Brea Tar Pits, Los Ángeles, 5 19 Laberintodonte, 609 Lacolitos, 109, 111 Lago Superior, 80 , 163, 178 Lagos, 326, 327, 345, 356, 359, 400-402,426 , 434, 43 4, 4 39-440 de media luna, 334, 335 pequeños de montafi.a, 395

playa, 426, 427 ploglaciares, 681 pluviales, 680 Lahares , 134, 136, 139, 139 Lapili, 129. 129 Laterita, 159-1 63 Laurasia, 3 5, 3 7

Laurentia, 536, 564 Lava, 85, 94-96 Lavas almohadilla bordes de placas divergentes y, 144 corteza oceánica y, 246 dorsal mesoatlántica, 240 dorsales oceánicas y, 252-253 formación de, 126-127, 129 Levantamiento, 273-274, 452, 457 Licuefacción, 220

Lignito, 169, 176 Limo, 158 Limonita, 168 Litosfera astenosfera y, 233 bordes de placas convergentes y, 19, 20, 49-52 células de convección térmica y, 56 composición de, 18, 18-1 9 corteza como parte de la, 236 fosas oceánicas y, 25 1, 251 magma y, 100-101 manto y, 236 placas y, 18-1 9, 19 , 44 sistema de la Tierra y, 4, 5, 6 teoría de la tectónica de placas y, 19, 19 , 20, 44, 44 Loess, 4 15, 419, 4 19 Longitud de onda, 439 , 439, 441-442 Luna (de la Tierra) agua y, 326 características de, 16, 16 deriva continental y, 32 llanuras de lava de la , 46 mareas y, 435-438, 43 8 volcanismo y, 124 Lunas (de los planetas)

Magma bordes de placas convergentes y, 49-51 , 97, 100 bordes de placas divergentes y, 48, 49 cambios de composición en el, 100-1O1 campo magnético de la Tierra y, 39, 48 datación absoluta y, 486-488, 488 definición de, 95 densidad y comportamiento del, 95-96 enfriamiento del, 102, 106, 109 extensión del fondo oceánico y, 41, 41-42 félsico , 95-103 , 102, 103, 105-106, 114, 124- 125, 136, 144, 189, 288 fuentes termales, 376 hipótesis del ciclo supercontinental y, 4,5 intermedio, 95, 97, 100, 102, 105 , 144 máfico, 95-103, 124-1 25 , 144, 189 manto y, 18, 95 , 97 metamorfismo de contacto y, 189-190, 202 metamorfismo y, 186, 188-189, 202 minerales y, 58, 8 5, 97- 99 movilidad del, 94 origen del, 97-101 planetas y, 46 puntos calientes y, 53 rocas ígneas y, 94-95 teoría de la tectónica de placas y, 19 tipos de, 96 ultrabásico y, 96, 99 , 102- 103 volcanes y, 32, 124 Magnetita, 84 , 85, 178 Magnitud, 21 7-220 Malecones, 446 Malthus, Thomas, 503 Mamíferos con placenta, 509, 509 -5 10 Era Mesozoica, 520-521 evolución y, 60, 511-515 marsupial, 655 , 683 placentario, 655 , 683 Mamúts, 519 Manantiales, 360 , 3 60 Mancos Shale, 11 2 Manto calor interno y, 23 6 células de convección térmica y, 56 como una capa de la Tierra, 18, 18 , 230 dorsales oceánicas y, 41 magma y, 18, 95 , 97 ofiolitas y, 52 , 246 ondas sísmicas y, 230-231, 233 presión y, 23 5 principio de isostasia y, 289-29 1 sistema de la Tierra y, 4-6 Mapa(s) de estabilidad de vertiente, 3 16, 317 de océanos , 243 de placas , 19 de riesgos sísmicos, 223 geológicos, 272, 277, 278, 283, 464, 473 global de evaluación de peligros sísmicos, 223-225 regionales, 277-278

~-

ÍNDICE

topográficos, 464 Mar Caspio, 242 del Japón, 253 epeírico, 563 Muerto, 242 Rojo, 33, 48, 50, 59, 143-144, 256 Salton, 242, 379 Mareas, 4 34-438, 435-43 6, 438, 443-446 muertas, 438, 438

vivas, 438, 438 Marejadas, 440 Mares, 243, 243 , 259, 385, 440-441 Márgenes continentales, 99- 1O1 , 242, 24 7, 248, 250, 259, 268, 287, 332 activos, 248, 250

pasivos 249-250, 250 Mármol, 22, 184-1 85, 197, 196- 199, 202 Marshall, James, 78 Marte, 14, 16- 17, 1 7, 47, 47, 326, 4 10, 413, 414 Masa de tierra volcánicas, 124- 125, 138 granulada, 102

Materiales piroclásticos, 94-96, 123-124, 127130, 133, 144, 158 Meiosis, 504, 507

Método(s) c ie ntífico, 8

de corte y relleno, 3 16, 320 de datación absoluta, 175, 484-487, 488, 489-490 de datación cruzada, 490, 491 de datación por radiocarbono, 489 de datación relativa y, 47 1-479, 479, 480, 490, 51 7 Mezcla de magma , 101, 102 , 103 Miácidos, 688 Micas, 77, 82, 88, 19 1 Microcontinentes, 254 Microesferas, 548 Microfósiles, 174 Migmatitas, 196, 19 6 Milonitas, 19 1, 19 1 lVIine rales. Véase tmnbién Nlineral.es silicatos accesorios, 85 -86

agua y, 188- 189, 362-363 anfíboles, 77, 98, 105, 156, 186 átomos radiactivos y, 486, 487 bordes ele placas convergentes y, 49 cementación y, 165-1 66 c hime neas hidrotermales s ubmarinas y, 253

como compuestos, 68-69

Me nas

composición química de los, 7 2-74

de hierro, 66, 80, 87, 88, 176, 191, 203, 236, 289-290 de metales, 32, 58, 19 1, 203 Mercurio, 14, 46, 326 Mesas, 284 , 428 Meseta(s) basálticas, 137-139 de Blake, 262 de Colorado, 178, 480, 482 del Telégrafo, 252 M esosaurio, 37, 38 Metales preciosos, 78, 78, 79, 79, 80 Me tamorfismo agentes de, 184, 186- 188 bordes de placas convergentes y, 49, 187, 20 1-202 datación absoluta y, 488 de contacto, 189-190, 190, 19 1, 202-20 3 deformación y, 268 dinámico, 189- 191

constituyentes de las rocas, 66, 67, 85-88, 87 de arcilla, 77, 88, 154, 164, 487, 488 de carbonato, 75, 76, 80, 8 5-86 definición de, 21 , 66-67, 7 1-73 formación de, 8 5, 95 fuentes termales y, 376 grupos de, 75-81 hielo como, 386 identificación de, 73 índice, 191 , 200 magma y, 58, 85 , 97-98 manto y, 233-234 metamorfismo y, 186- 191, 192, 202-203, 488, 488

granitización y, 114

minerales y, 186, 189 -1 91 , 192, 202-203, 488, 488 montañas y, 284-28 5 recursos naturales y, 202-203 regional, 189, 19 1-192, 200, 284-285 teoría de la tectónica de placas y, 22-23, 201 -202 tipos de, 189- 19 1 Meteoritos, 13, 46, 232, 489 ele hierro, 2 3 2 i\lle teorización agua subterránea y, 363-364 arcos y, 15 1, 151

caliza y, 366, 428 costas y, 44 3 cuellos volcánicos y, 11 3 definición de, 150 desiertos y, 423, 429 diaclasas y, 304 diferencial, 15 1, 284 esferoidal, 15 7, 1 58 mármol y, 184 mecánica, 151-153, 423 montañas y, 283 paisajes y, 150, 151 playas y, 443 procesos gravitacionales y, 299-300, 3 15 química, 15 1, 153-1 57, 155 , 157 , 159, 162- 163, 303, 33 1 recursos y, 162 roca madre y, 150, 151 , 154, 157 rocas seclimentarias y, 22, 164, 428 volcanismo y, 124

meteorización qu ímica y, 153-156

núcleo y, 2 32-233 origen de, 8 5 plutones y, 94, 95 propiedades físicas de, 73, 8 1-82, 84-8 5 recursos naturales y, 86-89 rocas metamórfica, 85, 191 rocas metamórficas foliadas, 192-196 rocas metamórficas no foliadas, 196-197 teoría de la tectónica de placas y, 5 7-59 zo nas m e tamórficas, 200 Mitosis, 505, 507 Moho, 233, 233 Molde (fósil), 51 7-5 18 Moléculas, 7 1 Monoclinal, 273, 273 Monón1ero , 548

Monotrema, 655, 683\ Montañas. Véase tanibién 1nontañas específicas·y

cadenas nion.tañosas

avalanchas de derrubios y, 3 1 5 bordes de placas convergentes y, 49-51 , 52, 274,279, 283, 285 deformación y, 188, 269, 274, 283-289 deriva continental y, 32, 35-3 7 desiertos de sombra pluviomé trica y, 421, 421-422 desiertos y, 426, 428 desprendimientos de rocas y, 305 dorsales oceánicas y, 25 2, 284 erosión y, 284, 29 1 experíencía humana y, 9 márgenes continentales activos y, 248 metamorfismo y, 284-285 placas y, 284-285 re bote ísostático y, 2 9 l rocas ígneas y, 94, l 0 6 teoría de la tectónica de placas y, 44, 284-289 terrenos y, 289

721

tipos de, 283-284 Montañas Calico, 266 Monteras de hierro, 163 Morrena(s), 398-399, 401 , 402 centrales, 399, 400 de fondo, 398, 398-399 de retroceso, 398, 399 laterales, 399, 400 terminal, 398, 398 , 399 Moscovita, 77 , 77, 80, 83, 99 Movimientos complejos, 305, 3 15, 315 de masas lentos, 304 de masas nípidos, 304 relativos, 278 Muestras de conchas, 245 , 246 Muros de contención, 3 16 Mutaciones, 506, 506, 507, 512 cromosomáticas, 506

puntuales, 506 Mutágenos, 507

N Neandertal, 69 7 Nebulosa solar, 13- 15 Necton, 591 Neptuno, 14, 17, 17 Neutrones, 67, 68 Níquel, 232-233 Nivel de base, 344, 345, 346-350 Nivel del mar alerta global y, 12, 337, 4 52 áreas de costa y, 452, 453, 4 53-456 como último nivel base, 344-345 costas y, 435 Época del Pleistoceno, 24 7-248, 345; 394, 45 7 escala de tiempo geológico y, 24 glaciares y, 38 5 Nódulos, 169 de manganeso, 255 , 255, 261 -262 Nubes ardientes, 136-13 7, 137 Núcleo, 67, 68 calor interno y, 236 como una c'apa de la Tierra, 18, 18, 230, 23 1 del arrecife, 2 57 densidad y composición del, 232-233 ondas sísmicas y, 23 1-232 sistema de la Tierra y, 4-6 Número

atómico, 67-68 másico, 68

o Obsidiana, 85, 102, 103 , 107, 108, 445 Océano(s) agua contenida en , 326-327, 452 ciclo hidrológico y, 327, 356 circulación oceánica, 242, 260-26 1, 403 corriente de agua y, 332-333, 343-344 e.\'Ploración de, 243-245 formación de, l 5

mapa del 243 recursos energéticos y, 436-437

tiempo geológico y, 47 1 Océano Panthalasa,- 5 70 Ofiolitas, 52, 52, 246 Oleaje, 300-301, 307, 309, 310, 3 11 Olivino, 73, 76, 77, 97, 98, 100, 104, 156 Ondas de cuerpo, 213, 2 1 5 de Love (ondas L), 214-2 15, 21 5, 216 de Rayleigh (ondas R), 2 14-2 15, 215 P (ondas primarias), 213, 214, 2 15, 216, 230-236 23 1 primarias (ondas P), 215, 216, 230, 231 , 232-236, 213, 2 14

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I

722

Í ND I CE

S (ondas secundarias), 2 14, 2 14-215, 216 , 220, 230, 23 3, 236, 29 1 secundarias (ondas S), 214, 2 14"215, 216 , 220, 230, 233, 236, 29 1 superficiales, 2 14, 2 J; , 2 16 Ondas sfsmicas de Love (ondas L), 21 4-215 , 215-2 16 de Rayleigh (ondas R), 2 14-215 , 2 15 discontinuidad y, 231 , 233 , 233 el interior de la Tierra y, 230 epicentro y1 215

magnitud y, 21 8-219, 219 P, 213, 2 14, 2 15, 2 / 6, 230, 23 1, 23 1, 232, 233, 234, 236 S , 2 1~ 2 14 ,2 15 , 2 1 6 , 22~ 23~ 233,236, 291 superficiales, 2 14, 215-2 16 terremotos y, 2 10, 2 11, 2 13-2 15, 230 velocidad de, 23 1, 231 , 233-234, 234 Ondas y Olas Véase tmnb-ién Ondas sísniicas corrientes de resaca y, 442 de tormenta, 455 , 455

energfa de, 4 3 6-4 3 7 erosión y, 255 , 3 10-3 11, 311 , 339, 439, 443, 448, 449 líneas de costa y, 434, 43 5 mareas y, 438 sedimentación y, 443-446 terminología de, 4 39 transporte y, 164, 248 Ooides, 168, 168 , 169, 26 1 · Ornitisquios, 643 Oro como elemento nativo, 73, 80 com o recurso mineral, 9, 86

depósitos de mena de, 58 depósitos de placer, 176 econo mía y, 87, 88

fiebre del oro, 78-79, 78-79, 176 metamorfismo y, 189 rocas graníticas y, 114 teoría de la tectónica de placas y, 55 , 59 vinculación y, 69, 7 1 Orogenia(s) Acádica, 569 Alpina, 667 Alleghánica, 570, 575 Allegh ánica-Hercfnica, 574 Antier, 569 bordes de placas litosféricas continentales y, 288-289 bordes de placas litosféricas oceánicos y, 285, 286 bordes de placas litosféricas oceánicos y continentales, 285 , 287, 287, 288 Caledónica, 565, 574 corteza continental y, 291 de la Cordillera, 629, 633 definición de, 284 Ellesmere, 569, 577 Grenvilliense, 539 Hercínica o \!arisca, 5 73

Laramide, 630, 633, 669 Nevada, 112-113 Nevádica, 633 Ouachita, 570, 575 Siever, 630 Sonoma, 633 Tacónica, 565, 574 Orógenos, 285 Ortosa, 76, 77, 99, 156 Ostracodermo, 602

Oxidación, 15 5-15 6 Óxidos, 75, 80 Oxígeno, 466

p

Palcomagnetismo, 38-40, 42 Paleo-Tetis, 565 Pangea deriva continental y, 34 Era Paleozoica, 45 montañas y, 28 7-288 Período Triásico, 45

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Ibérica, 629 India, 288, 289 Juan de Fuca, 53, 54 litosfera y, 18, 19, 44 mapa de, 19 Nazca, 50 Sudamericana, 144 terremotos y, 19, 32, 2 1 l

ruptura de, 5 5

teoría de la tectónica de placas y, 19-20, 43-44 Panthalasa, 565 Partenón griego, 198 Pasteador, 687 Pavimento desértico, 413-4 15, 422, 432 Peces, 260 con huesos, 605 Pedalfers, 159 Pedernal, 169 Pedimentos, 426-428, 428 Pedocales, 159 Pegmatitas, 83, 106-107, 107 diorita, 106 Pelágicos, 590-5 91 Pele, 130 Pelicosaurio, 6 11 Perfil de la playa, 443-446, 446 longitudinal, 346, 346 sísmico, 244, 250, 253, 483 Peridotita, 18, 52, 104, 105, 234-235, 246 Período Cálido Medieval, 384 unidades de tiempo, 494 Período Carbonífero carbón y, 176 deriva continental y, 35, 37, 38 Período Cretácico glaciares, 395 paleogeografía y, 3 3 Período Jurásico deriva c ontinental y, 35, 36

deriva continental y, 37, 38, 38 Período Silúrico paleomagnetismo y, 39 Período Triásico deriva continental y, 37-38 cuencas de falla, 48 Perisodáctilo, 687 Perlas, 64, 6 7 Permafrost, 313, 313 Permeabilidad, 3 12, 357, 3 59, 370 Pernos de las rocas, 320 Petroglifos, 424-425, 425 Petróleo. Véase también Acfite anticlinales y, 276

lunas de, 13, 15,47 , 4 ~ 124 terrestres, 14- 17, 45, 46-4 7, 124, 326 P lanetesimales, 14, 14 Planos de falla, 278-280, 282 Planta(s). V éase tam bién Vegetación Burren, región de Irlanda y, 366-36 7 de tratamiento de agua, 375, 375 meteorización mecánica y, 15 3 , 154, 423 meteorización q uímica y, 153-154, 154 vascular sin semillas, 6 15

Plasma, 67 P lata, 9, 58, 71 , 73, 79, 79, 80 Plataforma(s), 530 continental, 247, 247, 248, 260, 385 , 438, 447-448 P latino, 10, 69 , 73 , 80 Playa(s), 176, 412-416, 443-453, 45 6-45 7 alta, 443, 444 árida, 426 baja, 443 de invierno, 443 , 446 de verano, 443, 446, 446 Pleamar, 435 Pliegues, 273

Plutones. Véase tanihién Batoli.tos; Rocas ígneas intrusivas; Sills

Plutones bordes de placas convergentes y, 50, 144 características de, 109-11 4 concordan tes, 109, 112-113 cuellos volcánicos, 110, 11 2- 113, 1 13 deformación y, 268, 285 discordantes, 109, 110 disyunción columnar y, 11 3, 113 , 126 erosión y, 109, 11 1, 29 1 lacolitos, 111 -113 magma como, 94-95 montañas y, 284-28 5, 286, 291 origen de, 94-95, 97, 144

como recurso energético, 1O, 86, 88

deformación y, 268 rocas sedimentarias y, 151 , 176-1 78, 231 teoría de la tectónica de placas y, 33, 51 Pirita, 8 1 Piroxenos, 98, 100, 104, 156 Pistón de testigo de sondeo, 24 5, 24 5 Pizarra, 184- 192 , 194, 195, 202 Pizarrosidad, 192, 194 Placa(s). Véase también Bordes de placas

retención de calor, 97

con.v ergentes; Bordes de placas divergen tes; Bordes de placas de transformación bordes de placas, 19, 19, 20, 32, 44, 53, 95,

del Pacífico,- 53-54, 54, 226 ' erupciones volcánicas y, 18, 32

jovianos, 13· l 7

inclinados, 274, 276 invertidos, 274, 276, 284 sin inversión, 274-276 tumbados, 274, 276, 284 verticales, 274 Plomo, 58, 81 , 203 , 485, 486 , 488 Plumas del manto, 53 P lutón, 14

campo magné tico de la Tierra y, 39

21 1 calor interno de la Tierra y, 5 1-52 Caribeña, 6 7 1 celdas de convección y, 18, 18 de Arabia, 33, 289

volcanismo intraplaca y, 59, 144-145 P lacodermo, 604 Plancton, 59 1 Planetas atmósfera de, 16-17 coladas de lava y, 46-4 7, 4 6-4 7

con inmersión, 274 -276, 277

Período Neolítico, 366-367 Perfodo Pérmico

de Norteamérica, 5 3, 54, 226

Paleogeografía deriva continental y, 39-40

e uroasiática, 288 glaciación y, 402

Era Cenozoica, 33 Período Cretácico, 3 3

.

textura de, 102 Población agua subterránea y, 356, 370-37 1 costas v, 434, 453 desertiflcación y, 41 O geología y, JO Malthus en, 503 selección natural y, 503 terremotos y, 2 17, 220, 22 1 Point Fermin , California, 308, 3 10-3 11 , 3 10-311 , 3 17

Política geología y, l O

teoría de la tectónica de placas y, 33

Í NDICE

Polos geográficos, 39, 38-40

nivel del mar y, 452 ruptura de Pangaea y, 45 sistema de la Tierra y, 20

m agnéticos, 38, 39

Polvo cósmico, 255 Pómez, 107, 108 Pórfido, 102 Porosidad, 356-357, 35 7, 483 Poza de lodo, 376-377 Pozos

de agua, 225, 360-36 1 de recarga, 371 , 37 1 Precámbrico. Véase tmnbién Eón Arcaico; Eón Prot:erozoico

Sobrecabalgamiento de Lewis )', 279-280 tiempo geológico y, 480-481 Precipitación abanicos aluviales y, 337 agua subterránea y, 229, 356, 359, 359, 373 capacidad de infiltración y, 327-328 coladas de barro y, 304 como mecanismo desencadenante, 3 04

corriente de agua y, 326, 346 costas y, 455 desiertos y, 420-422, 421 , 426 deslizamientos y, 307 desplomes y, 307 flujo de tierras y, 309 procesos gravitacionales y, 30 1, 303 sistemas artesianos y, 361-362 Prec ursores, de terremotos, 223-225 Presión, 187- 188, 201-202 hidrostática, 362, 369 litostática, 187-188, 188 Presiones dirigidas, 188, 188-191 Primate, 69 1 Principio

de continuidad lateral, 472, 472, 480, 48 1 de flotabilidad, 290 de horizontalidad original, 272, 272, 471 , 472, 478-479 de inclusión, 474 , 475 de intersección, 472, 473 , 479 de isostasia, 290-29 1 de sucesión de fósiles, 473, 474 , 481 , 490 de superposición, 471 , 472, 473, 478-481, 490 de uniformismo, 24-25, 47 1,501 Prismas, 7 1 de acreción, 285, 288 Problemas medioambientales. Véase también Alerta global capa de ozono, 4

efecto invernadero y, 6, 11-12, 384., 452 escala de tiempo geológico y, 24 geología y, 6, 11 lluvia ácida, 6 sistema de la Tierra y, 4 Procesos gravitacionales acantilados y, 448 carbón y, 309, 318-3 19, 319 clasificación de, 304, 305 corriente de agua y, 332 definición de, 2 99 desiertos y, 423 experiencia humana y, 11 factores q ue influyen, 299-304 glaciares y, 393-395, 398 introducción, 298-299 minimizar los efectos de los, 305 , 306, 3 15 -3 1 6,3 1 ~

320,320

montañas y, 285 precipitación y, 300-304, 305 rocas y, 303, 303-304 tipos de, 304-307, 309-315 valles y, 347, 347 Profundidades oceánicas abanico s submarinos y, 248 caracterís ticas de, 2 50-254 deriva contine ntal y, 38

edad de, 37, 43 extensión del fondo oceánico y, 40-42

teoría de la tectónica de placas y, 19 volcanes escudo y, 130-131 Profundización, 346-349 Progradación, 33 5 ·Prosimios, 692 Proteinoides, 548 Protobiontes, 549 Protones, 6 7, 68, 484

Protorotíridos, 6 1O Provincias bióticas, 59

Punto(s) de Curie, 39 calientes, 53-55, 55, 254, 284

Q Quebradas, 152

R Radiación solar, 32 7, 403-404, 419 Radiactividad, 24, 464, 4 71, 486, 488 Radicales, 75, 76 Radiolarios, 258, 259 Ramoneador, 687 Rastros fosilizados, 517-518 Rebote isostático y, 291, 296, 45 7 Recarga, 359-361 , 370-371 Recristalización, 188, l 9 1, 194, 196 Recursos energéticos. Véase tmnhién Gas natural; Aceite; Petróleo como tipo de recurso 1 86 energía geotérmica, 3 77 experiencia humana y, 8

geología y, 6 mareas y, 435 océanos y, 436-437 política y, 10 problemas medioambientales y, 11-12 Recursos . Véase tmnbién Recursos e·nergéticos; Recursos núnerales; Reciirsos·n.atura.les

agua subterránea y, 356, 370 chimeneas hidrotermales submarinas y, 26 1-262 definición de, 86 fondo oceánico, 243, 259-262 metálicos, 86 meteorización y, 163 no metálicos, 86 no renovables, 8, 10-11 , 161, 424 renovables, 11 rocas sedimentarias y, l 51 , l 76-178 Recursos minerales batolitos y, 109- l 13\ economía y, 1O, 60 experiencia humana y, 8-9, 11

geología y, 6 teoría de la tectónica de placas y, 57, 59 Recursos naturales consumo de los, 25 desarrollo sostenido y, 11 experie ncia hun1ana y, 8, 1O metamorfismo y, 202-203 mine rales y, 85, 89

teoría de la tectónica de placas y, 57, 59 Redes de drenaje, 344, 3 44, 34 5, 346 Redondeo (sedimentos), 164, 164, 17 1 Reflexión, 231 Reflujo, 43 5 Refracción, 230, 23 1 de onda, 441, 442, 446, 450 doble, 84 Región de los Grandes Lagos, 87, 370, 434 Regiones

áridas, 157, 159, 329, 359, 370, 412, 420, 42 1, 490. Véase también Desiertos

723

semiáridas, 159, 329, 359, 370, 420-42 1 Registro de pozo, 483 , 484 Regalito, 158, 309 Regresión marina

costas y, 171, 435 definición de, 17 1 etapas de la, 171 Relieve, 16 1 Réplicas, 208 Reptación, 299, 306, 3 11 , 314 , 313-3 15 Reptiles voladores, 648 República Democrática del Congo, 122, 127 Reservas, 86 Retroceso de escarpe, 333-334 Rift, 48 continental, 539 de las Galápagos, 253 Riolita, 104, 106, 106 Rizaduras, 172-173, 173 de corriente, 1 72- 175, 173 Roca (s) . Véase tanihién D eformación; Rocas Igneas; Rocas 1netaniórficas; Rocas sedilnenta rias

aborregada, 392, 393 agua subterránea y, 356 almacén, 177 arcaicas, 534

bordes de placas transformante y, 53 cristalinas, 150 de caja, 101, 109-116, 187-191 de carbonato, 168, 305, 365-369, 368 de tapa, 177 definición de, 2 J, 85, 94 densidad de, 84, 2 14, 230-231, 23 7, 483 desiertos y, 426 dúctiles, 270-273 edad de, 274 equilibradas, 152 estratigrafía y, 493-494 firme, 220, 221 , 300, 305, 316-320, 349, 392-39 5, 426 fuente, 177 geología histórica y, 7 graníticas, 106, 114, 236, 284, 288, 289 grupos de rocas, 4-6, 21 ígneas extrusivas, 22-95, 101 , 102, 103, 104-106, 189 madre, 150-152, 154, 157 mineral constituyente de las rocas, 85-86 plutónicas, 95 , 102 porosidad de, 356-357 procesos gravitacionales y, 303, 303 quebradizas, 27 1, 278 temperatura de fusión, 99, 99 tiempo geológico y, 490, 493-494 ultramáficas, 99-100, 104 verdes, 197 volcánicas, 95, 10 1, 491 Rocas ígneas. Véase tanibién Rocas ígneas intnlSivas bordes de placas convergentes y, 5 1

características de, 102-104 clasificación de, 104, 104-107, 107 como rocas cristalinas, 150 composición de, 102-103, 103 corteza continental y, 105, 184 datación absoluta y, 486.487, 490, 492 datación relativa y, 47 1 definición de, 22, 94-95 extrusivas, 22 , 22-95, 101 -103 ; 103, 104- 106, 189 géiseres, 377, 378 inversiones magnéticas y, 40

magma y, 22, 94 minerales y, 8 5, 103 , 104 permeabilidad de, 357 textura de, 103, 102- 108 volcanes y, 124 Rocas ígneas intrusivas. Véase ta11'ihién Phttones

características de, 22, 22, 23, 95, 102, 104

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724

Í N DI CE

datación absoluta y, 491 datación relativa y, 478-4 79 diques como, 109, 112 intersecciones y, 4 72 metamorfis mo de con tac to y, 189 textura de, 102

Rocas metamórficas clasificación de, 192 -197 como rocas cristalinas, l 50 corteza continental y, 184, 289 definición de, 22, 184 foliada s, 22, 22 , 19 3, 192-1 96 introducción, 184- 18 5 localización de, 185 minerales y, 85, 192 no foliadas , 22, 22, 193, 196-197, 197 permeabilidad de, 3 5 7-3 5 8 textura de, 22, 193, 192-197, 197 Rocas sedimentarías

ambiente de depósito y, l 71 ,' 174-176 bioquímicas , 165-170, 167 , 169, 356-358 clasificación de, 166, 16 7 corteza con tinental y, 289

datación absoluta y, 487, 490-492 datación radiométrica y, 486-488 , 490-491 datación relativa y, 4 71-4 72, 4 73, 4 77 definición de, 22 , 163 deformación, 268 detríticas, 165- 168, 167, 3.57 e structuras sedimentarias, 171-173 evolución y, 50 l

fac ies sedimentarias, 1 70-1 7 1 formación de, 22 , 150, 16 5, 189 fósiles y, 171, 173, 176 litificación, 4 71 rneteorización y, 32, 164, 428

montañas y, 285 , 288-289 ofiolitas y, 246 ondas sísm icas y, 230-23 1 petróleo)', 151 , 176- 178, 231 porosidad de, 35 7, 357 procesos gravitaci onales y, 31 O, 310 químicas, 165-170, 167, 169 , 178, 357-358 recursos y, 151 , 176-1 78 sistemas artesianos y, 36.I superposición y, 349, 471

tipos de, 166-1 70 upwelling y, 261 Rodinia, 540 Rogers Flat, California, desprendimiento de rocas, 306 Rompientes, 440-443 en voluta, 441 por derrame, 441 -442 Rubíes, 67, 83

s

ciclo de las rocas y, 163 clasificación de, 163-164 corriente de agua y, 331 -333, 346

definición de, 163 detrítico, 163, 165, 256, 332, 456-45 7 erosión y, 150 fondo oceánico, 42 , 43, 52, 243 , 251-252 , 255-259 glaciares y, 38 5-38 6, 392 , 393, 395 -401 inundaciones y, 423 litificación, 4 71 llanuras de inundación y, 334 márge nes continentales y, 248

movimientos de placas y, 19, 54 playas y, 44 3, 450-452 porosidad del, 356 q uímico; 163- 164 rupturas de plataforma y, 24 7 solifluxión, 3 13 terremotos y, 22 0 tie mpo geológico y, 46 6 Selección artificial, 502 ¡rntural, 23, 24 sedimentos, 164, 164, 17 1, 395-398, 40 1, 411-4 12 Senos, 439 Sequías , 41 O Series de reacciones de Bowen , 97, 98, 99-100,

157 Serpentina, 186, 189 Serpentinita, 246 Sílex, 169, 169 , 178 Silicatos en la corteza de la Tierra, 76, 8 5, 95 en las rocas , 8 5-8 6 grupos minerales y, 75-80 me teorización química y, 153-154

origen de la Tierra y, 1 5 plasticidad de, 84 radicales y, 75 -77 rocas metamórficas y, 186, 200 Silicatos ferrom agnesianos carac terísticas de, 7 1, 77

color de, 81 densidad de, 84 exfoliación de, 82 la corteza de la Tierra y, 95 magma y, 98 , l O1 oxidación y, 155-156 rocas ígneas y, 104-106, 106 series de reacciones de Bowen , 9 1, l 00 Silicatos no ferromagnes íanos, 77-80, 81, 84 1 98,

104- 106 Sílice, 76, 95 -97 , 99 Sills bordes de placas divergentes y, 49



cambios en el magma y, l 00 como rocas ígn eas intru sivas, 109 , 111 datación relat iva y, 47 1, 473 metamorfismo de contacto y, 189- 190

Sahara, 41 O, 420 Sahel de África, 41 O Sal de roca, 86, 114, 169

Sinclinales, 274-276, 275

Salinízac ión, 162

Sismicidad, 45

Saltación , 332, 332, 411 , 411-412, 414, 416 Saturno, 14, 16-17, 17 Sauk, 571 Sa urisquios, 643 Saurópodos, 643 Secuencias de rocas, 36, 40, 361, 475

Sism ógrafo, 210, 210, 213 , 21 5, 216 , 219 Sismogramas, 210, 216, 219 Sismología, 210-2 11 Sistema(s) artesianos, 36 1-362, 362 Cámbrico, 494

Sedimentación

continental, 164-166 marina , 164- 166, 176, 332 transicional, 164-166, 176 Sedimento. Véase ta1nbi én Sedi1nentación, Transporte acantilados y, 448 agua subterránea y, 356-35 8 balance de sedimentación litoral, 450-452, 451 bordes de placas convergentes y, 51-52 , 285 chimeneas hidro termales submarin as y, 2 5 3·

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Sol, 13, 14, 16, 434-4 36, 438 Sólidos , 67

de aviso temprano de ts unamis, 222 definición de , 4

la Tierra como, 4-5, 4-5, 12, 19, 24-25, 45, 12~ 299, 41~ 435 , 436 montañosos, 283 -284, 289 orogénico de la Cordillera, 669 sépticos, 373- 3 74 solar, 13-14, 14 , 15 unidades estratigráfi cas de tiempo, 493-494

Sobrecabalgamiento de Lewis , 279-280 Sobrecarga, 29 9, 303

cristalinos, 66-7 3, 72

Solifluxión, 305 , 313 , 313 Soluciones hidrotermales, 82, 8 5, 202 Sublimación, 386, 389 Subsuelo, 159 Sucesión
desiertos y, 159, 41 O, 423 formación de, 150, 158-160, 160, 161 humedad en, 327-328 organismos y, 15 8- 16 1 perfil del suelo, 15 9 porosidad de, 356 procesos gravitacíonales y, 3 l 5 regiones semiáridas y, 420 residuales, 15 8 salinización de, 162 suelos saturados de agua, 220, 22 1, 222, 30 1, 312 Su lfatos, 76, 76, 80, 85-86 Su percontine ntes , 32, 3 4, 45 Supergrupos, 492

Superposición, 471 , 472, 473, 478-479 , 480, 490 Surcos, 151 , 161 , 162 , 346 Sustancias amorfas, 71-72

T Tabla de agua, 339, 359-361, 369-370, 374, 423 colgada, 35 9, 360 Talco, 84, 18 5, 203 Talud, 152, 152 , 305 continental, 247 , 247, 248 del arrecife, 25 7 del Pacífico oriental, 144, 252, 253 Técnicas de datación radiornétrica, 24, 42, 4 6 4 , 466 ,

4 7 1, 4 79-480, 487' 490 de determinación de distancias por láser vía

satélite, 55 Tecnología, 87 Temblor armónico, 141

del suelo, 220-221 , 312 volcán icos, 141 Temperatura calor interno de la Tierra, 4 7] datación por rastros de fisi ón, 489 de fu sión de las rocas, 99, 99 de la Tierra, 99 , 384, 471, 47 1 de las coladas de lava, 96, 96 de Venus, 326 del magma, 189 desertos, 422-42 6 glaciares y, 384, 38 7, 390.391 , 404 metamorfismo y, 189- 191 meteorización y, l 57 mutaciones y, 506-507 océano y, 435, 436

\

origen del sistema solar y, l 5 origen de l unive rso y, 12-1 3

volcanisrno y, 124, 136-137 Tendencias evolutivas, 512

Tensión, 269, 270, 27 1, 277 , 279, 284 elástica, 269 -270, 270 plástica, 270, 270-2 71 Teoría(s) Véase también teorías específicas de la acreción homogénea, J8

de la evolución, 501. \léase ta,m bién Evolución de la nebulosa solar, 13-15 de la relatividad, 13 definición de, 8, 5 12-513 del Big Bang, ¡'3 del rebote elástico, 209, 209

Í NDICE

geología y, 8

Milankovitch, 403 Teoría de la tectónica de placas bordes de placas y, 45-53 ciclo de las rocas y, 21 -22, 23 como teoría unificadora, 44-45 costas de emersión y, 4 5 7 deriva continental y, 32, 34-40 desiertos y, 426 Era Cenozoica, 33 Era Mesozoica, 33 evolución y, 19, 23, 32, 59-60 extensión del fondo oceánico y, 4 l -42 fondo oceánico y, 24 2 glaciación y, 402 introducción, l 9 -20, 32 mecanismo de conducción de la, 55-5 7 metamorfismo y, 22, 201-202 montaf\as y, 45, 284-289, 512 movimientos de placas, 4-6, 44, 54-55 , 56, 268 petróleo y, 3 3 planetas te rrestres y, 45-47 recursos naturales)\ 57-59 sistema de la Tierra y, 8, 19 terremotos y, 23, 32 volcanes y, 144-145 Terápsido, 6 11 Terópodos, 643 Terranes, 633 Terrazas f!U\~ales, 348, 349 marinas, 449, 450-452, 457 travertinas, 368, 369 Terremotos arcillas rápidas y, 312 bordes de placas convergentes y, 49, 50, 2 11 , 268 bordes de placas transformantes y, 52, 53, 54, 21 1, 268 bordes de placas divergentes y, 48, 211 control de, 229-230 corrientes de turbidez y, 248 de foco intermedio, 211 de foco poco profundo, 48, 52, 211 , 254 de foco profundo, 21 1 definición de, 208 desprendimientos de rocas y, 305, 315 dorsales oceánicas y, 252 efecto destructivo de los, 32, 209, 268 epicentro de, 211, 2 12, 211-220, 216 erupciones volcánicas y, 142-143

estructuras resistentes a los terremotos,

220-223 eA-perie n cia humana y, 10- 11

fallas y, 208, 2 10, 213, 2 19, 280 foco de los, 21 1, 211, 212, 2 17, 27 1 fosas oceánicas y, 2 51 fractura del terreno, 223 fracturas y, 210, 229, 253-254 fuego y, 221 intraplaca y, 21 3 margen o m árgenes continentales y, 248 ocurrencia de, 211 -2 13 ondas sísmicas y, 21 O, 2 11 , 213-2 15, 230

orogenia y, 287-288 placas y, 18-1 9, 32, 2 11 precursores de, 223-22 5 predicción de, 8, 223-228 preparación para, 228 procesos gravitacionales y, 304

tamaño/fuena de, 21 7-220 temblor del suelo, 220-221 teoría ele la tectónica de placas y, 19, 32 teoría del rebote elástico, 209 tsunami y, 22 1-223 uniformismo y, 24 Terrenos acrecionarios, 578

Tetraedro de silicio, 76, 76-77, 82, 9 7 Textura

afanítica, 102, 103, 104 elástica, 166-1 69 cristalina, 168

de las roeas ígneas, 102- 104, 103, 104, 106107, 108 de las roeas metamórficas, 22, 22, 192-197, 193, 19 7

de las rocas sedimentarias, 166, 168, 171 , 173 fanerítica, 102, 104 foliada, 192, 193 fragmen ta!, 102, 103 metamorfismo y, 186, 189 no foliada, 196, 197

725

Trampas estratigráficas, l 77 , 1 77 estructurales, 177, 177, 276 Transgresión marin a costas y, 171 , 434 definición ele, 171 especiación y, 508 etapas de la, 1 71 rocas sedimentarias)~ 17 1, 176

Transpiración, 32 7 Transporte a mar abierto, 452

piroclástica, 102 porfídica, 102-103 vesicular, 102, 103, 108 Tiempo. Véase también Tiempo geológico metamorfismo y, 186-187 esfuerzo y, 270

balance de sedimentación litoral, 452 corrien te de agua y, 164, 326, 331-332, 411, 423 corrientes litorales y, 445 , 446 fondo oceánico y, 2 5 5 glaciares y, 385 -387, 392-395 grava y, 166-167

Tiempo geológico

lneteorización y, 1 51 , 164

cambios en el concepto de, 46 7 clima y, 24, 464, 466 correlación y, 480-483 el Gran Caf\ón y, 464 escala de tiempo geológico, 24, 24, 464, 465, 478, 490 estratigrafía y, 492-494 métodos de datación absoluta y, 464, 484-49 l métodos de datación relativa y, 464, 4 71 -480 precámbrico, 480-48 l teoría de, 46 7-4 73 uniformismo y, 24-25 Tierra calor interno de la, 22, 57, 186- 187, 235-236, 25 1, 268, 471, 484 campo magnético de la, 38-41 , 39, 40, 48, 14 1, 225 capas ele la, 14- 18, 18, 228-231 características de la, 15 como planeta dinámico, 4, 15-20, 208-209, 268 como planeta terrestre, 14, 16 como sistema, 4, 4, 5, 5-8, 11-12 , 19, 24-25 , 45 , 123, 410, 43 5, 436 experiencia humana y la, 8

historia de la, 268, 480, 501 interior de la, 18-20, 230, 230-234, 235 órbita de la, 403-404 origen de la, 15-18 temperatura de la, 99, 384, 471 , 4 7ln vegetal, 159

vista de la, 2, 4 , l 7 Till, 39 5 Toba, 107, 108 calcárea, 3 77 riolítica, 107

soldada, 107, 139 Tómbolas, 443, 446, 447 Tomografía sísmica, 234, 236 Topacio, 83 Topografía capas de roca plegadas y, 275 cárstiea, 363, 364, 365, 366 corrientes oceánicas. y, 59 corrientes y, 349 corteza continental y, 289 ' de desiertos, 423 del fondo oceánico, 242, 244, 250, 253-254, 457 dorsales oceánicas y, 4 8, 2 52

estabilidad de vertiente y, 30 3-304 · experiencia humana y, 9 glaciares y, 388-389, 395 lobulada, 313 , 313 Mammoth Cave y, 356 montaf\as, 284, 285 procesos gravitacionales y, 299 Tormentas de lluvia. Véase Precipi.tació1i

de polvo, 423

olas y, 164, 248, 439 proceso de, 164 rupturas de plataforma y, 24 7 suelos y, 158 'iento y, 164 , 41 1 Trenes de valle, 400, 402 Trilobites, 593 Tritón (luna de Neptuno), 124 Tsunami, 221-223, 222 Turba, 169 Turmalina, 66, 107 Turquesa, 6 7

u Ungulado, 686 Unidades bioestratigráficas,. 492-494 de tiempo, 494 estratigráficas de tiempo, 498 Uniformismo,.24-25, 47 1, 501 Universo, origen del, 13

Upwelling, 260 Uraliense , 5 65 Uraninita, 178

Uranio, 10, 177-178, 485, 486, 488 Urano, 14, 16-17, 17

V Valle(s), 34 5-349, 359, 359 colgados, 394, 399 de los dioses, Utah, 272 de rift, 48, 49 de San Joaquín, California, 371, 372 del Gran Rift de África, 50 del Rift del este de África, 48 , 48, 49, 126, 135, 144, 236 por disolución, 363, 365 Vapor de agua, 102, 124, 326-327, 386 Varvas, 401 , 403 Vegetación. Véase también Plantas abanicos aluviales y, 33 7 Burren, región de Irlanda y, 366 corriente de agua y, 332 desiertos, 410, 420, 422, 422-423 dunas y, 418 erosión y, 346 escorrentía y, 30 1 glaciares y, 385-386 inundaciones y, 338 procesos gravitacionales y, 299, 315-3 16 tiempo geológico y, 466 transporte y, 2 5 5 Velocidad de aguas subterráneas, 3 59

de corriénte de agua, 329-334, 334, 335 , 346 de corrientes oceánicas, 442

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·===~-----------------,---- -------~-

726

--·

fND I CE

de glaciares, 390 -392, 391 de las olas, 439-4 41 de mareas, 4 38 de ondas sísmicas, 230-23 3, 233 , 234-23 5 del viento , 41 1, 440 Ventifactos , 41 2-41 4, 415 Ven us, 14, 16, 16, 46 , 4 6-4 7, 32 6 de Milo, 197 Vertebrado, 60 1 Vertederos, 3 18, 373, 374 Vida m edia , 48 5, 486, 489 Vidrio, 6 6, 71, 88 , 10 2, 103, 10 7

escudo, 47, 130-1 34, 132, 144 es tra tovolcanes, 133- 136 extintos, 124 guyo ts y, 2 54 inactivos, 124

introducción, 12 2-1 24 magma y, 32 , 124- 12 5 p untos calientes y, 2 54 , 284 teoría de la tectónica de placas y, 144- 14 5 tipos de, 131- 132, 13 1-13 2 vigilancia de, 14 l , 142

Vie n to

Vo lcanismo actividad hidrotermal y,

balan ce de sedimentación lito ral, 450 cinturones de presión de aire, 41 9-4 20 desiertos y, 42 3, 426 erosión y, 150, 16 1, 412-4 15 Ma rte y, 4 10 , 413, 414 olas y, 439 procesos gravitacionales y, 299 sedimentación y, 164, 415-419 teoría de la tec tón ica de placas y, 59 transporte y, 164, 4 11 velocidad del, 41 1, 440 Viscosidad, 96-97 , 124- 12 5, 304 Volcanes bordes de placas convergentes y, 9 5, 141- 143 , 143 , 144 bordes de placas divergentes y, 143, 144, 268 , 284 compu e stos, 132- 136 conos de ceniza, 132 , 132 , 134, 13 4 dis trib ución de, 142- 144 domos de lava, 132- 13 3, 136-1 37, 144 erosión de, 109

bordes de p lacas convergen tes y, 45 -49 bordes de p lacas y, 22, 32 coladas de lava y, 12 2, 124- 12 5, 12 7 deformación y, 2 68 dorsales oceánicas y, 144 , 2 52 , 284 gases volcán icos, 124-1 2 5 glaciares y, 39 1-392 gradiente geotermal y, 23 5 intraplaca y, 59 , 144-145 introducción, 122-124 lunas de los p lane tas y, 4 7, 4 7, 124 magma y, 32 márgenes continentales ac tivos y, 248 masas de tierra volcá nicas, 124-1 2 5, 137-1 38 materiales pirocl ás ticos y, 12 7-130 ondas sísmicas y, 23 0 orogenia y, 28 8 peligros volcánicos, 139- 14 1 plane tas y, 46 , 4 7 piu tones y, 94, 108- 109 teoría de la tec tónica de placas y, 22, 32, 44-4 5 Vulcano, 130

y ~ Yardangs, 4 12 , 413 , 4 13

Yeso, 8 1, 87, 189 de roca, 8 6, 169 , 176

z Zafiros , 67 Zinc, 58, 19 1, 203 Zona(s) de ablación , 389, 390, 392 de ac umulación, 159, 389-3 90 , 390, 392 de aireación, 3 58 , 35 8, 3 59, 360, 368-3 69, 3 73 de ba ja velocidad, 233 de B~n ioff, 21 1, 2 51 de cocción , 4 72 de empuje de Maine, Escocia, 19 1 de liA_1viación , 159 . de saturación, 358 , 358, 3 59, 359--3"6 1, 369, 373 de sombra de la onda P, 232, 232 de tra nsición, 234 , 23 4 econ ómica exclusiva (ZE E), 2 59-262, 262 intermareal, 446 meta mórficas, 200, 200 Zonas de subducción bordes ele placas convergentes y, 49-5 2 corteza oceánica y, 242 , 246 extensión del fon do oceánico y, 42 fluj o de calor y, 251 fosas oceá nicas y, 25 1, 2 5 1 magma y, 100, 100 márgenes contine ntales ac tivos y, 24 8 · me ta morfismo y, 186, 19 1, 202 montañas y;2 86, 287-289 teoría de la tectónica de placas y, 59 volcanismo y, 143-1 44

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