Ciencia de la tierra i
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INTRODUCCIÓN El análisis de datos geofísicos de gravedad y sismicidad ha determinado que la tierra se encuentra formada por diferentes capas. Desde fines del siglo pasado, cuando se determinaron el volumen y la masa de la tierra, se observó que su densidad promedio (5.519 g/cm 3 ) es mucho mayor que la densidad promedio de las rocas que se encuentran en la superficie; por ejemplo, los dos tipos de roca más representativos de los continentes y del suelo oceánico, el granito y el basalto, tienen densidades de 2.6-2.7 y 2.8-3.0 g/cm3, respectivamente. Esto indica que las rocas del interior del planeta deben ser mucho más densas que las de la superficie. Además, la tierra tiene un momento de inercia demasiado pequeño para su masa total, lo que indica que las rocas más densas deben estar concentradas cerca del centro. Estos resultados basados en observaciones gravimétricas y astronómicas son ciertamente muy valiosos, pero no suficientes para crear un modelo único de densidades. El modelo actual del interior de la tierra se ha obtenido, primordialmente del estudio de las ondas sísmicas. Muchos de los conocimientos actuales sobre el interior de la tierra provienen del análisis de las variaciones en la velocidad de ondas sísmicas. Como todas las ondas, éstas tienden a viajar en línea recta y a la velocidad constante conforme pasan a través de un medio homogéneo (a temperatura y presión constante). Sin embargo, la comparación de datos registrados en estaciones sísmicas alrededor de la tierra muestra que las ondas sísmicas ocasionalmente disminuyen o aumentan su velocidad. Estos cambios sugieren la presencia de materiales de composición y estructura diversa, sujetos a temperatura y presión diferentes. Entonces es posible inferir que el interior de la tierra no es homogéneo, o sea que su temperatura y presión varían con la profundidad. 10
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INTRODUCCIÓN
El análisis de datos geofísicos de gravedad y sismicidad ha determinado
que la tierra se encuentra formada por diferentes capas. Desde fines del siglo
pasado, cuando se determinaron el volumen y la masa de la tierra, se observó
que su densidad promedio (5.519 g/cm3) es mucho mayor que la densidad
promedio de las rocas que se encuentran en la superficie; por ejemplo, los dos
tipos de roca más representativos de los continentes y del suelo oceánico, el
granito y el basalto, tienen densidades de 2.6-2.7 y 2.8-3.0 g/cm3,
respectivamente. Esto indica que las rocas del interior del planeta deben ser
mucho más densas que las de la superficie. Además, la tierra tiene un momento
de inercia demasiado pequeño para su masa total, lo que indica que las rocas
más densas deben estar concentradas cerca del centro.
Estos resultados basados en observaciones gravimétricas y
astronómicas son ciertamente muy valiosos, pero no suficientes para crear un
modelo único de densidades. El modelo actual del interior de la tierra se ha
obtenido, primordialmente del estudio de las ondas sísmicas. Muchos de los
conocimientos actuales sobre el interior de la tierra provienen del análisis de las
variaciones en la velocidad de ondas sísmicas. Como todas las ondas, éstas
tienden a viajar en línea recta y a la velocidad constante conforme pasan a
través de un medio homogéneo (a temperatura y presión constante). Sin
embargo, la comparación de datos registrados en estaciones sísmicas
alrededor de la tierra muestra que las ondas sísmicas ocasionalmente
disminuyen o aumentan su velocidad. Estos cambios sugieren la presencia de
materiales de composición y estructura diversa, sujetos a temperatura y presión
diferentes. Entonces es posible inferir que el interior de la tierra no es
homogéneo, o sea que su temperatura y presión varían con la profundidad.
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Si la tierra fuera homogénea por dentro las ondas de cuerpo viajarían en
línea recta desde el hipocentro hasta cualquier punto de la superficie terrestre.
La velocidad de las ondas sísmicas depende de las ondas elásticas del medio
(densidad, rigidez e incompresibilidad), por lo que cuando éstas varían en forma
continua con la profundidad las ondas describen trayectorias curvas; si varían
en forma discontinua, esto es, hay cambios bruscos en sus valores, como en la
frontera entre dos materiales distintos, parte de la onda (o, a veces, toda ella)
puede ser reflejada por la discontinuidad.
Las observaciones de ondas sísmicas indican que en el interior de la
tierra hay grandes variaciones, tanto graduales como súbitas, de las
propiedades elásticas del medio con la profundidad. Los sismólogos han
determinado que conforme una onda sísmica pasa a través de un estrato del
interior de la tierra, su velocidad aumenta con la profundidad, de tal modo que el
segmento más profundo de un frente de onda viaja más rápido que los
segmentos menos profundos, y en consecuencia el frente de onda se curva y
regresa a la superficie terrestre. Como la velocidad de las ondas sísmicas
aumenta con la rigidez y la densidad de los materiales a través de la cual viajan,
es posible inferir que las capas superiores de la tierra se hacen más densas
conforme aumenta su profundidad.
Con la enorme cantidad de datos registrados en las estaciones
sismológicas existentes en todo el mundo, los sismólogos han estimado la
densidad, espesor, composición, estructura y estado físico del interior de la
tierra. En resumen, se ha establecido que la tierra está compuesta de tres
estratos principales concéntricos que son una delgada corteza terrestre, un
enorme manto subyacente y un núcleo central.
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TEMA I ORIGEN Y DINAMICA DE LA TIERRA
I.1 Teorías del origen y la evolución.
LA EDAD DE LA TIERRA
La tierra se formó hace unos 4600 millones de años y ha ido
evolucionando lentamente hasta la actualidad, cambiando su geografía al
mismo tiempo que evolucionaban los seres vivos que la han poblado.
ORIGEN DE LA TIERRA Y DEL SISTEMA SOLAR
El gas y polvo cósmico de una nebulosa situada en uno de los brazos
espirales de la Vía Láctea dio origen a la tierra y a todo el Sistema Solar.
Comenzó cuando el gas y el polvo de la nebulosa comenzaron a
contraerse, debido, posiblemente, a la onda expansiva producida por la
explosión de una estrella. Después, el material nebular se condensó y comenzó
a girar. Esta rotación hizo que la nebulosa adoptara forma de disco. En el centro
de este disco giratorio se concentró la mayor parte de la masa de la nebulosa,
que se fue comprimiendo y calentando hasta que en su núcleo se alcanzó una
temperatura que permitió la fusión nuclear de los átomos de hidrógeno y
empezó a brillar el Sol. La materia que no formó parte de la estrella, permaneció
girando alrededor de ella, atraída por la gravedad.
Debido al descenso de la temperatura se formaron fragmentos
sólidos del tamaño de granos de arena. Estos fragmentos colisionaron y se
unieron formando cuerpos más grandes denominados planetesimales.
12
Los planetesimales colisionaron entre sí durante muchos millones de
años, constituyendo cuerpos de mayor tamaño, hasta dar origen a los cuatro
planetas interiores.
La evolución del planeta tierra.
Durante muchos millones de años, la tierra siguió recibiendo impactos
de meteoritos y planetesimales y continuó incrementando su masa.
Al crecer el planeta comenzó a calentarse debido a tres efectos
combinados: la energía liberada por el impacto de los meteoritos, la contracción
gravitatoria, y la desintegración radiactiva de elementos como el uranio, el torio
y el potasio.
Llegó un momento en que la tierra se fundió totalmente y comenzó
una diferenciación en su interior:
• Los elementos pesados (hierro, níquel) se hundieron y formaron un
núcleo fundido que, en parte, aún permanece líquido.
• Los materiales ligeros se dispusieron en el exterior y formaron la corteza
y el manto.
• Los materiales gaseosos escaparon del interior de la tierra formando la
atmósfera.
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I.2 Dinámica de la Tierra y su repercusión.
La tierra dinámica
La tierra es un planeta dinámico Si pudiéramos retroceder en el
tiempo 1.000 millones de años o más, encontraríamos un planeta con una
superficie absolutamente diferente de la que tiene en la actualidad. No habría
Gran Cañón del Colorado ni Montañas Rocosas, tampoco habría cordillera de
los Andes, ni los Alpes de Europa o los Montes Himalayas de Asia, ni el
océano Atlántico o el mar Mediterráneo, y ninguno los otros accidentes o
rasgos geográficos mas destacados que hoy conocemos. Además,
encontraríamos continentes con formas diferentes y localizadas en posiciones
distintas con respecto a los actuales. En síntesis, el mapamundi sería
absolutamente otro.
Por el contrario, hace 1.000 millones de años la superficie de la luna
era casi igual a la que vemos hoy. De hecho, si mirásemos con un telescopio
desde la tierra, quizá sólo faltarían unos pocos cráteres. Por tanto, cuando se
compara con la tierra, la tuna es un cuerpo sin vida que vaga a través del
espacio y el tiempo. La tierra en cambio, es un cuerpo vivo y cambiante, con
una dinámica asombrosa que modifica constantemente la faz de su superficie.
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La tierra es un planeta dinámico debido a que los materiales de las
diferentes esferas de la tierra, capas concéntricas que la forman, están en
movimiento constante. En las capas envolventes externas, atmósfera e
hidrosfera, en estado de gas y líquido, el movimiento de la materia parece
obvio, pero no así en las capas internas de la tierra sólida (núcleo manto,
astenosfera, litosfera), dónde su estudio es más complejo.
En todos los procesos dinámicos la energía es necesaria, y las
formas de energía más importantes son: energía térmica, energía cinética,
energía gravitatoria potencial, energía química y energía nuclear. La energía
puede cambiar de una forma a otra, pero no se crea ni se destruye
Los procesos que alteran la superficie terrestre pueden dividirse en
dos categorías: destructivos y constructivos. Los procesos destructivos son los
que desgastan la tierra, entre ellos la meteorización y la erosión. A diferencia de
15
la luna, donde la meteorización y la erosión progresan a velocidades
infinitesimalmente lentas, estos procesos están alterando continuamente el
paisaje de la tierra. De hecho, esas fuerzas destructivas habrían nivelado hace
mucho tiempo los continentes si no hubiera sido por los procesos constructivos
que se oponen a aquéllas. Entre los procesos constructivos se cuentan el
volcanismo y la formación de montañas, que aumentan la elevación media de la
tierra. Como veremos, esas fuerzas dependen del calor interno y externo de la
tierra para obtener su fuente de energía.
Los sistemas dinámicos mayores de la tierra son: el sistema
hidrológico, el sistema tectónico y la isostasia.
I.3 Procesos terrestres y su relación con la biota: gravedad, magnetismo,
sismicidad.
Física de la tierra sólida.
Abarca todos los temas dedicados al interior de la tierra; implica el
estudio del comportamiento de la materia terrestre desde la corteza al núcleo,
en particular el relacionado con el tamaño, la forma, la gravedad, el magnetismo
y la sismicidad de la tierra. El campo especializado de la geodesia está
concernido por la determinación de la forma y del tamaño de la Tierra y por la
localización de puntos particulares sobre su superficie. En este estudio están
implicadas la determinación del campo gravitatorio y la observación de cambios
en la rotación terrestre, en la situación de los polos y en las mareas. Dos
nuevas técnicas para la realización de las medidas geodésicas, la
interferometría lejana (VLBI) y el alineado láser con satélite (SLR), han sido
usadas para determinar, con una precisión de milímetros, las velocidades con
las que los continentes se separan o se acercan unos de otros.
16
La gravedad y las mareas.
La gravedad (gravitación) es la fuerza atractiva ejercida por la masa
terrestre. El gradiente del potencial gravitatorio la fuerza de la gravedad es
perpendicular a la superficie de la tierra, por tanto la fuerza es vertical. Los
gravímetros son balanzas muy sensibles usadas para realizar medidas relativas
de gravedad. Las diferencias medidas, provocadas por variaciones en la
densidad de la tierra, se llaman anomalías de Bouguer.
La rotación de la tierra entre los campos gravitatorios de la luna y del
Sol impone cambios periódicos en el potencial de cualquier punto del planeta.
Las mareas son el efecto más visible; además de las mareas marinas, se
producen mareas en la tierra en forma de pequeñas deformaciones de la
corteza.
Magnetismo terrestre.
El geomagnetismo estudia los fenómenos magnéticos que aparecen
en la tierra y en su atmósfera. La generación de los campos magnéticos parece
estar relacionada con el movimiento de materia fluida conductora de electricidad
en el interior de la tierra, de tal forma que el planeta actúa como una dinamo
auto excitada. La materia conductora y el campo geomagnético podrían estar
controlándose mutuamente. El estudio de este problema se conoce como
magnetohidrodinámica o hidromagnetismo.
El estudio de como el campo magnético ha cambiado a lo largo de la
historia terrestre, llamado paleomagnetismo, ha suministrado las primeras
pruebas sólidas de la teoría de la tectónica de placas.
Sismología.
Una mejor comprensión de la actividad sísmica ha sido posible con el
descubrimiento de que los grandes terremotos se producen por el movimiento
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de las placas tectónicas de la tierra. Además, casi todo lo que podemos
suponer sobre el manto y el núcleo terrestre se ha deducido por el análisis del
paso de ondas sísmicas por el centro de la tierra. En esta década, los
geofísicos han hecho grandes avances en la comprensión de la corteza y del
manto superior, una zona llamada litosfera. Los logros más importantes en la
investigación de esta zona han sido posibles gracias al uso de una técnica
sonar desarrollada originalmente en sismología para encontrar petróleo y gas,
llamada perfilado sísmico por reflexión.
- ACOSTA PASCUAL. “Historia De la tierra”. Edit. Taurus S.A. Madrid 1990Págs. 30 -68.
- AGUILAR HERNANDEZ CRISTINA. “Evolucion de la tierra”. Edit. Alianza Madrid 1997.Págs. 154-164.
- DIAZ PINEDA F. “desarrollo de la tierra” Edit. Complutense Madrid 1996.Págs. 85-93
18
TEMA II CONSTITUYENTES Y PROCESOS GEOLOGICOS.
II.1 Introducción a la mineralogía.
La ciencia de la mineralogía trata de los minerales de la corteza
terrestre y de los encontrados fuera de la tierra, como las muestras lunares o
los meteoritos. La cristalografía, rama de la mineralogía, implica el estudio de la
forma externa y de la estructura interna de los cristales naturales y artificiales.
Los mineralogistas estudian la formación, la aparición, las propiedades
químicas y físicas, la composición y la clasificación de los minerales. La
mineralogía determinativa es la ciencia de la identificación de un espécimen por
sus propiedades físicas y químicas. La mineralogía económica se especializa
en los procesos responsables de la formación de menas, en especial de las que
tienen importancia industrial y estratégica.
II.2 Procesos Geológicos: magmatismo (vulcanismo y plutonismo),
metamorfismo.
El concepto de magmatismo se refiere a todos los procesos en los
que intervienen los materiales de la tierra cuando encuentran fundidos o en
forma de magma. Un magma es una mezcla generalmente silicatada que
incluye normalmente una fase fluida y una fase sólida. Esta última esta formada
por minerales heredados de la fuente del magma o formados durante el
proceso de enfriamiento. Cuando un magma alcanza la superficie se producen
fenómenos volcánicos en los que el magma original puede ser arrojado en
diferentes formas sobre la superficie (Volcanismo).
19
Origen de los magmas.
Los procesos de fusión que dan origen a los magmas pueden
desarrollarse en diferentes zonas del interior de la tierra, Los magmas que se
emplazan en la corteza de la tierra se pueden originar dentro del manto, ya sea
en el manto listósferico o en el manto astenosférico (Interior de la tierra);
también se pueden originar por fusión de la parte inferior de la misma corteza.
En realidad el desencadenamiento de un proceso de fusión depende de
que se reúnan ciertas condiciones físicas y químicas que lo permitan. Por
ejemplo, para una misma temperatura, el punto en el que se inicia la fusión de
los minerales que forman una roca puede variar debido a la presión. A
presiones mayores, se requerirá normalmente una mayor temperatura para
alcanzar el punto de fusión inicial de un mineral. Otro factor que puede hacer
variar las condiciones de presión y temperatura a la que se inicia la fusión es el
contenido de agua u otros volátiles como el CO2 en las rocas. Normalmente los
procesos de fusión son parciales, es decir, la roca no se funde totalmente y solo
lo hacen ciertos grupos de minerales.
Segregación y ascenso de los magmas.
A partir de la formación de magma por fusión en diferentes puntos del
interior de la tierra se pueden originar, con ayuda de la distorsión de las rocas
en el interior de la tierra, cuerpos mas grandes de magma que, por diferencia de
densidad con al roca encajonante, comienzan a ascender. El estilo y rapidez del
ascenso pueden variar dependiendo de la fluidez del magma y del estado físico
y el fracturamiento de la roca encajonante. En su camino de ascenso, los
magmas pueden estacionarse en ciertos nivel en donde en ocasiones forman
cámaras magmáticas de tamaño variable. Las cámaras magmáticas que se
encuentran cerca de la superficie son normalmente las que alimentan a los
grandes volcanes. Cuando el magma asciende rápidamente por una corteza
20
frágil y fracturada, se forman numerosos conductos de ascenso que pueden
originar pequeños volcanes o actividad volcánica a lo largo de fisuras.
Cuerpos plutónicos
Cuando los magmas se enfrían y se solidifican pueden quedar
atrapados en el interior de la corteza formando los llamados plutones o cuerpos
ígneos intrusivos. El enfriamiento de los cuerpos plutónicos es mas lento que el
de los materiales volcánicos que son arrojados a la superficie. Cuando por el
levantamiento y la erosión estos cuerpos son expuestos en la superficie, se
puede observar una serie de rasgos que indican que su enfriamiento fue lento,
dentro de estos rasgos destaca su textura de minerales grandes. . Existen
plutones de diversos tamaños y formas que reciben por ello diferentes nombres.
Los batolitos son cuerpos extensos que normalmente tienen áreas de
exposición en la superficie mayores a 100 Km2. Los diques son cuerpos
tabulares que encuentran cortando las estructuras dominantes de la roca
encajonante como la estratificación o la deformación. Existen otros cuerpos
como los mantos, los lacolitos y los troncos.
Diferenciación de los magmas
En su camino de acenso los magmas cambian muy frecuentemente
de composición química, de tal manera que es relativamente raro encontrar en
superficie cuerpos magmáticos que tengan la misma composición que cuando
se formaron a profundidad por fusión parcial. Los procesos más comunes que
producen cambios en la composición del magma se relacionan con la
separación de minerales que se van formando a partir del fluido magmático
(cristalización fraccionada) y por la incorporación y asimilación de fragmentos
arrancados de las paredes de la roca encajonante. También puede ocurrir que
un magma se mezcle en su camino de ascenso con magmas de diferente
composición. El cambio en la composición de un magma por la separación de
21
grupos de minerales cristalizados a partir de él, se debe a que no todos los
minerales se forman al mismo tiempo ni tienen la misma composición. Así, los
primeros minerales que se forman, como el olivino, se pueden separar y
empobrecer al magma en el los elementos dominantes del olivino como el
magnesio. El concepto de las series de reacciones de Bowen expresa, aunque
en forma muy simplificada, el orden común en el que se formarían los minerales
más abundantes de un magma a partir de la cristalización de su fase fluida y de
la transformación de los primeros minerales formados.
El metamorfismo da origen a rocas industriales importantes, como los
mármoles, o las serpentinitas, así como a minerales con aplicación industrial,
como el granate. No suele dar origen a yacimientos metálicos, aunque en
algunos casos produce en éstos transformaciones muy importantes
II.3 Tipos de rocas: origen y características físicas y químicas.
Las rocas
Los minerales en estado puro son relativamente raros en la superficie terrestre.
Lo más corriente es encontrarlos asociados formando rocas. Este fenómeno no
es exclusivo de la tierra: todos los planetas interiores del Sistema Solar, la
mayor parte de los satélites y los asteroides parecen estar formados por
grandes aglomeraciones de diferentes tipos de rocas.
Definición y generalidades
Se considera roca a todo conglomerado o asociación natural de
minerales reunidos bajo las condiciones de un mismo proceso físico-químico.
En algunos casos una roca puede estar formada por un solo mineral (yeso, roca
caliza), pero es poco habitual.
22
Existen numerosos tipos de roca, y sus características dependen del
tipo de materiales que la componen, sus cantidades relativas y la manera en
que se reunieron para dar forma a un cuerpo sólido unificado. De estas
propiedades dependerá también el aprovechamiento futuro de la roca por el ser
humano.
Dentro de una roca pueden encontrarse dos tipos de minerales:
• Esenciales: son los que constituyen la naturaleza de la roca y le dan sus
características.
Por ejemplo, el cuarzo, la mica y el feldespato en el granito. La carencia
de uno de ellos tendría como resultado una roca distinta.
• Accesorios: se trata de inserciones o impurezas minerales dentro de la
combinación típica de una roca determinada. No varían las
características básicas de la roca.
Criterios de clasificación.
Dado que las rocas constituyen un campo de estudio muy amplio y
heterogéneo, es necesario aplicar una serie de criterios para clasificarlas. En la
actualidad existen varios sistemas de clasificación dependiendo de la materia
que se va a estudiar en cada caso. Entre los más importantes cabe señalar:
• Propiedades químicas: se utiliza sobre todo para la definición y estudio
de los tipos de suelo. Tiene aplicaciones en agricultura y ganadería, y
sirve para determinar el grado de fertilidad de las tierras y su mejor
aprovechamiento.
• Edad: se utiliza como apoyo en campos científicos tan diversos como la
arqueología, la antropología, la paleontología y otras ciencias naturales.
23
Fijar con exactitud la edad de una roca resulta de gran utilidad a la hora
de realizar estudios históricos.
• Origen: es el procedimiento más utilizado en geología para clasificar las
rocas. El proceso de formación de las rocas determina la mayor parte de
sus características y ofrece una base lógica para una catalogación más
detallada.
Existen otros procedimientos de clasificación menos utilizados, como
el color de la roca, la mayor o menor presencia de impurezas, la forma de
agruparse sus componentes, su estado físico (sólido, líquido, etcétera), entre
otros.
Tipos de rocas
Como hemos visto, las rocas pueden clasificarse de acuerdo a
muchos criterios. Sin embargo, la ciencia geológica moderna establece una
primera clasificación de las rocas basándose exclusivamente en su origen, es
decir, en la manera en cómo se formaron originalmente. Según esto, existen
tres tipos fundamentales de rocas:
• Magmáticas o ígneas: se forman por la solidificación de materiales
fundidos de origen volcánico. En algunos casos las rocas magmáticas se
forman en las profundidades de la tierra, pero en ocasiones lo hacen en
la superficie, al ser arrojado el magma al exterior por medio de
erupciones volcánicas.
Ejemplo de roca magmática (basalto).
24
• Metamórficas: son rocas formadas por la transformación de otras rocas
anteriores. Este cambio suele deberse a variaciones de presión y
temperatura, sin que llegue a producirse la fusión de los minerales.
Ejemplo de roca
metamórfica (neis).
• Sedimentarias: se forman en la superficie terrestre como resultado de la
acumulación de minerales arrastrados por los agentes erosivos (agua,
viento, etcétera). No requieren condiciones especiales de presión o
temperatura.
Ejemplo de roca sedimentaria (arenisca).
Ciclo de las rocas
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Dado que la tierra es un planeta dinámico, con sus elementos en
constante movimiento y transformación, es lógico pensar que las rocas no son
ajenas a este proceso.
En efecto, las rocas cambian con el paso del tiempo, siguiendo una
evolución conocida como ciclo de las rocas, lo que hace que cualquier tipo de
roca pueda transformarse, si las condiciones lo permiten, en otra totalmente
distinta.
II.4 Recursos naturales, energía e impacto.
Se denominan recursos naturales aquellos bienes materiales y servicios
que proporciona la naturaleza sin alteración por parte del hombre; y que son
valiosos para las sociedades humanas por contribuir a su bienestar y desarrollo
de manera directa (materias primas, minerales, alimentos) o indirecta (servicios
ecológicos indispensables para la continuidad de la vida en el planeta).
Los recursos naturales son los elementos y fuerzas de la naturaleza que el
hombre puede utilizar y aprovechar.
Estos recursos naturales representan, además, fuentes de riqueza para la
explotación económica. Por ejemplo, los minerales, el suelo, los animales y las
plantas constituyen recursos naturales que el hombre puede utilizar
directamente como fuentes para esta explotación. De igual forma, los
combustibles, el viento y el agua pueden ser utilizados como recursos naturales
para la producción de energía. Pero la mejor utilización de un recurso natural
depende del conocimiento que el hombre tenga al respecto, y de las leyes que
rigen la conservación de aquel.
La conservación del medio ambiente debe considerarse como un sistema de
medidas sociales, socioeconómicas y técnico-productivas dirigidas a la
26
utilización racional de los recursos naturales, la conservación de los complejos
naturales típicos, escasos o en vías de extinción, así como la defensa del medio
ante la contaminación y la degradación.
Las comunidades primitivas no ejercieron un gran impacto sobre los
recursos naturales que explotaban, pero cuando se formaron las primeras
concentraciones de población, el medio ambiente empezó a sufrir los primeros
daños de consideración.
En la época feudal aumentó el número de áreas de cultivo, se incrementó la
explotación de los bosques, y se desarrollaron la ganadería, la pesca y otras
actividades humanas. No obstante, la revolución industrial y el surgimiento del
capitalismo fueron los factores que más drásticamente incidieron en el deterioro
del medio ambiente, al acelerar los procesos de contaminación del suelo por el
auge del desarrollo de la industria, la explotación desmedida de los recursos
naturales y el crecimiento demográfico. De ahí que el hombre tenga que aplicar
medidas urgentes para proteger los recursos naturales y garantizar, al mismo
tiempo, la propia supervivencia.
Los recursos naturales son de dos tipos: renovables y no renovables. La
diferencia entre unos y otros está determinada por la posibilidad que tienen los
renovables de ser usados una y otra vez, siempre que el hombre cuide de la
regeneración.
Las plantas, los animales, el agua, el suelo, entre otros, constituyen recursos
renovables siempre que exista una verdadera preocupación por explotarlos en
forma tal que se permita su regeneración natural o inducida por el hombre.
Sin embargo, los minerales y el petróleo constituyen recursos no renovables
porque se necesitó de complejos procesos que demoraron miles de años para
que se formaran. Esto implica que al ser utilizados, no puedan ser regenerados.
27
Todo esto nos hace pensar en el cuidado que debe tener el hombre al
explotar los recursos que le brinda la naturaleza.
Tipos de recursos naturales
Los recursos naturales pueden clasificarse como bienes fondo y bienes
flujo. Algunos recursos naturales pueden presentar un carácter de fondo,
mientras otros se consideran más como flujos. Los primeros son
inherentemente agotables, mientras que los segundos sólo se agotarán si son
empleados o extraídos a una tasa superior a la de su renovación. Los fondos
que proporciona la naturaleza, como son los recursos mineros, pueden ser
consumidos rápidamente o ahorrados para prolongar su disponibilidad. La
imposibilidad de las generaciones futuras de participar en el mercado actual,
interviniendo en esta decisión, constituye uno de los temas más importantes de
la Economía.
De acuerdo a la disponibilidad en el tiempo, tasa de generación (o
regeneración) y ritmo de uso o consumo se clasifican en renovables y no
renovables. Los recursos naturales renovables hacen referencia a recursos
bioticos (bosques, pesquerías, etc.) o no limitados (luz solar, mareas, vientos,
etc.); mientras que los recursos naturales no renovables son generalmente
depósitos limitados o con ciclos de regeneración muy por debajo de los ritmos
de extracción o explotación (minería, hidrocarburos, etc). En ocasiones es el
uso abusivo y sin control lo que los convierte en agotados, como por ejemplo en
el caso de la extinción de especies. Otro fenómeno puede ser que el recurso
exista pero que no pueda utilizarse, como sucede con el agua contaminada.
Recursos no renovables
Los recursos no renovables más importantes son proporcionados por la
esfera geológica de la tierra en forma de materias primas, fuente de materiales,
y combustibles fósiles, fuente de energía.
28
Se denomina reservas a los contingentes de recursos que pueden ser
extraídos con provecho. El valor económico (monetario) depende de su escasez
y demanda y es el tema que preocupa a la Economía. Su utilidad como
recursos depende de su aplicabilidad, pero también del costo económico y del
coste energético de su localización y explotación. Por ejemplo, si para extraer el
petróleo de un yacimiento hay que invertir más energía que la que va a
proporcionar no puede considerarse un recurso.
PETRÓLEO.- Aceite oscuro, pegajoso y viscoso constituido por cientos de
componentes químicos orgánicos, que se refina para producir propano, gasolina
y otros combustibles y que es usado también para la manufactura del plástico,
nylon y otros materiales petroquímicos en productos alimenticios,
farmacéuticos, textiles y estéticos, entre otros.
Origen.-
Está formado por el decaimiento de materiales orgánicos acarreados de
los continentes y por la acumulación de restos de microorganismos marinos
(la diferencia con el carbón es la celulosa de las plantas), preservados en
fondos oceánicos en condiciones altamente reductoras y cuyo enterramiento
incrementa la presión y temperatura de estos sedimentos ricos en materia
orgánica. La acumulación de grandes cantidades de material orgánica puede
ser importantemente favorecida en climas cálidos al momento del depósito,
la actividad de bacterias puede también incrementar la formación de
petróleo.
Rocas Productoras o generadoras.-
El sedimento (lodos) transformado en roca (lutitas) en el que se produce
el petróleo se conoce como roca generadora.
Rocas acumuladoras o reservorios, Trampas y Rocas confinantes.-
29
Una vez formado el petróleo tiende a migrar hacia la superficie (zonas de
menor presión) por efectos de la presión litostática de las rocas sobreyacentes
y la propia densidad del petróleo. En este camino queda atrapado en trampas
estratigráficas (bajo o entre capas impermeables), tectónicas (pliegues
anticlinales, fallas) y de domos salinos. Trampas en la cuales generalmente
queda concentrado en las capas porosas ó rocas almacenadotas de las cuales
es más fácilmente extraíble. La acumulación en las rocas almacenadotas
(porosas) es posible por la geometría de las trampas en las cuales las rocas
almacenadoras se encuentran confinadas bajo o entre rocas impermeables
(ej. lutitas, planos de fallas, sal) que las confinan, designadas como rocas sello
o confinantes.
KERÓGENO.- Sustancia orgánica precursora de hidrocarburos, sólida y untuosa
ó cérea (cerosa) presente en algunas lutitas y otras rocas sedimentarias. Se
explota y convierte en petróleo al calentarse en presencia de agua.
Solamente son explotables las rocas que tienen grandes cantidades de
kerógeno, de otra forma se gasta más energía en extraer y transformar el
kerógeno a petróleo que la energía que el petróleo transformado puede
proporcionar. Existen al menos 4 tipos diferentes de kerógeno en función de las
proporciones del C e H y del C y O y de la presencia de S.
Su origen es la acumulación de material orgánico en lagos u océanos en
condiciones reductoras: hipóxicas a anóxicas (poco a nada de O). El carbón
puede contener kerógeno. También se encuentra material semejante al
kerógeno en meteoritos carbanáceos (condritas carbonáceas) y en nubes
interestelares alrededor de estrellas.
Energía nuclear y uranio.
La Energía Nuclear es la obtenida por la fisión nuclear controlada por
bombardeo de electrones
30
Fisión nuclear: núcleos atómicos grandes se dividen en más pequeños =
se libera energía en forma de calor.
Fusión nuclear: los núcleos atómicos mas pequeños; como los H, se
combinan y forman átomos mas grandes como los de He, con lo que se libera
energía en forma de calor.
Reacción en cadena. Cadena de reacciones de fisión nuclear,
consecuencia del bombardeo inicial de electrones a átomos de elementos
“fisionables”, como el Uranio: Ej.: la fisión del U-235 libera: Tres neutrones,
fragmentos de fisión y energía (calor).
Los neutrones liberados bombardean a otros átomos de U-235, liberando
a su vez más neutrones, fragmentos de fisión y energía.
En una bomba atómica esta reacción es incontrolada llevando
rápidamente a una explosión.
Las reacciones estables sostenidas efectuadas en los reactores
nucleares son usadas para proporcionar calor para la generación de
electricidad.
URANIO.- Presente naturalmente en la corteza terrestre en concentraciones DE
2 ppm. EXISTEN 3 TIPOS (ISÓTPOPOS) DE URANIO EN LA NATURALEZA
U-238 = 99.3% del Uranio natural, U-235 = 0.7% del U natural y U-234 =
0.005% del U natural
El Uranio-235 es el único material natural “fisionable”, por lo que su obtención s
esencial para la generación de energía nuclear.
31
El Uranio enriquecido es el resultado del procesar el U natural para incrementar
la cantidad de U-235 del 0.7% al 3%
El Plutonium-239 es un material fisionable obtenido a partir del Uranio-238,
mediante al bombardeo de neutrones
Energía alternativa:
Geotermia
Hidroelectricidad
Otras Energías Renovables
Mareas
Vientos ó Energía Eólica
Energía Solar
Riesgos gemorfologicos.
1) Subsidencia.- colapso de la superficie por un hueco en el subsuelo: cavernas
naturales (carst) o minas.
2) Inestabilidad de laderas.- por cantidad de agua, ausencia o presencia de
vegetación, terremotos
(a) Caída de rocas, detritos o suelo.- en cantiles verticales.
(b) Deslizamientos de bloques de roca y detritos (planos deslizamiento rectos)
y slumps (planos curvos).
(c) Flujos de tierra lentos (reptación, soliflucción) y rápidos (avalanchas) de
detritos, de lodos (lahares).
3) Inundaciones por tormentas, huracanes, tifones, derretimiento de nieve
4) Fluctuaciones costeras –levantamientos, hundimientos, erosión de línea
costera
Riesgos Tectónicos.-
1) Terremotos, 2) Tsunamis, 3) Riesgo volcánico
32
Riesgos e origen extraterrestre: impacto meteorito.
Riesgos de salud por exposición a materiales geológicos.-
Asbestos.- minerales silicatados químicamente inertes con forma de fibras,
flexible y resistente al calor. Es carcinógeno (cáncer en pulmones en pueblos
donde se explota).
Radón.- gas químicamente inerte, invisible, inodoro y radioactivo (U To).
Daño en tejidos del pulmón
Zinc
Riesgos meteorológico-climáticos.- Huracanes y tormentas tropicales;
tornados.-
Riesgos ambientales derivados de actividad humana.-
Falla de estructuras u obras de la Ingeniería Civil (presas, plantas nucleares,
plantas hidroeléctricas, carreteras, puentes, túneles, etc). Erosión, agricultura y
degradación de suelos
Desperdicios sólidos; Contaminación del agua (superficial y subseuelo), del
aire y lluvia ácida
Geología forense:
Aplicación de las bases y principios de la geología -y ciencias de la
tierra relacionadas-, en la investigación de evidencias físicas documentadas en
la problemática criminalística.
PRINCIPIO BÁSICO: La transferencia (intercambio) de materiales.- En dos
objetos que han estado en contacto uno con el otro, siempre hay transferencia
de materiales.
Tales objetos pueden ser el escenario del crimen (casa, jardín,
alrededores inmediatos con todo lo incluido), el objeto o víctima del delito y el
actor del delito, su ropa, su auto, etc. Los materiales transferidos.
33
El material geológico (o artificial) transferido puede ser polvo y
minerales, fragmentos de rocas, suelos, cenizas, carbón, vidrio y otros
materiales terrestres o artificiales usados en la manufactura de objetos de la
escena del crimen (muebles, cajas fuertes, material de construcción, de
limpieza, abrasivos, etc.)
Los materiales geológicos o artificiales identificados como transferidos
constituyen parte de la evidencia física de los casos criminalísticos.
El valor de los materiales geológicos y naturales es que la diversidad
de los procesos geológicos (y naturales) produce una diversidad ilimitada de
materiales: rocas, suelos, asociaciones minerales, de fósiles, etc.
La identificación de los materiales transferidos requiere una detallada
caracterización de los mismos que se enfoque en los elementos constitutivos
particulares que hacen ese material único y característico: elementos raros,
traza, asociaciones minerales o fosilíferas. Por ej. no basta identificar
fragmentos de roca ígnea, sino su exacta composición y textura y sus minerales
o elementos traza que la identifican como única.
Son necesarias técnicas y tecnologías avanzadas que también son
empleadas en la investigación geológica (microscopía óptica, microscopía
electrónica, rayos x, difracción, espectrometría, isotopía, etc.) que permitan
lograr esta caracterización de los elementos
La aplicación de principios como los estratigráficos en la toma y análisis
de los materiales transferidos puede además proporcionar el valor de tiempo o
secuencia de eventos en la evidencia.
34
- RODRIGUEZ PEÑA F. “La mineralogía”. Edit. Síntesis Madrid 1993Págs. 105-130.
- ARAUJO JOAQUIN. “Las piedras preciosas” Edit. Espasa Madrid 1996.Págs. 87-110.
- BALLESTERO JESUS. “El suelo” Edit. Trotta, Madrit 1997.Págs. 68-90.
35
TEMA III ELEMENTOS DE GEOGRAFIA FISICA Y CLIMATOLOGIA
III.1 Geomorfología dinámica.
GEOMORFOLOGIA DINAMICA
Es el estudio de las formas del relieve (paisaje), en función de su aspecto,
origen y evolución. Cualitativa y Cuantitativamente
geo = tierra morfo = forma logos = estudio, tratado
FISIOGRAFÍA.- Estudio ó descripción del relieve (Geografía Física). Estudia al
relieve de acuerdo con su aspecto: forma, tamaño, orientación y lo clasifica en
regiones (de igual aspecto), como:
Provincias y subprovincias fisiográficas.- son áreas que comparten no solo el
mismo tipo de relieve, sino también como consecuencia, presentan
características geológicas, hidrológicas, climáticas y biológicas semejantes.
Ejemplos: Sierra Madre Oriental, Sierra Madre Occidental, Faja Volcánica
Mexicana, Altiplano Mexicano.
Relieve y Elevación
36
Elevación o altitud, es la altura de un punto sobre el nivel (medio) del mar.
Relieve es la diferencia entre las elevaciones más alta y más baja de una región
Algunas cadenas montañosas de México
Sierra Madre Oriental
Montañas plegadas/ sierras alargadas.-
Roca principal: sedimentaria, localmente cuerpos
intrusivas asociados con yacimientos minerales
de Au pero principalmente Ag-Pb-Zn. Edad: Cretácico tardío Cenozoico
temprano. Proceso: choque de placa NA con paleopacífica (Farallón).
Sierra Madre Occidental
Arco volcánico en continente /mesas y mesetas.- Roca
Principal: Ignimbritas (ígneas piroclásticas silíceas) y otras rocas
volcánicas. Edad: Cenozoico. Proceso: choque de placa NA y paleopacífica
hasta la subducción del rift entre ambas y formación del Golfo de California.
Importantes yacimientos de Cu
Faja Volcánica Mexicana.- Arco volcánico en continente/ estratovolcanes y
conos cineríticos. Edad: Neógeno.
Rocas: volcánicas intermedias a basálticas. Proceso: choque oblicuo de placa
NA y Pacífica sierra Madre del Sur. Origen mixto y complejo, rocas diversas
desde sedimentarias mesozoicas hasta ígneas cenozoicas, posibles terrenos
exóticos acrecionados con arcos volcánicos recientes.
37
III.2 El clima: aspectos generales, técnicas de estudio, cambio climático.
Clima: Patrón promedio de las Patrón promedio de las condiciones
atmosféricas anuales (ca. 30 condiciones atmosféricas anuales (ca. 30 años)
del tiempo años) del tiempo Weather
Clima
¿Qué causas o factores causas o factores controlan a estos elementos
elementos del clima? Ó ¿Por qué hace calor/frío en algunos lugares y llueve/no
llueve en otros?
Factores del clima
1) Latitud.
2) Distribución tierra – océano.
3) Circulación atmosférica global (vientos dominantes).
4) Corrientes Oceánicas.
5) Altitud.
6) Orografía.
7) Albedo.
Factores de la tierra que determinan, o de los que depende, la
distribución de los elementos del clima (°T, Pp, P) en la tierra y
consecuentemente, el tipo de clima de una región reflectancia o radiación
devuelta por la superficie terrestre:
Colores claros y brillantes [hielo, nubosidad clara] reflejan más absorben
menos- que colores oscuros y mates [cubierta vegetal]).
Entonces, como consecuencia de la forma de la tierra y
características de su órbita, Clasificación climática según Copen.
38
B = Seco Seco:: evaporación + transpiración evaporación + transpiración >> Pp
Pp => => balance hidrológico neg balance hidrológico neg
A = Húmedo Tropical Húmedo Tropical: °T media diaria > 18°C (°T límite para
vegetación tropical). Diferencia de °T entre día/noche > Diferencia °T
verano/invierno
C = Húmedo Templado Húmedo Templado (mesotermal): con °T promedio
>10°C en verano y >0°C en invierno (invierno clemente).
D = Húmedo Frío Húmedo Frío: °T promedio verano > 10°C (límite para
vegetación arbórea), pero °T inviernos < 0°C (invierno severo).
E = Polar Polar: °T promedio en verano < 10°C (limite para vegetación arbórea).
III.3 Intemperismo y erosión
INTEMPERISMO
Es la descomposición superficial de las rocas, el desgaste físico y
alteración de rocas y minerales en o cerca de la superficie de la tierra.
Todas las rocas que por algún o algunos procesos geológicos quedan
expuestas en la superficie de la tierra interactúan con la atmósfera, la hidrosfera
y la biosfera. Como resultado de esta interacción la diferentes especies
minerales que conforman las rocas expuestas se desestabilizan produciéndose
un conjunto de cambios físicos y químicos que agrupamos bajo el nombre de
intemperismo.
El intemperismo puede ser: Físico Químico o Biológico.
EROSION
39
La combinación de los efectos del clima y la actividad de los seres
vivos genera un desgaste constante de las rocas conocido como erosión o
meteorización. Este lento pero poderoso agente geológico es uno de los
principales modeladores del relieve.
Definición
La erosión es un proceso de desintegración paulatina de las rocas y
otros materiales que forman la superficie de la corteza terrestre. El transporte
posterior de los minerales erosionados, generalmente disueltos en agua, es un
potente generador de suelos y constituye el primer paso para la formación de
rocas sedimentarias (ver t9).
La meteorización es un proceso lento y natural que sucede de
manera constante y que forma parte de la dinámica geológica de nuestro
planeta. Sin embargo, el aumento de la erosión en ciertas regiones, debido a la
actividad humana o a cambios en el clima, supone una seria
amenaza para el equilibrio ecológico de las zonas afectadas.
Responsabilidad de la temperatura y las precipitaciones en el proceso erosivo.
Tipos
En líneas generales, se distinguen dos tipos principales de erosión:
• Meteorización mecánica o física: rotura de las rocas al separarse los
minerales en sus zonas de conexión más débiles (grietas o diaclasas).
Se produce gracias a la acción de agentes diversos, como el hielo, las
sales cristalizadas, las raíces de las plantas y la acción de animales y
40
seres humanos, o por efecto de procesos mecánicos, como la abrasión y
los cambios de temperatura.
• Meteorización química: es un sistema de mayor complejidad, ya que se
basa en las reacciones químicas que se producen entre los minerales de
la roca y ciertas sustancias presentes en el agua y el aire. Los
mecanismos principales son tres:
o Disolución: los minerales solubles se disuelven en agua y son
arrastrados.
o Oxidación: el oxígeno disgrega los minerales al combinarse con
ciertos elementos.
o Hidrólisis: la molécula de agua se descompone y sus átomos
reaccionan con los de los minerales de las rocas, formando
nuevos compuestos.
Agentes erosivos
Como hemos visto, varios agentes naturales guardan relación con los procesos
erosivos, tanto desde el punto de vista físico como químico. Los más
importantes son los siguientes:
• Agua: es el principal protagonista de la meteorización natural. Actúa
como abrasivo (partículas flotantes) y disolvente, participa en la
disolución y depósito de las sales y genera reacciones químicas tanto por
hidrólisis como por oxidación. Por otra parte, el agua que se infiltra en las
grietas de los minerales, al helarse, actúa como una palanca que puede
romper la roca en pedazos. Además es el principal medio de transporte
de las sustancias disueltas.
• Aire: el viento transporta partículas sólidas en suspensión que actúan
como una verdadera lija sobre la superficie de las rocas. Además,
diversos gases atmosféricos, algunos naturales y otros procedentes de la
41
actividad industrial, reaccionan químicamente con los minerales de las
rocas. Como elemento de transporte, el viento ocupa una posición
secundaria en relación con el agua.
• Clima: relacionado con la congelación del agua, el clima participa en la
meteorización, sobre todo por medio de los cambios bruscos de
temperatura, que dan lugar a un proceso de dilatación y contracción que
puede disgregar la roca. El mecanismo erosivo se acelera si los
minerales de la roca reaccionan de modo diferente ante las
temperaturas.
• Sales: las sustancias salinas transportadas por el agua, al acumularse en
las grietas, tienden a cristalizar, proceso químico que genera una
dilatación similar a la del hielo, con efectos parecidos.
• GEOLOGÍA, SUELOS Y PELIGROS NATURALES
• Actividad biológica: las raíces de las plantas, que penetran a través de
las grietas rocosas, constituyen un importante elemento erosivo en zonas
de mucha vegetación. Menor resulta el efecto meteorizado de los
animales.
• Actividad humana: las obras y construcciones del ser humano han
constituido desde siempre un agente erosivo de cierto nivel. En la
actualidad, la emisión de productos contaminantes a la atmósfera ha
aumentado el potencial de meteorización química de la atmósfera. Buen
ejemplo de ello es el denominado mal de la piedra, que produce
importantes deterioros en los edificios.
• Hidrólisis: la molécula de agua se descompone y sus átomos reaccionan
con los de los minerales de las rocas, formando nuevos compuestos.
42
Las raíces de los árboles producen erosión en el terreno pero, al
mismo tiempo, la vegetación protege el suelo de la acción de otros agentes
erosivos más potentes. La pérdida de la cubierta boscosa acelera la erosión del
terreno y convierte zonas fértiles en desiertos.
III.4 Suelos: origen y características.
La geología es el estudio del material sólido terrestre, que compone la
superficie del suelo y el material debajo de la superficie del suelo. La geología
superficial se refiere al material expuesto en la superficie de la tierra, la cual
está generalmente compuesta de sedimentos granulares sueltos La geología
del suelo rocoso se refiere a la base de roca sólida abajo de los materiales
superficiales (Figura 2.2.2).
La clasificación del suelo comúnmente se enfoca en las capas más altas de
sedimentos sueltos consistentes de masa orgánica compuesta y masa mineral.
Los suelos tienen características específicas que son importantes para la
planificación del terreno, especialmente la permeabilidad y la compactación. Es
crítico entender la geología de un sitio específico para poder trabajar con ella, o
controlar los tipos de peligros naturales que pueden amenazar el desarrollo de
la tierra en esa área. (Figura 2.2.3.)
43
Geología y Los Peligros Naturales.
La juventud geológica relativa de la región y su actividad volcánica,
combinadas con un clima tropical, húmedo, crean un paisaje de peligros
naturales abundantes. Hay cuatro peligros mayores a considerar.
1. La actividad geológica que originalmente construyó ese paisaje sigue
existiendo, por lo tanto la amenaza de erupciones volcánicas y
terremotos también existen.
2. Los terremotos y los movimientos asociados de la corteza terrestre hasta
el mar pueden generar grandes marejadas o tsunamis, los cuales
amenazan las áreas costeras.
3. La topografía empinada creada por la actividad geológica de la región es
susceptible a deslizamientos. Las lluvias abundantes que caracterizan la
región y los fuertes vientos que acompañan a los huracanes exacerban
esa amenaza.
4. La abundante lluvia en la región puede causar erosión de depósitos
sedimentarios de origen marino (piedra caliza, dolomitas, marlas y
mármol), resultan en la formación de grandes hoyos y túneles; tal erosión
44
puede crear hundimientos significativos que amenacen las estructuras
construidas sobre ellas.
Un análisis cuidadoso de las condiciones geológicas en el escenario
de la planificación del terreno, antes de empezar el desarrollo, puede ayudar a
reducir los riesgos de cada uno de los peligros naturales.
Deslizamientos.
Los deslizamientos se refieren
al movimiento repentino de los materiales
terrestres en descendencia.
Los tipos específicos de
deslizamientos incluyen caídas de roca,
donde rocas individuales o grupos de
rocas se sueltan de una ladera y ruedan hacia abajo, soltando escombros,
donde una mezcla de piedra, roca y agua son empujados hacia abajo con
gran fuerza y velocidad destructoras. Las pendientes empinadas y las
elevaciones altas son inestables en la superficie terrestre. Las fuerzas de
erosión constantemente buscan remover material de las áreas altas y re-
depositarlo en las áreas bajas. A veces la erosión actúa en una forma lenta,
continua, casi imperceptible (por ejemplo, el transporte del sedimento de las
corrientes y el lento arrastre de éste aguas abajo). Otras veces la erosión
actúa en una forma abrupta y catastrófica, llamándose deslizamientos.
Los deslizamientos son quizás los más comunes de los peligros
naturales destructores en Centro América. En realidad, son los deslizamientos
después de un terremoto, inundación o huracán que por lo general resulta en
la mayor pérdida de vida y propiedad. Por ejemplo, el terremoto de enero
45
2001 en El Salvador dejó una serie de deslizamientos que colectivamente
resultaron en un cálculo aproximado de 1,000 muertos.
Los factores importantes de control en los deslizamientos incluyen:
pendientes, alivio vertical (diferencial de elevación) entre el principio de un
deslizamiento y su final, la consistencia de los materiales subyacentes,
contenido de agua de los materiales subyacentes, la orientación de los lechos y
las fracturas de las planicies en la roca subyacente, la vegetación y las
alteraciones humanas del paisaje. Entre más empinada sea una pendiente, más
inestable es el material en esa pendiente. También, entre más grande el alivio
vertical presente, es mayor la velocidad que la masa de material deslizante
puede alcanzar. La roca sólida y los suelos compactos son menos propensos a
deslizarse que los escombros sueltos o compactados pobremente. Las
adiciones grandes y repentinas de agua al suelo en una ladera, tal como se
experimenta frecuentemente durante la época lluviosa, puede reducir la
cohesión del suelo y reducir la estabilidad del mismo. El lecho rocoso
subyacente puede proveer superficies por donde se pueda deslizar el material
reemplazado. Si las características tales como las fracturas y las planicies son
orientadas de una manera paralela con la pendiente, ellas incrementan el
potencial de deslizamiento.
La vegetación abundante y las raíces profundas sirven para
estabilizar el suelo y limitar el potencial de deslizamiento.
Las siguientes condiciones naturales de un sitio son un indicador de
una amenaza incrementada de deslizamiento. Todos los factores son
igualmente importantes, por lo tanto, la lista no debería ser vista como que está
hecha en ningún rango ordenado específicamente.
46
• Áreas ya sea inmediatamente abajo de pendientes empinadas o en
relieves topográficos altos.
• Áreas donde el lecho rocoso subyacente está rajado o fracturado en
planicies orientadas en paralelo con la pendiente prevaleciente.
• Áreas donde los suelos superficiales están compuestos de material
suelto o pobremente compactado, particularmente ceniza volcánica y
otros materiales arrojados de un volcán.
• Áreas en las cuales sus suelos están propensos a desestabilizarse por la
recaudación de grandes cantidades de agua en las cuencas hidrológicas
durante las tormentas.
• Áreas con vegetación mínima para enraizar y fijarla al suelo.
Terremotos
El daño de los terremotos resulta de los
movimientos en la corteza terrestre y los temblores
asociados. En raras ocasiones, el suelo llega a rajarse,
pero esta clase de daño está limitada a las estructuras locales que están
ubicadas sobre y adyacentes a la ranura. La información histórica dentro de la
región muestra que los terremotos en realidad han destruido poblaciones en
La República Dominicana y han forzado la reubicación de esa población. La
mayoría de los daños de terremotos viene de deslizamientos causados por los
temblores de la tierra. También ocurre mucho daño por las amplificaciones de
energía del terremoto de suelos sueltos y sobrecargados de agua. Las
técnicas de construcción de baja compresión tradicionales (lodo sin refuerzo,
adobe, ladrillo y concreto) son también significativamente más susceptibles al
daño que la construcción moderna reforzada.
47
Los esfuerzos de planificación de
terreno deben evitar la construcción de
estructuras importantes sobre o inmediatamente
adyacentes a áreas con fallas activas conocidas;
ya que el potencial para daños de terremotos
puede ser intensificado en
estas áreas. Las regiones
de suelos sueltos o suelos
húmedos y cimas onduladas pueden amplificar los
temblores e incrementar el daño del terremoto, y por lo
tanto, presentan una amenaza mayor a las estructuras
localizadas allí, incluyendo residencias, edificios
municipales y hospitales.
Aparte de evitar las áreas de mayor susceptibilidad a
terremotos, los métodos de construcción deben enfatizar
las estructuras fuertes. Las casas de madera pequeñas,
de un solo piso han de mostrar poder sobrevivir mejor a
los terremotos que las construcciones de lodo sin refuerzo, adobe o ladrillo. Las
estructuras más grandes deben ser de concreto reforzado o construidas con
acero en lugar de bloques, concreto sin reforzar, ladrillos o madera. Antes de
comenzar a diseñar una urbanización, los profesionales técnicos, el diseñador y
el cliente deben revisar cualquier regulación existente relativa a la construcción
en áreas propensas a terremotos, tales como las normas de resistencia
sísmica.
Maremotos.
A simple vista podría parecer como que los maremotos no fueran un
evento geológico. Sin embargo, son inducidos por los terremotos. Los
48
movimientos en la corteza terrestre bajo la superficie marina pueden
desplazar aguas marinas que viajan hacia áreas de tierra adyacentes tan
grandes como maremotos dañinos. Las olas de los tsunamis se pueden
mover a velocidades de hasta 724 kilómetros (434 millas) por hora, a
diferencia de las olas causadas por el viento, que viajan a velocidades de
hasta 90 kilómetros (55 millas) por hora. La altura de las olas de un tsunami
puede alcanzar hasta los 30 metros (95 pies) en aguas poco profundas, en
comparación con la altura máxima de las causadas por el viento de
aproximadamente 20 metros (65 pies). El largo típico de una ola de un
maremoto hace que las aguas inundantes puedan crearse continuamente en
las áreas costeras por otros 5 a 10 minutos más, causando daño severo a la
tierra y las propiedades, al igual que presentando una amenaza severa para
los humanos y los animales, debido a la fuerza de inmersión extendida.
Debido al tamaño potencial y a la velocidad de un gran maremoto, es
difícil emplear la planificación de sitios para evitar el daño producido por un
maremoto. Las áreas de 30.5 metros (100 pies) de altura en adelante al nivel
del mar pueden ser dañadas por maremotos extraordinariamente grandes.
Cuanto más cerca de la costa se encuentre y más baja sea la elevación de un
sitio, más propenso está a experimentar daños causados por un maremoto. Las
bahías encerradas y poco profundas pueden tender a amplificar la energía de
las olas como en un efecto de bañera incrementando el potencial de daño.
Sería prudente el evitar construir estructuras grandes e importantes muy cerca
de la costa y en elevaciones muy bajas.
Volcanes
Los volcanes marcan los lugares en la
superficie terrestre donde el magma o la roca derretida,
escapan a la superficie de la tierra. El magma puede
49
emerger lenta y silenciosamente a la superficie como corrientes de lava, las
cuales, habiéndose creado durante el paso del tiempo, actúan como un escudo
para el volcán. Alternativamente, la liberación explosiva de gases entre el
magma puede producir el flujo de ceniza y escombros, los que crean el clásico
cono de muchos volcanes. Los tipos de erupciones particularmente violentas y
peligrosas son los deslizamientos de ceniza caliente derretida, roca y
escombros que fluyen ladera abajo a gran velocidad.
El daño causado por erupciones volcánicas es similar al causado
por derrumbes, con el problema sumado de que la lava, ceniza y escombros
que se precipitan por la ladera son extremadamente calientes (más de 700
grados Celsius). La ceniza soplada hacia la atmósfera puede cubrir también
grandes áreas a favor del viento lejos del volcán, absorber la luz del día,
destruir plantaciones y hacer difícil la respiración. En el caso de una erupción
explosiva, puede darse una ola de energía expansiva procedente del volcán y
causar daño severo por varios kilómetros alrededor de la explosión.
Hundimientos
Las áreas con fundamentos de ciertos tipos de rocas a base de
calcio (piedra caliza, dolomita, marla y mármol) que también reciben
precipitación abundante están sujetas a formar hundimientos. Estas rocas son
susceptibles a disolverse al exponerse a la lluvia ácida y al agua freática. Las
ranuras naturales en este tipo de rocas se hacen más anchas y se expanden
con las corrientes de agua. Comúnmente se hacen cuevas de las rocas.
Cuando colapsa el techo de una cueva por el sobrepeso de la roca, se forma
un hundimiento y cualquier cosa que haya estado localizada sobre el hueco
se viene abajo.
50
El examinar un mapa geológico de un lecho rocoso puede servir para
determinar si un lugar en particular tiene fundamentos de piedra caliza calcárea.
Las rocas a base de calcio pueden ser el fundamento de grandes áreas, razón
para no construir en esa zona. Sin embargo, vale la pena considerar que los
hundimientos son relativamente raros aún en áreas fundamentadas con rocas a
base de calcio. Los hundimientos sólo ocurren cuando el agua ha disuelto por
completo la roca subyacente convirtiéndola casi en una gran caverna, y es
cuando el techo de ésta se vuelve débil y no soporta el material. La guía obvia
para investigar un sitio y minimizar el potencial de daño por hundimientos es la
de evitar desarrollar urbanizaciones en áreas fundamentadas en piedra caliza,
marla, mármol o dolomita cerca de depresiones superficiales y hundimientos
conocidos
- BROMN L. R. “La salvación del planeta” Edit. Edhasa, Barcelona 1992Págs. 214-232
ECHARRI LUIS. - “Ciencias de la tierra y del medio ambiente” Edit. Teide S.A. Barcelona 1998Págs. 64-73
- ANDRADE V. “educación ambiental. Ecología” Edit. Trillas México 1993.Págs. 87-98
51
TEMA IV PROCESOS SENDIMENTARIOS Y SU RELACION CON LOS
SERES VIVOS.
IV.1 El medio marino
Medios sedimentarios marinos.
Aparte de los medios sedimentarios de transición entre el continente y
el mar, los medios puramente marinos los constituyen la plataforma continental
por un lado y el borde precontinental y la llanura abisal por el otro. A la
plataforma continental van a parar gran cantidad de materiales detríticos
transportados por los ríos y sedimentados en el mar dando lugar a las formas
deltaicas. De ellos, los más finos se distribuyen por la plataforma. Además, es
aquí donde la sedimentación organógena alcanza mayor desarrollo (por
ejemplo, arrecifes coralinos). En el borde precontinental y llanura abisal existen
dos tipos de sedimentación. Una autóctona o sedimentación pelágica producto
del acúmulo de caparazones de organismos planctónicos, ya calcáreos, ya
silíceos. Y por otra, alóctona, o de tipo detrítico, a base de los materiales que
desde el continente y pasando a través de la plataforma continental, van a parar
al pie del talud. Este transporte de materiales detríticos se realiza ya por
deslizamientos gravitacionales desde la plataforma, ya por corrientes de
turbidez localizadas en los cañones submarinos que al llegar a su
desembocadura son esparcidos sobre la llanura abisal, construyendo abanicos
o «deltas» de sedimentación.
Sedimentación en plataformas continentales
La zona de transición entre el límite externo de la playa (shoreface)
en sentido amplio (medio de transición) y la plataforma continental propiamente
dicha (offshore) participa de las características sedimentológicas de ambas. Es
52
un área de dominio de sedimentación de limos y lutitas, aunque pueden existir
capas intercaladas arenosas originadas durante las grandes tormentas (storm
sand Iayers). Debido al gran dominio de vida (en especies e individuos) el
sedimento se halla frecuentemente bioturbado y, además, no es raro encontrar
capas formadas por la acumulación de conchas. En la plataforma continental
propiamente dicha existe un dominio de sedimentación de margas, limos o
arcillas. La mayor parte de los materiales limosos y lutíticos han sido
transportados en suspensión procedentes del continente. En la parte más
proximal aún pueden existir capas originadas por grandes tormentas, aunque
con menor frecuencia que en la zona de transición a las playas. La fauna puede
ser variada según las áreas. Pueden producirse, pues, acumulaciones locales
de conchas. La bioturbación de los materiales es localmente muy fuerte, dando
lugar a burrows que a veces poseen formas bien definidas. Es frecuente hallar
asimismo acumulaciones de pellets fecales. En los mares cálidos gran parte de
los sedimentos son producto de la erosión de conchas producida por
organismos perforantes. Emery (1952-1968) clasifica los sedimentos de las
plataformas continentales actuales en relictos y modernos. Los relictos, que
representarían, según este autor, un 70% del total, se habrían depositado allí
cuando el área en cuestión formaba parte de otro ambiente sedimentario,
generalmente más proximal por hallarse el nivel del mar a cotas inferiores a las
actuales. Ello habría ocurrido durante la era Cuaternaria, en que, como
consecuencia de las glaciaciones, se produjeron rápidas transgresiones y
regresiones. Estos sedimentos, en la actualidad, no se hallan en equilibrio con
el medio donde se encuentran. Son, pues, heredados y en gran parte
retrabajados por los organismos (sedimentos relictos). Los modernos los
dividen en material detrítico (transportado en suspensión, ya sea por el agua, el
viento o el hielo); material organógeno (producto del acúmulo de conchas y de
fragmentos de las mismas), y minerales autígenos (o de formación en el propio
medio, como son la fosforita y la glauconita). Los sedimentos relictos pueden
ser retrabajados por corrientes marinas y dar lugar a capas de geometría
distinta. Entre los más importantes se encuentran los ripples gigantes y las
53
cintas de arena. En sedimentos fósiles los materiales de plataforma más
frecuentes son las margas y arcillas a veces limolíticas, con estratificación
paralela, a veces nodulosas por la diagénesis y con fauna característica de este
ambiente.
Sedimentación carbonatada en plataformas
Irwin (1965), estudiando los depósitos «Mississipienses» de la cuenca
de Williston, en América del Norte, ideó un modelo teórico para la
sedimentación carbonatada en plataformas. Estos depósitos están
caracterizados por presentar tres tipos distintos de facies, que representan
entre sí sendos cambios laterales. Estas son: a) evaporíticas cíclicas; b) calizas
bioclásticas u oolíticas y dolomías, y c) calizas arcillosas finamente
estratificadas.
Facies a) Consta principalmente de dolomías y anhidrita y cantidades menores
de halita, arcilla y arenisca. Estos materiales se hallan distribuidos rítmicamente
en la siguiente secuencia: se inicia con pel- y biomicritas, que hacia arriba
pasan a dolomías microcristalinas con fragmentos de conchas dispersos (estas
dolomías contienen venillas de anhidrita y, hacia el techo, nódulos) y el ritmo
culmina con anhidritas con venillas de dolomía.
Facies b) Está compuesta por calcarenitas libres de fango, bien
clasificadas, a veces dolomitizadas o cementadas por esparita, pero reteniendo
a menudo porosidad primaria intergranular. Estas rocas son frecuentemente
oolíticas, y a veces arenosas esqueléticas compuestas, en su mayor parte, de
restos de crinoides. Hacia arriba pasan a pelesparitas que, con aumento del
fango calcáreo, pasan a las pelmicritas de la facies a). Como fragmentos fósiles
incluyen crinoides, braquiópodos, briozoos, corales, foraminíferos y algas.
Facies c) Son calizas arcillosas grises oscuras, laminadas o
finamente estratificadas; localmente son silíceas y están interestratificadas con
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cherts. La fauna es similar a la de la facies b) pero menos abundante y mejor
conservada, con pocos corales o algas. Los fósiles están, a veces, silicificados.
Estos tres tipos de facies están distribuidos arealmente, siendo la a)
más proximal y la c) la más distal. La facies más proximal, o sea la a), se ha
depositado en un medio marino restringido separado del mar abierto por barras.
Las pelmicritas son típicas de lagoons actuales, mientras que las dolomías y
evaporitas pueden ser de precipitación primaria en fondos de lagoons o por
diagénesis en depósitos intra o supramareales, similares a las actuales
sebkhas. En la facies intermedia, o sea la b), los fragmentos de fauna, la
presencia de oolitos y la ausencia de fango, indican un medio de sedimentación
de alta energía con fuerte movimiento de la arena esquelética construyendo
barras. En la facies más distal, c), el tamaño fino del grano y, sobre todo la
fauna, indican sedimentación netamente marina y de baja energía, como
correspondería a un área de mar abierto, por debajo de la acción del oleaje y
lejos de las corrientes de fondo. Al evolucionar este modelo con el tiempo
impuesto por las transgresiones y regresiones, permite predecir la aparición de
una litología determinada aplicando la ley de Walther, por la cual todo cambio
litológico vertical en una sección resulta de una migración lateral de diferentes
medios. En el caso de series cíclicas se interpretarán como secuencias
transgresivas-regresivas, siendo la etapa regresiva similar a la transgresiva,
pero migrando las facies en sentido contrario a la transgresiva. O sea, una serie
transgresiva ideal comportaría la superposición de las facies a, b y c en este
orden, y en regresiva sería: c, sobre ella la b y coronando el ciclo la facies a.
Este modelo teórico puede asimismo ser aplicado en áreas de sedimentación
carbonatada actual, como son el Golfo Pérsico y el Mar Caribe. La extensión de
cada una de las zonas es lógicamente distinta, impuesta por la topografía.
Puede asimismo identificarse en áreas de sedimentación terrígena.
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Sedimentación arrecifal.
Un arrecife (Lovenstan, 1950) es un depósito calcáreo de restos de
organismos que poseían un potencial ecológico suficiente para mantener en
posición de vida, en estructura rígida y resistentes al oleaje, y que originan
acumulaciones de geometría característica. Existen muchos términos para
designar los diferentes tipos de depósitos, de los que sólo citaremos: biohermo,
caracterizado por ser estructuras de crecimiento con tendencia a forma de
domo, rodeados por otras litologías, y biostroma, correspondiente a geometría
de tendencia estratificada. Los organismos que originan arrecifes son muy
diversos y han tenido importancia variada a lo largo de la columna estratigráfica,
destacando los corales, algas calcáreas, estromatopóridos, rudistas, ostreidos,
briozoos, e incluso algunos gusanos secretores de carbonato, puesto que el
potencial ecológico necesario para dar una construcción, es un valor relativo a
la energía del medio capaz de destruir la construcción. Por su geometría y
relaciones de facies se suelen distinguir los arrecifes marginales, adosados a la
costa y de tendencia linear; los atolones, de geometría circular encerrando un
lagoon protegido en su interior; y el arrecife barrera, de tendencia linear, pero
que origina, por su papel protector, un lagoon en su zona posterior, y es la
forma más generalizada. Son frecuentes los cambios laterales entre diversos
tipos. Un arrecife origina tres tipos de facies fundamentales: a). La facies de
construcción formada por los esqueletos calcáreos de los organismos creciendo
interconectados y dando una estructura muy porosa que se rellena con detritus
originados por la destrucción parcial de los esqueletos y fango calcáreo de
origen diverso. Con frecuencia las algas coralinas, o estromatopóridos
laminares, actúan como cemento o ligantes de la construcción. b). La facies de
frente arrecifal, clástica, que pasa lateralmente a los sedimentos marinos de
plataforma. Si el crecimiento del arrecife es muy rápido pueden aparecer
deslizamientos y estructuras que recuerdan medios de turbiditas, siendo los
principales componentes grandes fragmentos rotos del arrecife empastados en
sedimentos bioclásticos de tamaños finos. c). Facies postarrecifales (back-reef),
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caracterizadas por un ambiente energético muy débil, por la protección
mecánica de la construcción que individualiza un lagoon a veces sin límites
definidos, caracterizado por arenas bioclásticas y fangos calcáreos con pellets
fecales que indican una fuerte actividad biológica. En casos de arrecifes de
crecimiento rápido se pueden desarrollar facies clásticas similares a las del
frente arrecifal, pero de menor dimensión. Dentro del lagoon pueden
desarrollarse construcciones arrecifales independientes del arrecife principal.
Sedimentación en talud y borde continental y sedimentación profunda
Como ya se ha apuntado anteriormente, al pie del talud continental se
acumulan los materiales depositados en la parte externa de la plataforma
continental y que han deslizado por el talud. La sedimentación en esta área
será dominantemente arcillosa sin intercalaciones de niveles olistostrómicos. Si
existe la desembocadura de un cañón submarino, éste construirá su típico
abanico deposicional, formado por series dominantemente turbidíticas. Tanto
los materiales de borde continental, como los propios de abanicos submarinos,
pasan lateralmente a los sedimentos más profundos. Estos están formados por
delgadas capas de material transportado por corrientes de turbidez y por
sedimento autóctono, constituido, en gran parte, por margas pelágicas en las
que abundan las conchas de los foraminíferos. En las áreas donde no llega el
material dentrítico, se depositan materiales muy finos que se hallan en
suspensión en las aguas y conchas de foraminíferos pelágicos, o bien, a la
acumulación de conchas de radiolarios, originándose, en este caso, una roca
silícea (radiolarita).
IV.1.1 El agua de mar.
Otros minerales sedimentarios se forman por evaporación del agua
del mar como es el caso de la alita o sal común (cloruro sódico); en estado puro
es incolora auque puede presentar colores (rojos, amarillos o violeta) debido a
impurezas es muy soluble en agua y tiene un sabor salado muy característico la
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fluorita ( fluoruro calcio) cristaliza en forma de cubos u octágono y puede ser de
varios colores principalmente violeta rojo y verde la silvina cloruro potásico
suele presentar color blanco o rojizo.
Salinas evaporitas: se forman al evaporarse el agua y precipitar las
sales disueltas se forma a partir del agua del mar o de lagos interiores
IV.1.2 La topografía marina.
La atracción gravitatoria que ejercen el Sol y la luna, ocasionan un
movimiento conocido como marea. El movimiento que ocasionan no es igual
siempre ni en los diferentes lugares de la tierra. Las mareas vivas surgen
cuando los efectos gravitacionales del Sol y de la luna se suman, ocasionando
un importante flujo y reflujo sobre las playas. Durante las mareas muertas los
efectos del Sol y la luna se atenúan ente sí.
La topografía marina determina en gran medida la distribución de los
organismos. En ella, la penetración de la luz, el aumento de la presión, la
disposición de sustrato y la disponibilidad de nutrientes son factores limitantes
de gran impacto.
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IV.1.3 Corrientes, mareas y oleaje. Interacción de bentos, Necton y
plancton con los proceso marinos.
Movimientos en mares y océanos.
La enorme masa de agua que forma los mares y océanos de la Tierra
está sometida a movimientos de diversa naturaleza, de forma parecida a como
sucede en la atmósfera. El agua tiene menos densidad que el aire, pero más
que la tierra.
Se pueden resumir estos movimientos en tres grupos: las olas y las mareas,
que se perciben en la superficie, y las corrientes marinas, que discurren por el
interior y que son de una gran importancia en la determinación del clima.
Desplazamiento vertical: olas y mareas.
Las olas son producidas por los vientos que barren la superficie de
las aguas. Mueven al agua en cilindro, sin desplazarla hacia adelante pero,
cuando llegan a la costa y el cilindro roza con el fondo, inician una rodadura que
acaba desequilibrando la masa de agua, produciéndose la rotura de la ola.
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Los movimientos sísmicos en el fondo marino producen, en ocasiones
gigantescas olas llamadas tsunamis.
Las mareas tienen una gran influencia en los organismos costeros,
que tienen que adaptarse a cambios muy bruscos en toda la zona intermareal:
unas horas cubiertas por las aguas marinas y azotadas por las olas, seguidas
de otras horas sin agua o, incluso en contacto con aguas dulces, si llueve.
Además, en algunas costas, por la forma que tienen, se forman
fuertes corrientes de marea, cuando suben y bajan las aguas, que arrastran
arena y sedimentos y remueven los fondos en los que viven los seres vivos. En
la cercanía del litoral se suelen producir corrientes costeras de deriva, muy
variables según la forma de la costa y las profundidades del fondo, que tienen
mucho interés en la formación de playas, estuarios y otros formas de modelado
costero.
La energía liberada por las olas en el choque continuo con la costa,
las mareas y las corrientes tienen una gran importancia porque erosionan y
transportan los materiales costeros, hasta dejarlos sedimentados en las zonas
más protegidas. En la formación de los distintos tipos de ecosistemas costeros:
marismas, playas, rasas mareales, dunas, etc. también influyen de forma
importante los ríos que desemboquen en el lugar y la naturaleza de las rocas
que formen la costa
Las corrientes marinas.
Las mayores corrientes superficiales oceánicas en el mundo están
causadas por los vientos dominantes. Las corrientes pueden ser frías, como la
corriente de deriva del viento del oeste, o cálidas, como la corriente del Golfo.
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Las corrientes circulan en trayectorias llamadas giros, moviéndose como las
agujas de un reloj en el hemisferio norte y al contrario en el sur.
El giro de la tierra hacia el Este influye en las corrientes marinas,
porque tiende a acumular el agua contra las costas situadas al oeste de los
océanos, como cuando movemos un recipiente con agua en una dirección y el
agua sufre un cierto retraso en el movimiento y se levanta contra la pared de
atrás del recipiente. Así se explica, según algunas teorías, que las corrientes
más intensas como las del Golfo en el Atlántico y la de Kuroshio en el Pacífico
se localicen en esas zonas.
Este mismo efecto del giro de la tierra explicaría las zonas de
afloramiento que hay en las costas este del Pacífico y del Atlántico en las que
sale agua fría del fondo hacia la superficie. Este fenómeno es muy importante
desde el punto de vista económico, porque el agua ascendente arrastra
nutrientes a la superficie y en estas zonas prolifera la pesca.
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En los océanos hay también, corrientes profundas. En estas el agua
se desplaza por las diferencias de densidad. Las aguas más frías o con más
salinidad son más densas y tienden a hundirse, mientras que las aguas algo
más cálidas o menos salinas tienden a ascender. De esta forma se generan
corrientes verticales unidas por desplazamientos horizontales para reemplazar
el agua movida. En algunas zonas las corrientes profundas coinciden con las
superficiales, mientras en otras van en contracorriente.
Las corrientes oceánicas trasladan grandes cantidades de calor de
las zonas ecuatoriales a las polares. Unidas a las corrientes atmosféricas son
las responsables de que las diferencias térmicas en la tierra no sean tan fuertes
como las que se darían en un planeta sin atmósfera ni hidrosfera.
IV.1.4 Transgresiones y regresiones
Variaciones del nivel marino.
Llamamos eustatismo al fenómeno responsable del nivel del mar
global. Para explicar las variaciones del nivel eustático a lo largo de la historia
se acude a tres fenómenos, los movimientos tectónicos, la sedimentación y el
clima. El eustatismo diastrófico es aquel que, sin variar la cantidad global de
agua cambia el nivel debido a la modificación del fondo oceánico (epirogénesis)
o la forma de las cuencas oceánicas (tectogénesis). No obstante, parece que la
acumulación de sedimentos no es suficiente para provocar descenso del nivel
del mar.
Lo que sí explica el ascenso y descenso del nivel de mar durante el
Cuaternario son las distintas glaciaciones históricas. La acumulación del agua el
grande inlandsis provoca un descenso global del nivel del mar, y la fusión
durante los interglaciares su ascenso. Este fenómeno se llama,
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específicamente, glacioeustatismo. La última gran transgresión tiene lugar tras
la desaparición del inlandsis escandinavo y canadiense durante el flandriense.
Lo que no es tan fácil de concretar son los estadios intermedios de períodos
más fríos (pequeña edad del hielo) o más cálidos. Desde los años 30 del siglo
XX se viene observando un ascenso continuo del mar de 1,2 milímetros al año,
y una fusión progresiva de los inlandsis actuales.
Las terrazas marinas y fluviales marcan el ritmo de las transgresiones
y regresiones. Aunque las variaciones intermedias de menor amplitud y menos
persistentes, sólo permite crear terrazas en las partes bajas, y no
necesariamente. La existencia de depósitos peri glaciares sumergidos y en la
plataforma continental indica que el ascenso del mar tras la última glaciación ha
sido de unos 100 metros. A profundidades similares existen huellas de abrasión
labradas en los arrecifes coralinos. También en los deltas y las marismas
encontramos depósitos de origen continental a profundidades similares.
IV.2 Corrientes subterráneas, contaminación.
Contaminación.
Actualmente nuestro planeta sufre de contaminación en el agua, en el
suelo y en el aire. No podemos decir que solo una de ellas nos afecta
directamente porque las tres interaccionan entre sí a través de diferentes ciclos,
hablemos por ejemplo del ciclo del agua. El agua al evaporarse por efecto del
calentamiento solar forma las nubes, éstas al saturarse y enfriarse se precipitan
en forma de lluvia, la lluvia cae sobre la vegetación o directamente al suelo y
por filtración o escurrimiento llegará a las corrientes subterráneas o
superficiales para llegar a diferentes lagos, lagunas o al mar, donde
nuevamente será evaporada.
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Aunque el agua estuviera pura, al irse evaporando y al hacer contacto
con el aire contaminado, ya precipitaría contaminada y al llegar al suelo lo
contaminaría también. Lo mismo sucedería si sólo el agua o sólo el suelo
estuvieran contaminados, por eso es que debemos cuidar estos tres recursos.
También existen otros tipos de contaminantes que nos afectan
directamente como seres humanos, ellos son el ruido y la contaminación visual,
éstos existen sobre todo en las grandes ciudades y no los percibimos porque
siempre han estado ahí y han aumentado de manera gradual y nos hemos ido
acostumbrando.
Las fuentes de contaminación son variadas, por ejemplo el aire es
afectado directamente por las emisiones de gases y polvos que son liberadas
por las grandes industrias, también es afectado por las emanaciones de gases
liberados por los vehículos de carga o de pasajeros, e incluso por algunas
prácticas agrícolas como es la fermentación durante el cultivo de arroz o la
liberación de gases durante el proceso de composteo, aunque estos últimos
constituyen una mínima parte de la contaminación del aire comparados con la
industria o los vehículos.
Entre las principales causas de la contaminación del suelo están los
depósitos de desechos peligrosos directamente en él, siendo los principales
contaminantes los hidrocarburos y sus derivados.
¿Por qué son peligrosos? Porque una parte de nuestros suelos son
de origen volcánico y la otra son de origen calcáreo y ambos tipos son muy
porosos, llegando estos productos a los mantos acuíferos por el efecto de la
lluvia.
Otra causa de contaminación del suelo es el uso y abuso de los
agroquímicos, entre los que pueden citarse fertilizantes, insecticidas, herbicidas,
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fungicidas y nematicidas ya que la mayoría de ellos tienen un promedio de vida
residual de 30 años. Esto quiere decir que las plantas sólo aprovechan un poco,
lo que queda en el suelo comienza a filtrarse por efecto de la lluvia hasta que
llegan a los mantos acuíferos donde comienza a acumularse y a formar parte
del ciclo del agua.
Si consideramos que otras actividades se hacen a nivel mundial, que
las aguas del planeta se mezclan en algún momento del ciclo, que estos
productos tienen muy larga vida, que hay algunos productos que no sólo se
filtran, sino una parte de ellos también se evapora y contamina al mismo tiempo
el aire, comprenderemos un poco más la magnitud del problema.
Uno de los contaminantes que afecta tanto al suelo como al aire es el
nitrógeno, esto procede de los fertilizantes químicos y orgánicos, una parte de
él se queda en el suelo, ahí se va transformando a compuestos nítricos, sólo
una pequeña porción es asimilada por la planta, pero no pueden ser retenidos
en el suelo porque la lluvia los va lavando y filtrando hasta incorporarse como
contaminantes a las corrientes subterráneas o a los mantos acuíferos.
Otra parte del nitrógeno que proviene de los fertilizantes, se volatiliza
hacia la atmósfera y se descompone en óxidos nitrosos y óxidos nítricos, éstos
contribuyen a la formación de ozono en la troposfera, y cuando se mezclan con
el agua que constituyen las nubes forman lo que se conoce como lluvia ácida,
que al caer afecta a los vegetales porque los va quemando y los va debilitando,
haciéndolos susceptibles a que contraigan enfermedades o a ser atacados por
algunos insectos plaga, de manera que se ponen en riesgo nuestras fuentes de
oxígeno.
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Otra acción de la lluvia ácida es corroer las estructuras metálicas.
Como señalamos al principio, aunque el agua estuviera pura, al
ponerse en contacto con el suelo y el aire contaminado terminaría por
contaminarse. Si a esto le aunamos. Que las industrias vierten directamente a
los cuerpos de agua, sus aguas de desecho sin ningún tratamiento previo, que
muchos drenajes están conectados directamente a lagos, ríos y arroyos y que
con esa agua son regados muchos cultivos, y como si fuera poco muchas
personas arrojan basura en los ríos y arroyos y aún en las playas imagínense el
futuro de nuestro planeta.
IV.3 Corrientes superficiales: ambientes fluviales.
Ambientes Fluviales.
El flujo dentro de un canal y su efecto sobre la erosión, el transporte y
la sedimentación, esta determinado por la distribución de las velocidades de
corriente y la turbulencia. El área de máxima velocidad y turbulencia, son los
lugares adecuados para la erosión, mientras que las áreas con baja velocidad y
turbulencia son las propicias para la estabilidad y la sedimentación.
Los flujos pueden dividirse en tres grupos de acuerdo a las
características de su trazado:
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Corrientes en línea recta.
Los cauces rectos son relativamente raros. Las corrientes que fluyen en valles
fácilmente erosionables tienen cauces rectos que pocas veces Ilegan a tener
más de 10 veces el ancho del canal. El flujo de estos cauces rectos
generalmente toma un curso sinuoso y Ilega a producir pequeñas barras (barras
de meandros) en los lados del canal. El relleno de estos canales puede ser
vertical o lateral, y puede además ser similar a los depósitos de barras de
meandros o a los de complejos de ríos entrelazados.
Corriente entrelazada.
Los canales entrelazados o anastomosados son característicos de las
corrientes que tienen grandes fluctuaciones en el flujo y en la carga de
sedimentos.
El entrelazamiento se inicia al bajar el nivel del agua después de una
creciente. Al producirse una reducción gradual en la velocidad de la
corriente, se inicia una gradación (grueso en la base, fino hacia el tope) en
cada unidad sedimentaria, así como también una disminución en la
magnitud de las estructuras sedimentarias.
Los sedimentos de corrientes entrelazadas o trenzadas son el
resultado de la alternancia de las etapas de socavación por inundación. Los
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canales que se anastomosan, canales trenzados, se forman en las partes de la
corriente con pendientes relativamente altas, sujetas a una amplia fluctuación
en el flujo y con una fuente abundante pero intermitente de sedimentos.
Al progresar la gradación en el valle, las fases de inundación y
sedimentación se reflejan en las superficies locales de erosión (fondo de los
canales) y en las unidades apiladas que gradan de grueso a fino hacia arriba.
Los sedimentos de corrientes entrelazadas son de excelente calidad como
rocas almacén; típicamente son muy porosos y permeables.
Corriente Meándrica.
Las corrientes que desarrollan meandros son usualmente aquellas de
baja pendiente, con moderada carga de sedimentos y con fluctuaciones
moderadas en la descarga.
El transporte más activo de sedimentos ocurre cuando el río está
crecido y simultáneamente se produce la mayor erosión en la orilla de
socavación. Las barras de meandro se desarrollan, al disminuir la crecida del
río, en las zonas internas de los meandros. En una barra de meandros existe
una reducción en el tamaño del grano desde la base hasta el tope, así como
también una disminución en la magnitud de las estructuras sedimentarias.
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IV.4 Lagos y pantanos.
En México existen aproximadamente 14 mil cuerpos de aguas
interiores o continentales, conformados por ríos, lagos y embalses artificiales, el
mayor número se localiza en la zona centro-occidente, le sigue la región centro-
sur y finalmente la parte norte del país, que debido al clima presenta mayores
condiciones de aridez y por ende menor número de cuerpos de agua.
Los lagos.
Son cuerpos de agua natural permanentes en los continentes, de
condiciones lénticas, es decir, agua estancada o con poca corriente. No tienen
comunicación directo con el mar. Las aguas son transparentes o poco turbias;
depósitos grandes y profundos, con estratificación térmica y termoclina bien
definidas, por lo que constituyen ecosistemas muy ricos en biodiversidad de
flora y fauna acuática y subacuática. El origen de los lagos es variado: por
tectonismo (fallas o fracturas); vulcanismo, actividad glacial; degradación
química; acción del viento; impactos de meteoritos; acumulación orgánica, y
artificiales.
En México, la génesis de los lagos se explica por las fosas tectónicas
llamadas Graben, como el lago de Chapala en Jalisco; de actividad volcánica
como el lago de Catemaco en Veracruz; una caldera de explosión como el lago
cráter del volcán Zinacantécatl o Nevado de Toluca en el estado de México, de
origen volcánico los Axalapascos de la cuenca Puebla -Tlaxcala como
Alchichica, Quechulac y la Preciosa, que son lagos con endemismos; por
degradación química o disolución de materiales carbonatados, llamados lagos
cársticos, como los de Monte bello en Chiapas, o bien, de acumulación orgánica
como el de Xochimilco en el D.F.
Las lagunas
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Cuerpos de agua salobre, estancada e inestable, es decir con
grandes variaciones en el nivel del agua, son temporales o permanentes
dependiendo de la lluvia o los ríos que las alimentan, poco profundos con una
circulcición vertical o turbulenta por la acción del oleaje y del viento, lo que
propicia que no haya estratificación térmica y que el agua sea más turbia.
Existen varios tipos de lagunas entre las que destacan: Las lagunetas o
charcas, muy someras, semipermanentes o temporales, forman una depresión
o pequeña cuenca de recepción, que puede azolvarse por el gran contenido de
materia orgánica y humus, o cambiar sus características químicas en el
contenido de sales y ensalitrarse.
Las lagunas litorales o costeras (albuferas).
Son cuerpos de agua salobre de escasa profundidad que se
encuentran entre el dominio continental y el oceánico, son depósitos marginales
continentales con influencia marina actual, separados por un obstáculo o
barrera arenosa, la salinidad del agua es variable ya que depende de las
corrientes de marea o litorales, aunque no tienen acción directa del oleaje
marino. Las lagunas costeras constituyen un ecosistema fundamental para la
reproducción de moluscos como el ostión y crustáceos como el camarón.
Sistema palustre (pantanos).
Son áreas de inundación que dependen del clima, la hidrología, los
suelos y la vegetación para su formación por acumulación de agua temporal o
permanente en una depresión de terreno. Son poco profundos, por lo general
no mayores de 80 cm. Su extensión es variable, pues dependen de la cantidad
de lluvia y la evaporación. Presentan notables variaciones en la temperatura del
agua a lo largo del día y del año. El rasgo distintivo de los medios palustres es
la vegetación, asociaciones de plantas hidrófilas, enraizadas o flotantes de
70
diversos tipos, entre las que destacan los tules, carrizos, lirios y nenúfares. El
agua posee altas concentraciones de ácido húmico.
Existen dos tipos de pantanos, los continentales de climas templados
y fríos, que en México hay pocos, y los de clima tropical, entre los que se
encuentran los famosos pantanos de Centla en Tabasco, característicos por la
enorme biodiversidad de flora y fauna, que se encuentra amenazada por la
constante insistencia en su desecación, lo que por fortuna no se ha podido
llevar a cabo debido a los suelos inundables de la región, sumamente arcillosos,
que en cada temporada de lluvias se hidratan y permiten la inundación
permanente y semipermanente, y los pantanos de origen marino, muy
extendidos en México y bien representados en ambos litorales, destacando las
marismas o manglares y esteros.
Marismo o pantano marino (manglares).
Es la parte baja y pantanosa del litoral directamente afectado por las
mareas oceánicas. Se desarrolla en las llanuras de intermareas; bordea
lagunas costeras, barras y deltas de ríos. Son cuerpos de agua muy turbia o
lodosa, muy someros, de 20 a 50 cm. de profundidad. En época de estiaje se
pueden desecar; presentan sedimentos arenosos, limosos y arcillosos, por los
que es un medio muy rico en materia orgánica y humus. El área está sujeta a
gran variedad de condiciones, determinadas por el ciclo diario y estacional de
las mareas, cambios de temperatura, humedad y salinidad. Se distinguen en los
trópicos por el tipo de vegetación, conocida como manglar. En México existen
grandes extensiones de terreno con enorme cobertura de especies
características para cada costa. En el Golfo de México existe el mangle blanco,
tinto y prieto y en el Pacífico domina sobre todo el mangle botoncillo. El estero
es un cuerpo de agua turbia y somera, formado en un estrecho canal natural o
en antiguos brazos de los deltas que quedan cortados y cerrados, donde se
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alternan periodos de estancamiento y circulación de agua, de acuerdo con el
ciclo diario y estacional de las mareas oceánicas y la magnitud y penetración de
éstas, lo que origina salinidad variable en el agua, ya que los esteros son
depósitos de un sistema fluvial y marino, lo cual los diferencia de las marismas
o manglares.
IV. 5 Vientos y desiertos.
¿Qué son los desiertos?
Los desiertos son fragmentos de tierra emergida que en comparación
con los demás sistemas naturales destacan por la poca y a veces nula
presencia de lluvias a lo largo del año, lo que determina que la disponibilidad de
agua tanto para los animales y las plantas, como para el desarrollo de otros
procesos biológicos (descomposición, liberación de nutrientes al suelo), sea
muy limitada. Las precipitaciones generalmente caen en determinadas épocas
del año y se caracterizan por ser muy intensas, lo que origina que la época de
lluvias sea estacional y muy marcada, seguida de un periodo largo de sequía.
Por consiguiente, las plantas que habitan en estas zonas normalmente están
adaptadas para activar sus principales funciones biológicas (reproducción,
germinación y crecimiento) durante la estación de lluvias, periodo en el cual
aumenta la cobertura vegetal del paisaje. Aun así, debido a la limitación de
nutrientes y humedad disponible a lo largo del año, la flora no es muy
abundante, lo cual origina que la cobertura vegetal sea escasa. Bajo estas
condiciones, los vientos que atraviesan por estos lugares encuentran poca
resistencia en la vegetación, eso provoca que alcance grandes velocidades.
Esto, aunado a las lluvias torrenciales, provoca que el suelo se erosione mucho
más rápido que en otros sitios donde hay más vegetación, lo que hace más
difícil la colonización y el establecimiento de nuevas plantas.
El suelo, por su parte, es poco profundo y en su mayoría está
compuesto por pedazos grandes de roca, arena o hielo, lo que, además de no
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permitir que se acumule el agua porque toda se escurre (proceso conocido
como infiltración), contiene bajas cantidades de nutrientes que son necesarios
para el crecimiento y reproducción de las plantas. La descomposición de la
materia orgánica es el proceso por el cual los microorganismos (hongos y
bacterias) degradan a los individuos o partes de ellos (troncos, ramas, hojas,
raíces, frutos, flores y semillas) que se van muriendo y los convierten
nuevamente en nutrientes aprovechables para la vegetación. Este proceso es el
responsable de determinar las concentraciones de nutrientes utilizables en el
suelo y depende principalmente del agua disponible, por lo que sus tasas de
velocidad se incrementan durante la época de lluvias.
Otra característica importante de las zonas áridas es que ostentan
temperaturas extremas. Durante el día la radiación solar es muy intensa y las
temperaturas muy altas, mientras que en la noche las temperaturas disminuyen
significativamente. Estas variaciones tan drásticas se deben, entre otras cosas,
a la incapacidad del suelo de retener el calor emitido por el sol durante el día
(porque es poco profundo) y a la limitada cobertura vegetal que permite que el
calor se escape en la noche.
Respecto a la fauna que habita estas zonas, es raro ver animales de
gran tamaño como algunos mamíferos, pero se llegan a presentar. Un ejemplo
son los dromedarios o los elefantes en el norte de África; sin embargo, la
mayoría de animales del desierto son invertebrados (como los insectos y los
arácnidos) o vertebrados pequeños (como los reptiles), capaces de responder
más eficazmente a las condiciones extremas.
Los desiertos costeros se originan debido a la acción conjunta de los
vientos y las aguas frías que provienen de los polos. El arrastre del viento sobre
la superficie costera produce un movimiento en el interior de las aguas del mar,
lo que origina que sus capas más superficiales estén siendo reemplazadas
constantemente por las corrientes frías de las capas más profundas. Este
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fenómeno, que mantiene fría la temperatura superficial del mar, disminuye la
evaporación del agua y enfría el aire, lo que limita la humedad disponible y
produce la aridez. El enfriamiento del aire en sus capas inferiores provoca
también que el vapor del agua se condense en el aire y se produzca la niebla y
los estratos de nubes frecuentes en estos sitios que, junto con las nubes de
invierno, proporcionan las principales fuentes de humedad para los seres vivos.
Algunas veces, cuando la temperatura superficial del mar aumenta, se produce
una inversión de temperatura en el aire (aire frío sobre aire caliente) y provoca
el fenómeno de ‘El niño’, caracterizado por lluvias torrenciales. Las variaciones
de temperatura son más moderadas, pues la alta capacidad amortiguadora del
agua regula las fluctuaciones diarias y anuales.
IV.6 Glaciación.
Glaciación, término que alude a un periodo geológico caracterizado por el
enfriamiento de la tierra, durante el cual los hielos glaciares cubrieron grandes
extensiones de la superficie terrestre, más allá de las regiones alpinas y
polares. También se aplica a los procesos y resultados asociados a la actividad
glaciar. Se tiene constancia de glaciaciones en Europa desde el precámbrico,
aunque fue durante el cuaternario cuando cobraron una mayor importancia,
distinguiéndose cuatro glaciaciones que responden a los nombres de Günz,
Mindel, Riss y Würm. Estos periodos se intercalaron con otros más cálidos,
conocidos como interglaciares. El impacto de la glaciación sobre un paisaje hoy
libre de hielos, ha dependido de varios factores, como la clase de glaciar, su
modo de desplazamiento, la naturaleza de los terrenos que cubrió, el número
de veces que el área ha sido objeto de la glaciación y el tiempo que ha pasado
desde la fusión de los hielos.
74
LA GLACIACIÓN EN EL PASADO.
Estos periodos han afectado a la tierra en numerosas ocasiones. Las
mayores glaciaciones tuvieron lugar hace unos 950, 750 y 600 millones de
años, durante el precámbrico; hace 450 millones de años, en el ordovícico;
hace 280-290 millones de años, durante el pérmico; y hace unos 15 millones de
años, en el mioceno. Sin embargo, la impronta de la glaciación en relación con
los paisajes actuales está fundamentalmente asociada a los últimos 2 millones
de años, durante el periodo geológico conocido como cuaternario.
Periodos glaciales e interglaciares.
Durante el pleistoceno (cuaternario), el clima mundial experimentó
unos 20 ciclos en los que se alternaban periodos fríos o glaciales,
caracterizados por la expansión de los mantos de hielo, con otros más cálidos o
interglaciares, que provocaban su retroceso. El conocimiento de los ciclos
glaciales e interglaciares es amplio y está basado en las mediciones de dos
isótopos de oxígeno, el oxígeno 18 y el oxígeno 16, en los caparazones de
antiguos foraminíferos, principalmente marinos, acumulados en el fondo
oceánico, donde la sedimentación ha sido continua durante millones de años.
El último periodo glacial comenzó hace unos 120.000 años y terminó
hace unos 10.000, cuando se inicia el holoceno, que llega hasta nuestros días y
es considerado por los científicos como interglaciar. El clima de los periodos
interglaciares ha sido muy similar o, quizás, un poco más cálido que el de hoy.
Es probable que los dos mayores cuerpos de hielo existentes en la Tierra, el
antártico y el de Groenlandia, persistieran durante los periodos interglaciares.
La principal característica de los periodos glaciales es la expansión de grandes
mantos de hielo, como el laurentiano, centrado en el norte de Canadá, y el
escandinavo, que cubrieron muchas áreas libres de hielos en la actualidad,
como las islas Británicas.
75
Los glaciares cubren hoy día unos 14,9 millones de km2, casi un 10%
de la superficie de la tierra. Esta proporción aumentó hasta 44,4 millones de
km2, un 30% de la superficie terrestre, durante los periodos glaciales. El manto
de hielo laurentiano, por ejemplo, se estima que cubrió más de 13,3 millones de
km2, mientras que en el presente la cobertura glaciar ocupa 147.248 km2 en el
norte de Canadá; algo parecido ocurre con el de escandinava, con 6,7 millones
de km2 y 3.810 km2, respectivamente. Además, las regiones de la tierra
ocupadas por glaciares en el pasado muestran unas determinadas formas de
relieve y sedimentos asociados. Los glaciares también tienen efectos indirectos
sobre el paisaje; uno de los más comunes es la desviación de las corrientes
fluviales en sistemas de drenaje preexistentes, como se constata en el tramo
alto del río Severn, en Gran Bretaña, que una vez fue cabecera del río Trent.
MASA GLACIAR, EQUILIBRIO Y MOVIMIENTO.
Un glaciar es una masa de hielo de anchura limitada y longitud
variable, que se desplaza hacia abajo por acción de la gravedad desde un área
de acumulación. Estas masas pueden estar confinadas por rasgos topográficos,
distinguiéndose glaciares de montaña, de piedemonte y alpinos, o no estarlo,
como las masas más extensas que constituyen la llamada capa de hielo
continental y el casquete glaciar.
La formación de un glaciar viene determinada por los procesos de
precipitación, sublimación (Calor) y condensación. La pérdida de masa de los
glaciares se debe fundamentalmente a la fusión y a la evaporación. Estos
procesos afectan al glaciar en su totalidad, pero en los tramos más altos, en la
llamada área de acumulación, el aumento por precipitación en forma de nieve
es mayor que la pérdida por fusión, y en la parte más baja del glaciar, en la
zona de ablación, la fusión es elevada. El equilibrio de masa (o balance de la
masa) de un glaciar, es decir, la diferencia entre las cantidades de acumulación
76
y ablación en un año determinado, es crucial para explicar el comportamiento
de un glaciar; si el balance es positivo, el glaciar aumentará su espesor y
avanzará, y si es negativo tenderá a adelgazar y a retraerse. Donde los valores
de acumulación y ablación son altos, el glaciar se desplazará relativamente
rápido, como ocurre en Vatnajökull, en el sureste de Islandia. La temperatura
del hielo es otro factor que determina el tipo de desplazamiento de un glaciar y
su velocidad. Cuando la temperatura está en casi todas partes por debajo del
punto de fusión se habla de hielo frío; por el contrario, cuando se encuentra en
torno al punto de fusión y contiene agua líquida, el hielo es calificado de cálido.
En los hielos cálidos el movimiento del glaciar se produce fundamentalmente
por deslizamiento basal, donde el agua libre actúa como lubricante y tienen una
notable fuerza erosiva. Sin embargo, en los glaciares fríos el movimiento basal
es prácticamente nulo y forman una cubierta sobre los paisajes preexistentes.
LA EROSIÓN GLACIAR
Los glaciares pueden erosionar las rocas por tres mecanismos
diferentes. La abrasión es realizada por las partículas rocosas transportadas en
la base de un glaciar, que desgastan el lecho sobre el que se desplaza
produciendo pequeñas hendiduras o estrías, así como unos finos sedimentos
conocidos como harina de roca. Este material da a los ríos que fluyen desde los
glaciares una característica coloración verdosa. En segundo lugar, las esquinas
afiladas o bordes de las grandes rocas transportadas por el hielo pueden causar
el aplastamiento o destrucción del lecho rocoso. Por último, el hielo del glaciar
puede también arrancar o extraer bloques de rocas liberadas a lo largo de las
juntas o grietas, normalmente por la acción hielo-deshielo.
Formas de relieve originadas por la erosión glaciar.
La corriente de hielo puede estar confinada o acanalada, como es el
caso de varios tipos de glaciares de montaña, valle y circo, o no estarlo, como
77
ocurre en los casquetes y mantos glaciares. Por otro lado, cuando un área de
importante relieve topográfico es enterrada bajo un manto de hielo, es posible
que dentro del lento movimiento de la masa de hielo exista una corriente más
rápida en los valles. El flujo, confinado o no, da como resultado diferentes
formas de relieve.
El flujo confinado modifica los valles fluviales, en forma de V, y los
modela dando lugar a valles glaciares, con forma de U. Una sobre excavación
del valle principal por la acción glaciar origina los llamados valles colgados o
suspendidos, situados a una cota más elevada y que enlazan con el valle
principal a través de un escarpe o fuerte desnivel. Los ríos que fluyen por un
valle colgado desembocarán en el principal a través de una cascada. Cuando
estas depresiones tienen lugar en los tramos más bajos de un valle fluvial
pueden ser parcialmente inundadas por la elevación del nivel del mar y
convertirse en fiordos, como los de Noruega. El perfil de las depresiones
glaciares es irregular, con alternancia de barras y cuencas rocosas,
frecuentemente ocupadas por lagos. Estos rasgos se relacionan con las
diferencias en la resistencia o potencia del lecho rocoso, así como con la
velocidad de circulación del hielo. La cabecera de una depresión glaciar a
menudo está ocupada por un circo, cuenca rocosa de perfil circular y paredes
escarpadas erosionada por un glaciar. Cuando está bien desarrollado el circo
toma la apariencia de un anfiteatro, que se extiende a partir de una pared de
rimaya (grieta estrecha y profunda en la cabecera de un circo glaciar, a partir de
la cual el hielo se desprende y comienza a separarse de la pared del circo) con
una barrera rocosa en su boca, que a menudo retiene un lago después de la
fusión del hielo. Dos circos en desarrollo situados en una misma montaña
pueden acercarse hasta llegar a estar separados sólo por una angosta cresta o
arista. Donde tres o más circos crecen unos hacia otros, la montaña puede
quedar reducida a un pico que recibe el nombre de nunatak, el cual, cuando el
hielo se derrite, muestra una forma piramidal que constituye el llamado horn,
como el famoso Matterhorn, o monte Cervino, de Suiza.
78
La circulación o flujo no confinado está asociado a los mantos de
hielo, que cubren áreas de topografía relativamente baja y suavizan la
superficie rocosa expuesta. Donde la roca subyacente es resistente da lugar a
la formación de dorsos de ballena (afloramientos rocosos de forma alargada y
suavizados por un glaciar) y drumlins (montículos alargados, normalmente más
grandes que los dorsos de ballena, formados por un núcleo de roca recubierto
por arcillas de origen glaciar que constituyen el denominado acarreo glaciar o
till). Donde la roca es relativamente blanda, las formas de relieve resultantes
son menos notables.
Sedimentación glaciar.
Hay que distinguir entre los procesos de sedimentación que ocurren
en la base del glaciar (subglaciares) y los que tienen lugar en la superficie
(supraglaciares). El depósito resultante de estos procesos es conocido como till,
que constituye una mezcla amorfa de diferentes clases de sedimentos y
tamaños, desde limos y arcillas hasta rocas. A menudo contiene partículas que
no tienen origen local, conocidas como erráticas; esto es lo que se observa en
East Anglia (Inglaterra), donde se han encontrado rocas de la región noruega
que se extiende en torno a la ciudad de Oslo. Aunque posteriormente el till
puede estar sometido a un flujo inducido por el glaciar (till de flujo), no se
descompone. Existe una clasificación de estos depósitos en función de los
procesos que llevaron a su formación y de la situación de la deposición; se
habla así de till de sublimación, till de fusión o till de fondo de glaciar, entre otros
tipos.
79
Formas de relieve originadas por la sedimentación glaciar.
Las formas de relieve características de la sedimentación glaciar son
conocidas como morrenas, acumulaciones de material heterogéneo
transportado y depositado por un glaciar. Existen muchos tipos de morrenas. En
áreas de flujo no confinado, asociadas con los antiguos mantos de hielo, el till a
menudo se dispone formando una superficie ondulada sobre el paisaje, que
constituye lo que se conoce como una morrena de fondo. Se deposita cuando
los derrubios, transportados en la base del glaciar, son liberados durante un
proceso de fusión. Ocasionalmente, el till está dispuesto en forma de montículo
alargado, con un eje paralelo a la dirección del glaciar o manto de hielo y un
perfil que presenta una mayor pendiente corriente arriba que corriente abajo;
son los drumlins. Su forma recuerda a la de una mitad de huevo y, a menudo,
aparecen formando enjambres o campos de drumlins, los cuales dan origen a
una topografía conocida popularmente como cesta de huevos.
Los glaciares confinados en valles también presentan montículos o
crestas alargadas de till, que, dependiendo de su localización respecto al
glaciar, reciben el nombre de morrenas laterales, morrenas medianas y
morrenas finales o terminales. Cuando las partículas rocosas liberadas por
procesos de erosión flanquean un glaciar, o se disponen a lo largo de las
laderas de un antiguo valle glaciar, forman lo que se llama una morrena lateral.
Donde dos glaciares confluyen y se juntan sus morrenas laterales se crea una
morrena mediana, dando lugar a una cresta de derrubios que se extiende por
debajo del centro del glaciar resultante. Una morrena terminal se forma en el
frente de un glaciar y representa la máxima extensión o avance de un glaciar, o
la paralización en un periodo de retroceso general.
80
DEPÓSITOS FLUVIOGLACIARES.
Todos los glaciares, pero particularmente los que están compuestos
de hielo cálido y los que se encuentran en rápido retroceso, producen una gran
cantidad de agua de fusión. Si el hielo es cálido, el agua de fusión a menudo se
vierte hacia el interior del glaciar, llegando incluso hasta su base, a través de
unos estrechos canales verticales o muy inclinados llamados moulins o molinos
glaciares. La descarga de agua de fusión de un glaciar varía según las
estaciones, siendo mayor en verano, y también diariamente, con el máximo a
primera hora de la tarde. Algunos glaciares, como el Vatnajökull de Islandia,
causan esporádicamente desbordamientos e inundaciones catastróficas debido
al agua de fusión. Estas avenidas, llamadas explosiones glaciares o
jökulhlaups, se deben al drenaje repentino de una presa de hielo o un lago
endoglaciar.
El agua de fusión, normalmente con una importante carga de
sedimentos, es capaz de erosionar el lecho rocoso, crear canales y provocar el
estancamiento de las aguas de fusión y del drenaje natural, dando origen a la
aparición de los llamados lagos proglaciares. Las arenas y gravas que el agua
de fusión ha arrancado desde el fondo del glaciar son a menudo depositadas en
los canales subglaciares y endoglaciares. Cuando el hielo se derrite, estos
depósitos quedan expuestos formando largas, sinuosas y a veces discontinuas
crestas denominadas eskers. Otros montículos de materiales, depositados de
manera similar por el agua de fusión a partir del relleno de los crevasses
(grietas glaciares), son los kames.
Una vez que las corrientes de fusión abandonan el frente de un
glaciar, su capacidad para transportar material se ve rápidamente reducida.
Depositan su carga formando una llanura, más o menos extensa, conocida
como sandur o llanura de deposición fluvioglaciar. En ocasiones, los bloques de
hielo se incorporan a este paisaje, y cuando se derriten dejan cavidades
81
llamadas kettles, o depresiones glaciares, normalmente ocupadas por
pequeños lagos. Las terrazas de muchos ríos de Europa septentrional reflejan
su origen glaciar, ya que están compuestas por gravas y son el resultado de la
presencia de glaciares en las cabeceras, que siempre incrementan la descarga
de agua y sedimentos de los ríos. Estos cursos fluviales crecidos también
atravesaron amplios y profundos valles durante los periodos glaciales, por lo
que el tamaño y el caudal de muchos ríos no guardan relación con el medio por
el que discurren, pues son demasiado pequeños en la actualidad para ser
responsables de los valles que ocupan.
Peri glaciación.
En las áreas de las latitudes altas no cubiertas por los glaciares y
otras adyacentes a los antiguos mantos de hielo, sujetas a condiciones muy
frías, se desarrollan toda una serie de procesos agrupados bajo el término de
periglaciación, que también describe un clima y una morfología determinada.
Estos rasgos están ligados a la acción hielo-deshielo. El permafrost, suelo
permanentemente helado en profundidad, es propio de muchas de estas áreas.
Su capa superficial normalmente se funde durante los meses de verano, pero el
agua resultante es incapaz de filtrarse hacia abajo debido a las condiciones
heladas que se dan a mayor profundidad, lo que genera una capa de suelo
saturado, llamada capa activa, que puede deslizarse ladera abajo por acción de
la gravedad (gelifluxión). Cuando el agua comienza a helarse en el otoño
desencadena un proceso de frost heaving, o elevación del suelo; contenida
entre la superficie recién congelada y el subyacente permafrost, la presión
hidrostática que se origina de la expansión del agua al congelarse produce una
burbuja o montículo de tierra, con un núcleo de hielo, que se denomina pingo.
82
Los ciclos repetidos de hielo-deshielo también causan el
ensanchamiento de las grietas rocosas ocupadas por el agua, que cuando se
congela aumenta de volumen y termina por fragmentar las rocas; es el
denominado proceso de gelivación. El suelo geométrico es otra característica
del ámbito periglacial, ya que para su desarrollo óptimo requiere una humedad
moderada y ciclos frecuentes de hielo-deshielo. Debido a que la vegetación es
normalmente baja y escasa en estas áreas, así como a la existencia de harina
rocosa producida por los hielos en altas latitudes, la actividad eólica es
importante. El fino sedimento es transportado en suspensión por el viento.
Cuando se deposita, tras haber recorrido a menudo largas distancias, da lugar a
los llamados loes (depósito amarillento de grano fino, homogéneo y no
estratificado, originado por la acción del viento), que en muchas regiones de
Europa central, Rusia o China constituye un componente muy importante del
suelo.
- NOVO M. “Educación ambiental. Bases éticas, conceptuales y metodológicas” Edit. Universitaria S.A. Madrid 1995.Págs 64-78.
- SARMIENTO G. “Los ecosistemas marinos” Edit. Blume Barcelona 1992Págs. 27-40.
- ODUM E. “Ecología Peligra la vida 2ª Edición interamericana Edit. Mc. Graw Hill 1995Págs. 173-189.
83
TEMA V. TECTONICA DE PLACAS Y EXPANSION OCEANICA
V.1 Características de movimiento
Al igual que un niño agita un regalo sin abrir en un intento por
descubrir su contenido, así el hombre debe escuchar las vibraciones de nuestra
tierra en un intento por descubrir su contenido. Esto se lleva a cabo a través de
la sismología, que se ha convertido en el principal método empleado en el
estudio del interior de la tierra. Seísmos es una palabra de origen griego que
significa choque; similar a terremoto, agitamiento o movimiento violento. En la
tierra la sismología se encarga del estudio de las vibraciones que se producen
durante los terremotos, los impactos de meteoritos, o por medios artificiales
como una explosión. En estas ocasiones, se emplea un sismógrafo para medir
y registrar los movimientos y vibraciones que se producen dentro de la tierra y
la superficie.
Tipos de ondas sísmicas.
Los científicos clasifican los movimientos sísmicos en cuatro tipos de
ondas características que viajan a velocidades que varían entre los 3 y 15
kilómetros (1.9 a 9.4 millas) por segundo. Dos de estas ondas viajan alrededor
de la superficie de la tierra formando bucles. Las otras dos, Primarias (P) u
ondas de compresión y las Secundarias (S) u ondas de corte, penetran en le
interior de la tierra. Las ondas primarias comprimen y dilatan los materiales por
los que viajan (ya sea roca o líquido) de una forma parecida a la de las ondas
84
sonoras. Tienen también la capacidad de moverse dos veces más rápido que
las ondas S. Las ondas secundarias se propagan a través de la roca pero no
son capaces de hacerlo en un medio líquido. Ambos tipos de ondas se refractan
o reflejan en los puntos donde dos medios de diferentes propiedades físicas se
tocan. También reducen su velocidad cuando se mueven a través de un medio
más caliente. Estos cambios en la dirección y la velocidad son los medios que
se emplean para localizar las discontinuidades.
Divisiones en el Interior de la tierra.
Las discontinuidades sísmicas han permitido dividir el interior de la
tierra en núcleo interno, núcleo externo, D, manto inferior, zona de transición,
manto superior y corteza (oceánica y continental). Se han podido distinguir y
mapear también las discontinuidades laterales utilizando la tomografía sísmica
pero no se discutirán aquí.
• Núcleo interno: 1.7% de la masa de la Tierra; profundidad de 5,150-
6,370 kilómetros (3,219 - 3,981 millas).
El núcleo interno es sólido y no está en contacto con el manto, sino
suspendido en el fundido núcleo externo. Se cree que se ha solidificado
85
como resultado del congelamiento por presión que se produce en la mayoría
de los líquidos cuando la temperatura disminuye o la presión aumenta.
• Núcleo externo: 30.8% de la masa de la Tierra; profundidad de
2,890-5,150 kilómetros (1,806 - 3,219 millas).
El núcleo externo es un líquido caliente, conductor de la electricidad, en el
que se produce corrientes conectivas. Esta capa conductiva se combina con
el movimiento de rotación de la tierra para crear una dinamo que mantiene
un sistema de corrientes eléctricas conocidas como campo magnético
terrestre. Es también responsable de las sutiles alteraciones de la rotación
de la tierra. Esta capa no es tan densa como el hierro puro fundido, lo que
indica la presencia de elementos más ligeros. Los científicos sospechan que
aproximadamente un 10% de la capa está compuesto por oxígeno y/o azufre
porque estos elementos son abundantes en el cosmos y se disuelven con
facilidad en el hierro fundido.
• D": 3% de la masa de la Tierra; profundidad de 2,700-2,890
kilómetros (1,688 - 1,806 millas).
Esta capa tiene entre 200 y 300 kilómetros (125 a 188 millas) de espesor y
representa aproximadamente el 4% de la masa conjunta del manto y la
corteza. A pesar de que se identifica habitualmente como parte del manto
inferior, las discontinuidades sísmicas sugieren que la capa D" podría
poseer una composición química diferente de la del manto inferior situado
encima de ella. Los científicos especulan sobre si el material se disolvió en
el núcleo o fue capaz de hundirse a través del manto pero sin llegar al
núcleo debido a su densidad.
• Manto inferior: 49.2% de la masa de la Tierra; profundidad de 650-
2,890 kilómetros (406 -1,806 millas).
86
El manto inferior contiene el 72.9% de la masa conjunta del manto y la
corteza y está probablemente compuesto principalmente por silicio,
magnesio y oxígeno. También contiene algo de hierro, calcio y aluminio.
Los científicos realizan estas deducciones asumiendo que la tierra tiene
los elementos cósmicos en una abundancia y proporciones similares a
las del Sol y los meteoritos primitivos.
• Zona de transición: 7.5% de la masa de la Tierra; profundidad de
400-650 kilómetros (250-406 millas).
La zona de transición o mesosfera (manto medio), llamada algunas
veces capa fértil, contiene el 11.1% de la masa conjunta del manto y la
corteza y es la fuente de los magmas basálticos. También contiene calcio,
aluminio y granate, que es un silicato complejo con aluminio. Esta capa es
densa cuando está fría debido al granate. Está fluida cuando está caliente
porque estos minerales se funden fácilmente para formar basalto que luego
se puede elevar a través de las capas superiores en forma de magma.
• Manto superior: 10.3% de la masa de la Tierra; profundidad de 10-
400 kilómetros (6 - 250 millas).
El manto superior contiene el 15.3% de la masa conjunta del manto y la
corteza. Algunos fragmentos de esta capa han sido sacados a la luz por la
erosión de las cordilleras montañosas y erupciones volcánicas, permitiendo
su observación. Los principales minerales que se han encontrado de esta
forma son olivino (Mg,Fe)2SiO4 y piroxeno (Mg,Fe)SiO3. Estos y otros
minerales son refractarios y cristalinos a altas temperaturas; por lo tanto, la
mayoría se desprende del magma ascendente, formando más material en la
corteza o no abandonan nunca el manto. Parte del manto superior llamada
astenosfera podría estar parcialmente fundida.
87
• Corteza oceánica: 0.099% de la masa de la Tierra; profundidad de 0-
10 kilómetros (0 - 6 millas).
La corteza oceánica contiene el 0.147% de la masa conjunta del
manto y la corteza. La mayor parte de la corteza terrestre se produjo a
partir de la actividad volcánica. El sistema de dorsales oceánicas, una
red de volcanes de 40,000 kilómetros (25,000 millas) de longitud, genera
nueva corteza oceánica a razón de 17 km3 por año, cubriendo el fondo
del océano con basalto. Hawaii e Islandia son dos ejemplos de la
acumulación de pilas de basalto.
• Corteza continental: 0.374% de la masa de la Tierra; profundidad de
0-50 kilómetros (0 - 31 millas).
La corteza continental contiene el 0.554% de la masa conjunta de manto
y corteza. Esta es la parte más externa de la tierra y está compuesta
básicamente por rocas cristalinas. Estas son materiales flotantes de baja
densidad dominados principalmente por el cuarzo (SiO2) y los feldespatos
(silicatos pobres en metal). La corteza (tanto oceánica como continental) es
la superficie de la tierra; como tal, es la parte más fría de nuestro planeta.
Debido a que las rocas frías se deforman lentamente, nos referimos a esta
rígida cáscara externa como litosfera (capa rocosa o fuerte).
La Litosfera y la Tectónica de Placas
Litosfera Oceánica
La rígida capa externa de la tierra que comprende a la corteza y el
manto superior se denomina litosfera. La nueva litosfera oceánica se produce a
través del volcanismo en forma de fisuras en las dorsales oceánicas que son
fracturas que circundan el globo. El calor se escapa del interior a medida que
esta nueva litosfera emerge desde abajo. Se enfría gradualmente, se contrae y
88
se separa de la dorsal, viajando sobre el fondo del océano hasta las zonas de
subducción, un proceso que recibe el nombre de formación del fondo oceánico.
Con el tiempo, la litosfera más vieja aumenta de espesor y su densidad
sobrepasa la del manto situado debajo, lo que produce su hundimiento hacia el
interior de la tierra con un ángulo muy pronunciado. La subducción es el
principal método de enfriamiento del manto situado por debajo de los 100
kilómetros (62.5 millas). Si la litosfera es joven y por lo tanto más caliente
cuando alcanza una zona de subducción se ve forzada hacia el interior de
nuevo pero con un ángulo más pequeño.
Litosfera Continental.
La litosfera continental tiene un espesor de aproximadamente 150
kilómetros (93 millas) con una corteza y un manto superior que están flotando
constantemente. Los continentes se mueven lateralmente a la deriva siguiendo
las corrientes conectivas del manto desde las zonas calientes hacia las zonas
más frías, este proceso recibe el nombre de deriva continental. La mayoría de
los continentes están en reposo o moviéndose hacia zonas más frías del manto,
con la excepción de África. África fue en su día el corazón de Pangea, un
supercontinente que se rompió posteriormente en los continentes que hoy
conocemos. Varios cientos de millones de años antes de la formación de
Pangea, los continentes del hemisferio sur - África, América del Sur, Australia,
Antártida e India - estaban unidos formando lo que se llama Gondwana.
Tectónica de Placas
Límites de las placas de la corteza (Cortesía NGDC)
La tectónica de placas implica la formación,
movimiento lateral, interacción y destrucción de las
89
placas listoféricas. La mayor parte del calor interno de la Tierra se revela a
través de este proceso y muchas de las grandes estructuras y fenómenos
topográficos de la tierra se forman como consecuencia de ello. Los valles rift y
las vastas mesetas de basalto se crean por la rotura de las placas cuando el
magma asciende desde el manto hasta el fondo del océano, formando nueva
corteza y separando las dorsales situadas en mitad del océano.
Las placas chocan y se destruyen a medida que se hunden en las
zonas de subducción dando lugar a las profundas fosas oceánicas, cadenas de
volcanes, extensas fallas transformantes, grandes elevaciones lineales y
retorcidos cinturones de montañas. La litosfera terrestre está dividida en la
actualidad en ocho grandes placas con otras dos docenas de placas más
pequeñas que se mueven a la deriva sobre el manto a una velocidad de 5 a 10
centímetros (2 a 4 pulgadas) al año. Las ocho placas grandes son la Africana,
Antártica, Euroasiática, Indo-australiana, Nazca, Norteamericana, Pacífica y
Sudamericana. Alguna de las pequeñas son la Anatolia, Arábiga, Caribeña,
Cocos, Filipina y Somalí.
V.2 Tipos de límite entre placas
Límites de Placas
Son los bordes de una placa y es donde se presenta la mayor actividad
tectónica (sismos, formación de montañas, actividad volcánica) ya que es en
éstos, donde se da la interacción entre placas. Hay tres clases de límite:
• Divergentes: son límites en los que las placas se separan y, por lo tanto,
emerge magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la dorsal
mesoatlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y
Norteamérica y las de África y Sudamérica).
90
• Convergentes: son límites en los que una placa choca contra otra,
formando una zona de subducción (si una de las placas se hunde debajo
de la otra) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se
comprimen). Son también conocidos como bordes activos.
• Transformantes: son límites donde una placa se estrega contra otra a lo
largo de una falla de transformación.
En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde,
donde se unen tres o más placas formando una combinación de los tres tipos
de límites.
Límite Divergente o constructivo.
En los límites divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta
de esta separación es rellenado por material de la corteza, que surge del
magma de las capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes
divergentes en las uniones de tres placas está relacionado con la formación de
puntos calientes. En estos casos, se junta material de la astenosfera cerca de la
superficie y la energía cinética es suficiente para hacer pedazos la litósfera. El
punto caliente que originó la dorsal mesoatlántica se encuentra actualmente
debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centímetros
cada siglo.
Un ejemplo típico de estos tipos de límite son las dorsales oceánicas
(por ejemplo, la dorsal mesoatlántica) y en el continente por las grietas como el
Gran Valle del Rift.
Límite Convergente o destructivo.
91
Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de
litosfera de las placas que chocan. Cuando una placa oceánica (más densa)
choca contra una continental (menos densa) la placa oceánica es empujada
debajo, formando una zona de subducción. En la superficie, la modificación
topográfica consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas
en tierra.
Cuando dos placas continentales colisionan, se forman extensas
cordilleras. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa
Índica y la placa Euroasiática. Cuando dos placas oceánicas chocan, el
resultado es un arco de islas (por ejemplo, Japón)
Límite Transformante o conservativo.
El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformación
puede causar considerables cambios en la superficie, especialmente cuando
esto sucede en las proximidades de un asentamiento humano. Debido a la
fricción, las placas no se deslizan; sino que se acumula tensión en ambas
placas que, al llegar a un nivel que sobrepasa el necesario para el movimiento,
la energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento en la
falla. Debido a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos
ocasionan terremotos de mayor o menor intensidad.
Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada
en el Oeste de Norteamérica, que es una de las partes del sistema de fallas
producto del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.
V.3 Aspectos geomorfológicos resultantes.
92
Por ejemplo, en Europa: Pequeña península al oeste de la gran masa
Euroasiática. Un apéndice muy recortado y compartimentado, que se adentra
en el océano Atlántico. Por tanto, se trata de un espacio muy abierto a las
influencias y vientos marinos que moderan las condiciones climáticas.
El relieve.
Suavidad de sus formas, con un predominio de llanuras, montañas y
abundantes mesetas de altitud moderada.
El relieve de Europa dibuja una especie de abanico, entre los macizos
(desde Irlanda hasta la parte más al norte, orientación SW−NE) y el conjunto
alpino (W−E). Entre estas dos líneas de montañas divergentes se sitúan las
llanuras (máxima extensión en Rusia).
Podemos decir entonces que Europa forma una especie de pasillo o
pasadizo.
Estructura−geología.
Simplificando. Europa: dominios geológicos (los más antiguos al norte, los más
recientes al sur)
• Norte: El escudo escandinavo o báltico−ruso y el dominio caledoniano.
• Centro: Dominio herciniano.
• Sur: Región o dominio (alpino−mediterráneo)
• Conjuntos o unidades morfoestructurales.
Los viejos zócalos (o macizos) caledoniano y herciniano.
93
• Localización (ver mapa)
• Montañas formadas durante el Paleozoico (mitad/finales)
• Sometidas a procesos erosivos.
Resultado:
Una peniplanización (penillanura)
Unos depósitos de materiales sedimentarios detríticos (gresos), arrancados de
estos relieves residuales.
Durante el Mesozoico, una parte de estas tierras estaban cubiertas por mares
poco profundos. Otras tierras, por mesetas (el relieve europeo presenta una
monotonía parecida a la de las mesetas africanas actuales).
Los episodios compresivos y especialmente distensivos de la última orogenia
explican la morfología actual de estas tierras.
Bloques levantados (montañas, horst)
Bloques hundidos (graven, fosas tectónicas)
Por las fracturas surgen lavas. Existen volcanes apagados y erosionados.
Zonas: entre Escocia−Irlanda, Macizo central francés, montañas de Alemania
central y Bohemia...
Vulcanismo activo de Islandia.
Se debe relacionar el dominio herciniano (en parte también el caledoniano) con
yacimientos carboníferos y de mineral de hierro.
Estos favorecen el desarrollo de una industria pesada.
Regiones:
94
• Ardenes, Bélgica.
• Lorena, Francia.
• Cuenca del Ruhr, Alemania.
• Lowland escoceses (aglomeración industrial de Glasgow)
• South Yorkshire, al sur de la carena penina.
• Valles mineros del sur del País de Gales.
Las llanuras
Llanuras de arrasamiento (glaciares)
Coinciden con el escudo fenoscándico(Escandinavia) que es
cristalino. Son tierras que soportan una cubierta de hielo de un fuerte grosor
(2000−2500 m). El hielo se mueve y tiene las siguientes consecuencias:
Hay un movimiento radical (desde el núcleo hacia fuera) con una
fuerte excavación. Los suelos preexistentes desaparecieron y nos dan
superficies arrasadas o pulidas con muy pocos suelos post−glaciares. Todos los
posibles accidentes del suelo fueron arrasados. Los suelos tienen estrías
direccionales. Esa evaluación no la hace tanto el hielo, sino los grandes
fragmentos de rocas arrancadas que constituyen surcos. A veces esos surcos
producen lagos (zona oriental del escudo fenoscándico).
Llanuras septentrionales europeas (periglaciares).
Son llanuras de till y llanuras fluvioglaciares. En las llanuras de till
(material detrítico) el gran agente es el hielo. En las fluvioglaciares además del
hielo actúa la fusión del agua. Estas llanuras son sedimentarias y corresponden
al Norte de Francia, P. Bajos, Dinamarca, Norte de Alemania y Norte de
Polonia. El modelado está asociado a la acción glaciar, periglaciar y al
95
eustatismo. Estas tierras están sometidas a diferentes expansiones y
retrocesos. El avance y retroceso del glaciar configura el relieve de estas
llanuras. Paralelas al avance y retroceso de estos frentes glaciares se producen
los movimientos eustáticos glaciares y periglaciares. En esta zona hay
alternancia de tierras pantanosas que se producen debido al mal drenaje de la
red hidrográfica.
El hombre ha puesto las tierras en explotación desde el siglo XVIII
(por drenaje). Antiguamente (glaciaciones e interglaciaciones) durante un
periodo de tiempo los cursos de agua de estas tierras desembocaban en el mar
del Norte (iban hacia el oeste). Esto es porque continúa el avance y retroceso
de los glaciales. Actualmente el Vístula y el Oder desembocaban en el Báltico
(drenan hacia el Norte). La dirección ya no es de este a oeste, sino según la
siguiente combinación: S−N, E−O, S−N. Son lechos abandonados que
provocan zonas pantanosas.
Llanuras asociadas a los viejos zócalos o macizos (hercinianos).
Se corresponden con la Europa central: son llanuras sedimentarias, se
producen rupturas y fallas por la distensión y el rompimiento de las fallas. Los
graven y horst se producen por los episodios distensivos (la corteza se alarga).
En los episodios distensivos la corteza terrestre se rompe. Los graven o fosas
tectónicas forman las llanuras del centro de Europa. Los graven son rift pero
menores.
Rift.− Fosa tectónica de mayor extensión. LOESS.− Material de limo de color
amarillo. Es material fino, inconsolidado. Tiene un origen glaciar y fluvioglaciar.
El viento transporta ese limo y lo deposita en las áreas centrales europeas. El
loess se extiende desde la bretaña francesa hasta Ucrania. El loess da un suelo
de gran fertilidad (Ucrania es uno de los graneros mundiales). Hay loess en el
96
resto del mundo y se corresponde con los desiertos fríos. Los Urales están
dentro de la orogenia herciniana.
Dominio alpino Mediterráneo.
Se forma por cadenas perimediterraneas alpinas y por llanuras
subalpinas. Las cadenas alpinas perimediterraneas se subdividen en rama
alpídica y rama dinárica. La alpídica está en la orilla europea y la dinárica en la
africana.
El Mediterráneo no existía. Al hablar de la orogenia alpina, estas tierras
se forman por un choque en la placa Euroasiática y la africana. Está la subplaca
adriática que es una avanzadilla de la placa africana. Comprende parte de Italia
y de la antigua Yugoslavia.
La colisión de placas es más o menos completa según el lugar donde se
produzca. En el arco del Egeo se produce el choque y la subducción en el
momento actual.
Las cadenas perimediterraneas se producen por la altura y el cierre del
Thetys (era un brazo de ese gran mar).
El Thetys tiene una obertura oceánica al comienzo del triásico, que
Alcanza su apogeo en el jurásico. Luego le sigue el periodo del cierre oceánico
del Thetys, desde el final del jurásico hasta el cretácico inferior, según los
lugares. El cierre continua durante el cretácico superior y al comienzo del
cenozoico o terciario.
97
En el arco del Egeo puede quedar parte del mar de Thetys. En conjunto,
las cadenas perimediterraneas provienen de la cicatrización del Thetys por la
colisión de la placa africana con la Euroasiática.
Rama alpídica.− Parte desde el Estrecho de Gibraltar y llega hasta Asia
menor (parte septentrional de Turquía). Su recorrido es el Estrecho de Gibraltar,
Sierras Bálticas, Baleares, Córcega y Cerdeña (Córcega y Cerdeña no son
continuación de las Béticas, son zócalo. Ambas giraron en contra de las agujas
del reloj, y gracias a esto se formó la cuenca de Provenza), Alpes, Cuenca de
Viena, Cárpatos, Balcanes y parte septentrional de Asia menor. En Asia menor
se unen la rama alpídica y la dinárica.
Rama dinárica.− Va desde Gibraltar hasta las tierras meridionales de
Asia menor. África septentrional está bordeada por cadenas alpinas
(maghrebides. Marruecos, Argelia, Túnez). Las maghrebides tienen conexión
hasta Calabria y Sicilia. Además la rama dinárica comprende los Apeninos
italianos, la sierra dinárica (parte occidental de Yugoslavia), Albania y el
extremo occidental de Grecia y llega hasta el Asia menor.
Estructura y litología de las cadenas alpinas perimediterraneas.
Su origen es geosinclinal. Hay otras tierras terciarias pero que no tienen un
origen geosinclinal.
GEOSINCLINAL.− Sedimento acumulado en una franja larga y estrecha que
puede ser paralela a un margen continental.
Estructura: Cuando chocan dos placas la complejidad es máxima
estructuralmente (ej: Alpes orientales).
Aparece la aloctonía (lo más complejo). En las zonas más alejadas hay
menor complejidad estructural. La aloctonía es clara en las zonas de colisión de
98
placas. ALOCTONIA.− Desplazamiento de grandes estratos de rocas. Cuando
el paquete de rocas desplazado no tiene gran dimensión hablamos de
cabalgamiento. Cuando el cabalgamiento alcanza grandes zonas se llama
manto de corrimiento.
Litología: La mayor complejidad litológica está en las zonas de colisión
profundas del plegamiento alpino (zona de sutura y cicatrización) y aparecen las
rocas afiolitas o ígneas (rocas procedentes de la corteza oceánica del mar de
Thetys, que metamorfizadas en profundidad, llegan a la superficie por
afloramientos volcánicos). Estas rocas metamórficas, como los mármoles o
esquistos se forman debido a la alta presión y temperatura. En las zonas de
mayor complejidad también aparece otro tipo de sedimento, el flysch.
FLYSCH.− Material producto de la erosión. Es un depósito de
sedimentos intraorográficos que también aparecen plegados en el
perimediterráneo. El flujo es material detrítico sedimentario formado en el
mismo momento en que se produce la orogenia y recibe el nombre de molassa.
MOLASSA.− Tipo de gres o roca detrítica. Depósito sedimentario con el que
están cubiertas las llanuras del mundo alpino. Son calizas y arcillas.
El Mediterráneo no tiene que ver con el Thetys. Es intramontañoso y se
formó al final del terciario, cuando se abrió el Estrecho de Gibraltar. Es un mar
posterior a la orogenia alpina. Es neotectónico, muy joven y constituye el último
paroxismo. Las llanuras alpinas forman la Panonia (Hungría) y la llanura del Po.
Están formadas por sedimentos tapizados (molassa). Se forman las grandes
llanuras y fosas alrededor del material elevado en el dominio alpino. No todas
las montañas alpinas tienen un origen geosinclinal; algunas son producto del
elevamiento del viejo zócalo como los Pirineos orientales frente al movimiento
compresivo.
V.4 Influencias en la evolución biológica y biodiversidad.
99
La evolución biológica constituye un conjunto de cambios en las
formas de vida a lo largo del tiempo que gira en tomo a dos ejes: por una parte
el potencial de variabilidad que aseguran los diferentes mecanismos
reproductivos y las alteraciones de los genes (mutaciones), y por otra la
selección natural. Ambos elementos conjuntamente, determinan las dos
características más sobresalientes de los procesos de cambio evolutivo: la
diversificación y la adaptación al medio.
La generación de variabilidad es en gran medida un mecanismo
interno con respecto a los seres vivos (exceptuando el papel que juegan
agentes mutagénicos externos). Aunque despierte cierto recelo teleológico,
puede decirse que en los organismos vivos existe un impulso interno hacia la
variación y la innovación aleatorias que viene dado por sus mecanismos de
reproducción sexual. Por el contrario, la selección natural es un mecanismo
externo a los seres vivos que depende de una relación entre ser vivo y
ambiente. Este es un detalle importante ya que en ocasiones, implícita o
explícitamente, la evolución biológica se muestra como una capacidad de
cambio intrínseca de los seres vivos. La posibilidad de evolucionar se convierte
así en una cualidad consustancial a lo vivo, cuando en realidad la evolución es
esencialmente el resultado de una interacción en la que el ser vivo constituye
sólo una de las partes implicadas.
Un ser vivo es una estructura organizada que puede mantener una
serie de variables propias estables bajo la influencia de un conjunto de factores
ambientales. La adaptación al medio a través de la selección natural constituye
un proceso por el que los integrantes de una población o especie alcanzan un
ajuste entre sus peculiaridades y las del medio que les rodea. Este ajuste o
equilibrio conlleva un aumento de la eficacia biológica. El cambio evolutivo se
produce cuando alguno de los dos elementos (ser vivo y entorno) o ambos
varían y ello desemboca en un desequilibrio en la interacción. Aunque el
ambiente no se modifique a lo largo del tiempo, la evolución biológica está
100
asegurada porque las poblaciones proporcionan tarde o temprano innovaciones
que serán favorecidas por la selección natural y que terminarán
estableciéndose y dando lugar a nuevas formas de vida. El razonamiento puede
hacerse aun mucho más complejo ya que para cada ser vivo el resto de seres
vivos forman también parte de su entorno.
Ahora bien, si consideramos un entorno estable, cuanto mayor sea el
grado de adaptación de una especie a su medio, más complejo resultará
aumentar su eficacia biológica y por tanto, menores serán sus posibilidades de
cambio evolutivo. Además, aunque la capacidad de variación aleatoria de los
seres vivos permite una cierta tasa de cambio, esta variación no determina la
dirección de dichos cambios. Por el contrario, los cambios en las condiciones
ambientales originan un desajuste entre los seres vivos y su medio y este
desequilibrio se convierte en un motor auxiliar que impulsa nuevos cambios.
Nuevas condiciones ambientales equivalen a nuevos desafíos para la
imaginación ciega de la Naturaleza. Aún más, los cambios ambientales no sólo
impulsan los cambios evolutivos sino que además determinan en parte su
dirección.
A menudo se resalta la notable estabilidad de las condiciones
ambientales de la tierra que ha permitido la existencia de la vida a lo largo de al
menos 3.800 millones de años; pero de no menos importancia han sido las
oscilaciones de estas condiciones ambientales para comprender la vida con una
dimensión histórica. Internamente, la tierra posee una estructura dinámica cuya
actividad repercute en las condiciones ambientales de la superficie del planeta
en la que se desarrolla la vida. La energía calorífica necesaria para esta
dinámica se acumuló durante la formación del planeta, a partir de la energía
residual de las miles de colisiones entre planetesimales que debieron ocurrir en
su origen, y posteriormente, a partir de la desintegración paulatina de elementos
radiactivos acumulados en el interior y de reajustes físico-químicos internos.
Desde entonces, la tierra se enfría, pero al disiparse hacia el exterior, el calor
101
interno pone en marcha los mecanismos de la dinámica interna de la tierra. Esa
energía calorífica es la que «mueve» el «motor geológico» de la tierra.
El dinamismo interno de la tierra se manifiesta a través de dos
fenómenos importantes para la geología de la tierra y posiblemente para la
evolución biológica: El magnetismo terrestre, debido a los movimientos de
partículas cargadas eléctricamente en el núcleo de la tierra y la tectónica global
que, entre otras cosas, implica el desplazamiento de las masas continentales
debido a corrientes de convección en la astenosfera (la capa que existe bajo la
litosfera que es la capa más superficial de la tierra).
El campo magnético de la tierra genera un auténtico escudo protector
contra diversos tipos de radiación cósmica. La magnetosfera reduce
significativamente la cantidad de rayos cósmicos que llegan hasta nuestra
atmósfera y disminuye por tanto la tasa de mutación asociada a ellos. Pero hoy
sabemos que el campo magnético no es constante. Con frecuencia el campo
magnético de la tierra ha invertido su polaridad. La inversión magnética terrestre
es un proceso que puede prolongarse durante 15.000- 20. 000 años y durante
este periodo además de desvanecerse transitoriamente la bipolaridad del
campo magnético, su intensidad decrece hasta un 10% de su valor habitual. Se
ha especulado que esta disminución de intensidad ha podido favorecer un
aumento de la tasa de mutación durante periodos en los que una mayor
proporción de rayos cósmicos llegarían a la tierra. Sin embargo, no es posible
valorar de forma objetiva cuáles pueden haber sido las consecuencias
concretas de esta influencia.
Mucho más evidentes son los efectos sobre la vida de la tectónica de
placas. Curiosamente el descubrimiento e interpretación de las inversiones de
polaridad del eje magnético fue una de las herramientas más útiles para
resolver el complejo rompecabezas de la dinámica de la litosfera terrestre.
Gracias a ello hoy sabemos que los fondos de los océanos surgen en mitad de
102
continentes, se van expandiendo y luego son destruidos en un ciclo que se
repite en lugares distintos de la tierra. De esta forma, los océanos nacen,
crecen y vuelven a cerrase modificando una y otra vez su geografía y
distribución, mientras los continentes, como espectadores pasivos, son
desgajados, empujados de un lugar a otro y vueltos a reunir en un ciclo que se
repite aproximadamente cada 400 millones de años y que se denomina ciclo
supercontinental.
El desplazamiento de los continentes a lo largo de la superficie
terrestre ha supuesto una continua variación de las condiciones ambientales
locales en la tierra por lo que ha debido tener una influencia decisiva sobre la
evolución biológica. Los cambios ambientales asociados a la deriva continental
han podido deberse a varios motivos: Desde el punto de vista de cada masa
continental, el cambio de latitud de cada una conlleva una inevitable
modificación de su clima local. Este hecho de por sí ha podido jugar un papel
crucial en la evolución por los motivos que hemos visto antes.
Desde un punto de vista global de todas las masas continentales, los
argumentos son más variados y complejos. Por ejemplo, la reunión de masas
continentales hasta formar grandes supercontinentes, como es el caso de la
Pangea, debió establecer puentes para el flujo de seres vivos de un lugar a
otro. Esto permitió modificaciones profundas en las comunidades que influyeron
en su posterior evolución. Además, la unión de continentes tiene una influencia
directa sobre la heterogeneidad ambiental. Cuanto mayor sea el número de
continentes y más extensa sea su distribución mayor será el número de
biotopos diferentes. Lógicamente, cuanto mayor sea la diversidad ambiental
mayor será la diversidad biológica. Por tanto, la unión de continentes
desemboca en el efecto contrario: una disminución de la diversidad biológica.
Tal hipótesis concuerda de hecho con lo observado en determinadas
comunidades de seres vivos. De modo contrario, puede argumentarse que la
separación de diferentes masas continentales elimina puentes para el
103
intercambio genético, determina la formación de líneas evolutivas
independientes, y aumenta la heterogeneidad ambiental favoreciendo así la
diversificación.
Además, la particular distribución de los continentes en cada
momento ha podido tener una influencia importante sobre otros aspectos. Por
ejemplo, la geografía continental influye en la configuración de las corrientes
oceánicas que son factores muy importantes en los ecosistemas marinos. La
distribución global de los continentes también ha podido jugar un papel
importante en determinadas peculiaridades climáticas de algunas épocas de la
tierra como es el caso de las glaciaciones. Se cree que estos significativos
cambios del clima terrestre han sido favorecidos por la concentración de masas
continentales en el hemisferio Norte con respecto al Sur. Este hecho habría
contribuido a los rigores invernales en este hemisferio y a la formación y
acumulación de masas glaciares año tras año. Vemos, pues, que a través de
todos estos procesos, los mecanismos internos de la tierra determinaron
cambios ambientales que a su vez habrían influido sobre acontecimientos
evolutivos.
La interacción seres vivos-entomo es, desde luego, bidireccional. En
ocasiones, los seres vivos también han provocado cambios notables en las
características ambientales del planeta y de hecho la especie humana, uno de
tantos productos actuales de la evolución, parece mostrar el convencimiento de
que son los seres vivos quienes moldean la tierra. Sin embargo, desde una
perspectiva general, buena parte de la evolución biológica es el reflejo de una
tierra que se mueve internamente y modifica sus características según una
dinámica propia; una tierra cambiante que impulsa y dirige la historia de los
seres vivos.
104
- NOVO M. “Educación ambiental. Bases éticas, conceptuales y metodológicas” Edit. Universitaria S.A. Madrid 1995.Págs 64-78.
- SAGRARIO RENTERIAS. “El planeta tierra” Edit. Blum Barcelona 1992Págs. 20-45.
- ODUM E. “Ecología Peligra la vida 2ª Edición interamericana Edit. Mc. Graw Hill 1995Págs. 134-159.
105
TEMA VI GEOLOGIA HISTORICA
VI.1 El tiempo relativo
El tiempo en geología.
Se percibe de dos maneras diferentes, bajo los conceptos de tiempo
relativo y de tiempo absoluto.
Al estudiar un sector cualquiera de la corteza terrestre, un yacimiento
mineral, o cualquier otro objeto geológico, el geólogo tiene como una de sus
tareas centrales, establecer el orden relativo de formación de las rocas,
minerales o estructuras componentes de ese sistema. Ello se expresa como
tiempo relativo, que establece cual elemento es más antiguo que otro. Además,
interesa situar en una escala de tiempo, el tiempo absoluto, la formación de
estos elementos. Los procedimientos para establecer ambos tiempos son muy
diferentes entre si, y se indican a continuación.
Tiempo relativo
Para establecer el tiempo relativo se utilizan 4 sencillos principios
fundamentales del razonamiento geológico, cuya aplicación se basa en la
observación directa de los cuerpos geológicos en la naturaleza. En muchos
casos, permiten establecer la sucesión temporal de los elementos que
constituyen el sistema estudiado.
Estos principios son:
106
a) De la superposición: si una roca se deposita encima de otra, es más joven.
b) De la inclusión: si un fragmento de una roca se encuentra dentro de otra,
esta última es la más joven.
c) De las relaciones de corte: si el límite de un cuerpo de roca corta a los límites
entre otras, es más joven que aquellas.
d) De la sucesión de faunas: más complejo que los otros, este principio
establece que las faunas fósiles, ordenadas cronológicamente por los principios
anteriores, pueden usarse por si mismas para establecer edades relativas entre
las rocas que las contienen.
VI.2 El tiempo absoluto, métodos radioactivos.
Tiempo absoluto
El concepto cuantitativo de la duración del tiempo geológico, el
tiempo transcurrido desde la formación de la tierra, ha evolucionado
enormemente en los últimos tres siglos. La determinación de la edad de la
Tierra es probablemente la contribución más importante que la ciencia
geológica ha hecho a la concepción global que el hombre tiene de la naturaleza
y de su posición en ella, y que ha permitido formular teorías tan fundamentales
como la de la evolución de las especies y la del actualismo.
En 1658 el arzobispo anglicano James Ussher publicó una cronología
de la tierra basada en la interpretación de la genealogía bíblica, en la que
establecía que la tierra había sido creada en la tarde del 22 de Octubre del año
4004 antes de Cristo. Este dato fue introducido como pie de página en la
edición de 1701 de la biblia inglesa y permaneció en ella hasta 1900. Este
marco temporal estaba en concordancia, y condicionaba las hipótesis
catastrofistas y creacionistas que hasta comienzos del siglo XIX se concebían
107
para explicar la sucesión y diversidad de las faunas fósiles que se conocía en
las rocas.
Sin embargo, la edad para la tierra propuesta por Ussher, comenzó a
ser puesta en duda por geólogos y físicos en el siglo XVIII y particularmente en
la primera mitad del siglo XIX. En 1758 en su teoría de la tierra, el geólogo
inglés Sir James Hutton, después de realizar prolongadas observaciones
geomorfológicas y estratigráficas, concluyó que no hay indicios de un
comienzo, ni prospecto de un final para la historia de la tierra. La naciente
mentalidad científica no se satisfacía de una impresión cualitativa de ese tipo, y
se comenzó a buscar maneras de calcular la edad de la tierra. Para medir el
tiempo, es necesario conocer un proceso que sea cíclico, o bien progresivo de
tasa de variación constante y del cual se conozcan los estados inicial y final. En
el siglo XIX se creyó encontrar sistemas con esas características y se
desarrollaron principalmente 4 metodologías para calcular la edad de la tierra:
dos de ellas basadas principalmente en cálculos físicos y astronómicos (el
enfriamiento de la tierra y la física orbital), y dos basadas en observaciones de
procesos geológicos (la química de los océanos y la acumulación de
sedimentos observable en las rocas). Todas ellas produjeron gran diversidad de
resultados, y mencionaremos a continuación algunos de ellos a modo de
ejemplos.
Lord Kelvin, basado en cálculos del enfriamiento de la tierra a partir
de una temperatura inicial (supuesta) de 3870 C, de una conductividad térmica
promedio de las rocas que constituyen la tierra (medida), una gradiente
geotérmica (medida) de 33C/Km., y un modelo de enfriamiento por
conductividad, llegó en 1862 a la cifra de 99 millones de años, que su prestigio
como científico hizo aceptable para muchos científicos hasta los inicios del siglo
XX.
108
Joly, basado en la cantidad de Na presente en el agua de mar
(medido), en el aporte anual de Na de los ríos al mar (medido) y en la
suposición que no se perdía Na del mar, calculó en 1899 una edad de la tierra
de, 99 Millones de años! Esta coincidencia con los valores obtenidos por Lord
Kelvin, es una poderosa demostración que llegar a un mismo resultado por dos
métodos distintos, no asegura la veracidad del resultado.
Sobre la base de cálculos astronómicos, el segundo hijo de Charles
Darwin concluyó (1898) una edad mínima de 56 Ma. Para la tierra.
Walcott, basado en la medición del espesor de los estratos
geológicos observables en Estados Unidos, y suponiendo una velocidad de
sedimentación constante de 1 metro por cada 9.483 años, calculó en 1893 la
edad de la tierra en 55 Ma.
Pero el descubrimiento de la radioactividad, a principios del siglo XX,
echaría por tierra los cálculos acerca del enfriamiento de la tierra , que no
consideraban esta fuente de calor, y entregaría al mundo diversos y precisos
relojes para medir la edad de las rocas y de la tierra. El desarrollo del
espectrómetro de masas fue el necesario avance tecnológico que permitió
medir con precisión las proporciones en que está los diversos isótopos en los
minerales y rocas, y con ello aplicar los más diversos sistemas radioisotópicos a
la datación de los materiales naturales, terrestres y extraterrestres.
El principio de la determinación de edad por métodos isotópicos es
simple: si un isótopo radioactivo P da origen a isótopos radiogénicos H a una
velocidad constante , medible, entonces de la proporción entre P y H se puede
deducir una edad de comienzo de operación del sistema. Premisas necesarias
para la aplicación del método es que la cantidad inicial de H sea conocida, que
el sistema haya sido cerrado para P y H desde su origen y que la constante de
desintegración sea constante en el tiempo. De esta manera numerosos
109
sistemas isotópicos pueden usarse para determinar la edad de rocas y
minerales: K-Ar. 40Ar-39Ar, Rb-Sr.Nd-Sm, Ru - Os, U -Pb, Pb-Pb por
mencionar sólo algunos. Una impresionante inversión en tecnología y en
laboratorios especializados apoya con estos métodos la incesante necesidad de
los geólogos de determinar la edad de las rocas, y con ello la de los eventos
que se han sucedido en la historia de la tierra.
Dotado con esta batería de métodos, y con la ayuda de las muestras
traídas de la Luna y caídas de otras partes del sistema solar en forma de
meteoritos, se calcula hoy la edad de la tierra en 4.54 Ga. Las edades más
antiguas obtenidas en minerales terrestres son de ca. 4.1 Ma, en circones
detríticos en rocas sedimentarias, lo que indica claramente que ya antes de eso
había una corteza sólida en la tierra. Es probable que ella haya desaparecido
para siempre debido a la actividad tectónica del planeta.
VI.3 La columna estratigráfica
110
Los fósiles conservados en los estratos de roca ofrecen pistas sobre
la historia de la evolución. Esta columna estratigráfica se basa en señales
paleontológicas y muestra el orden con que aparecieron los organismos en el
paleozoico, rico en fósiles. Cada capa representa un periodo de tiempo
particular y muestra los organismos que prosperaron en él. Aunque rara vez se
encuentran fósiles según este modelo ideal, suelen estar dispuestos, más o
menos, en orden cronológico. En general, los fósiles más antiguos se sitúan en
las capas inferiores, y los más recientes en las superiores, así esta disposición
puede ayudar en la datación de los especimenes.
VI.3.1 Características distintivas de los períodos
1) En América del Norte, el Carbonífero se subdivide en los períodos
Mississippian y Pennsylvaniana.
111
2) Descubrimientos hechos durante el pasado cuarto de siglo han cambiado
substancialmente la forma de ver los eventos geológicos y paleontológicos
inmediatamente anterior al Cámbrico. La nomenclatura no se ha estabilizado. El
término Neoproterozoico es utilizado aquí, pero otros escritores podrían
igualmente usar otros términos como Ediacariano, Vendiano, Varangiano,
Precámbrico, Protocambriano, Eocambriano, o podrían haber extendido el
período de duración del Cámbrico. Todos estos términos son considerados
como un subconjunto del Proterozoico más que como un período entre
Paleozoico y el Proterozoico.
3) Las fechas son inciertas mostrando una leve diferencia con las fuentes en
común. Esto se debe a la incerteza del fechado radiométrico y el problema que
depósitos que son susceptibles de ser fechadas radiométricamente no siempre
son examinados en el lugar exacto en la columna geológica que se desea
fechar. Fechas con un son determinadas radiométricamente basados en
acuerdos internacionales con GSSP. Todas las fechas se dan para el fin de la
época en cuestión.
4) Los paleontólogos generalmente hacen referencia a la etapa faunal en lugar
de los períodos geológicos. La nomenclatura de etapas es bastante compleja.
5) Como uso común los períodos Terciario- Cuaternario y Paleogeno-Neogeno-
Período cuaternario son considerados equivalentes a Mesozoico y Paleozoico.
El término Periodo | era (ejemplo Neogeno Periodo | era) es a veces usado en
lugar de Período.
6) El tiempo mostrado en la columna Años atrás es la que corresponde al fin de
la época en la columna que dice Época.
7) El Precámbrico era también denominado
112
- MANUEL NOVO M. “La geología” Edit. Universitaria S.A. Madrid 1995.Págs 60-78.
- FERNANDO DOMINGUEZ G. “Historia de la geologia” Edit. Blume Barcelona 1992Págs. 127-145.
- PEDRO ODUM E. “El tiempo y el espacio 2ª Edición interamericana Edit. Mc. Graw Hill 1995Págs. 173-189.
113
BIBLIOGRAFÍA
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S.A. Madrid 1990. págs. 30-68.
- AGUILAR HERNANDEZ CRISTINA.”Evolucion de la
tierra”. Edit. Alianza Madrid 1997. págs. 154-164.
- DÍAZ PINEDA F. “Desarrollo de la tierra Edit.
Complutense Madrid 1996. págs. 85 – 93.
- RODRIGUEZ PEÑA F. “La Mineralogía” Edit. Síntesis
Madrid 1993. Págs. 105-130.
- ARAUJO JOAQUIN. “Las piedras preciosas” Edit.
Espasa Madrid 1996. Págs.
- BALLESTERO JESUS. “El suelo” Edit. Trotta, Madrid
1997. Págs. 68-90.
- BROMN L. R. “La salvación del planeta” Edit. Edhasa,
Barcelona 1992. Págs. 214-232.
- ECHARRI LUIS. “Ciencias de la tierra y del medio
ambiente”. Edit. Teide S.A. Barcelona 1998. Págs. 64-
73.
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